河套盆地吉兰泰凹陷烃源岩展布与勘探潜力

孙六一，蒲仁海，马占荣，王 飞

(1.中国石油长庆油田分公司勘探开发研究院，陕西 西安 710018； 2.西北大学 地质学系，陕西 西安 710069)

0 引 言

20世纪80年代，中国石油长庆油田分公司在河套盆地西南部吉兰泰凹陷二维地震解释的一个断鼻构造钻探了吉参1井，虽在2 600 m附近揭示了下白垩统固一段累计厚度36 m的湖相暗色泥岩，但其镜煤反射率只有0.4%～0.6%，属于未熟—初熟演化阶段[1]，加之没有发现油气显示，对该区的勘探工作暂停了下来。2013年，冶金探矿系统在吉兰泰凹陷西北缘露头高航磁异常区钻探浅井ZK230井、ZK240井和ZK500井，3口井均在埋深数百米的元古界变质岩取芯裂缝中发现可流动原油和油珠。根据这一情况，2015年中国石油长庆油田分公司在吉兰泰凹陷加密了二维地震勘探，并在一小型断背斜构造上部署了松探1井，该井钻遇暗色泥岩累计厚度26 m，取芯获4 m油浸砂岩，多处见油斑、油迹显示；2016年又钻探了松探2井，该井不但没有发现油气显示，而且与松探1井的暗色泥岩对应的层位相变为浅湖灰岩，反映了该区生油地质条件的复杂变化。由此可见，吉兰泰凹陷的主要问题是烃源岩分布和生烃能力如何，变质岩裂缝中的原油与松探1井的原油来自何处、是否同源以及勘探前景如何等。

赵重远等根据地震资料研究了盆地地层结构及形成演化，认为河套盆地为一不对称的地堑盆地[2-7]。2000年以来，河套盆地新生界发现了生物气，杨华等就生物气有机质类型与来源、储量、圈闭条件等方面进行了研究，认为在临河坳陷北部可能存在好的生烃条件[8-11]。近年来，张永谦等对该盆地的深层构造和后期演化方面取得了一些新研究进展[12-14]。除白垩纪发育湖相沉积外，在344 ka以来的河套盆地第四纪发生过一次古大湖的形成和消亡[15]，120～150 ka为最大湖泛期[16-17]。赵希涛等认为河套盆地晚第三纪以来的湖泊演化与黄河的形成及演化存在一定关联[18]，但总体以冲积和风成堆积为主[19]。随着计算机技术的进一步发展，各种地震模拟、波形分类和神经网络等技术在地震相分析中的应用[20-31]为该区目的层沉积相和烃源岩展布分析提供了技术支撑。该区二维地震测网密度约4 km×8 km。本文通过露头、钻井和二维地震综合解释研究，对河套盆地吉兰泰凹陷生油目的层沉积相、烃源岩展布、生烃和运聚情况进行了探讨，指出了下一步的勘探方向。

1 地质背景

图1 河套盆地构造单元划分与吉兰泰凹陷位置Fig.1 Division of Tectonic Units in Hetao Basin and Location of Jilantai Sag

河套盆地位于华北板块的西北缘，东西长约600 km，南北宽30～90 km，呈弧形分布。盆地由“两隆三坳”组成，自西向东分别发育临河坳陷、乌拉山隆起、乌前坳陷、包头隆起及呼和坳陷(图1)。盆地沉积盖层主要由白垩系、古近系、新近系及第四系组成，沉积厚度为3 000～8 000 m。河套盆地古生代及以前与鄂尔多斯盆地连为一体，基本处于隆升剥蚀状态，缺失三叠系及以前的地层。中生代以来，由于太平洋板块俯冲消减与欧亚大陆解体，河套盆地处于隆升剥蚀状态。早白垩世，河套盆地与鄂尔多斯盆地脱离，形成单独盆地。燕山运动进入第二幕，河套盆地边界断层开始沉降，沉积了下白垩统固阳组。最下部的固三段沉积以角度不整合超覆于老地层之上，由于凹陷边界断层强烈拉伸，在干旱气候条件下，固三段呈明显的半地堑红色冲积充填。固二段及其以后断裂活动减弱，凹陷由断陷向坳陷过渡，并逐渐填平。到固一段沉积时，盆地经历了两次气候潮湿阶段，接受了深灰色—黑色泥页岩沉积，夹于干旱河流相沉积之间。早白垩世末期，河套盆地与鄂尔多斯盆地一起抬升，缺失上白垩统—始新统。渐新世以来，受喜马拉雅运动及太平洋板块俯冲方向变化的影响，河套盆地再次进入强烈的断陷-坳陷沉降阶段[1-2]。

吉兰泰凹陷位于弧形河套盆地的西南部，属于NE向延伸的临河坳陷西南部分，其南与巴彦浩特盆地相接，西为阿拉善前寒武系地块，东为贺兰山和桌子山(图1)。

2 钻井地层划分对比

下白垩统为主要的勘探目的层系，吉兰泰凹陷已钻石油探井3口(松探1井、松探2井、吉参1井)，金属探矿浅井4口，均钻穿沉积地层进入了太古界变质岩系。吉参1井、松探1井和松探2井揭示了吉兰泰凹陷在元古界变质岩基底上发育了下白垩统固阳组、渐新统临河组、上新统和第四系[2-6]。地震剖面揭示凹陷东南部局部可能残存类似于巴彦浩特盆地的侏罗系断陷[32]，但3口探井均未钻遇。固阳组自上而下分为固一段(K1g1)、固二段(K1g2)和固三段(K1g3)(图2)。钻井地层划分对比主要依据古生物标志、固二段棕红色泥岩标志层、临河组底部正旋回、基底下元古界变质岩、胶结程度、层位标定与不整合反射等。

(1)古生物标志。吉参1井2 081～2 499 m深度处含介形虫、轮藻、孢粉化石，孢粉组合以裸子植物占绝对优势，以没有被子植物花粉为特征。由蕨类植物袍子和裸子植物花粉组成的克拉梭粉-无突助纹孢-薄壁粉属及克拉梭粉-无突助纹孢-徐氏孢属反映早白垩世面貌组合，特别是高含量的海金沙科孢子出现，被确定为早白垩世的重要依据。介形虫化石以原始假伟星女星介、固阳女星介、长椭圆女星介等各种白垩系常见的女星介为主。轮藻化石主要有三褶奇翼轮藻三褶亚种，广见于世界各地下白垩统中[33]。由此可见，吉参1井无上白垩统，渐新统临河组直接覆盖在下白垩统固阳组之上[34]。

(2)固二段棕红色泥岩标志层。吉参1井、松探1井与松探2井均钻遇了200～230 m厚的棕红色泥岩段，纵向上与上覆、下伏砂泥岩地层相比，其沉积细、岩性稳定、对比性好，是一个较明显的泥质岩标志层段，目前被划为固二段。

(3)临河组底部正旋回。吉参1井1 600～2 081 m深度处钻遇的底砂(砾)岩、含砾砂岩向上逐渐变细，该段较厚的底砂岩在松探1井和松探2井也存在，变为细砂岩夹泥岩，它们可能是不整合面上异旋回下部粗粒沉积，具有构造抬升间歇成因的等时地层意义，其底界作为下白垩统固阳组与上覆渐新统临河组的界线较合适(图2)。

图2 吉参1井、松探1井和松探2井下白垩统固阳组对比剖面Fig.2 Correlation Cross-sections of Lower Cretaceous Guyang Formation from Wells JC1, ST1 and ST2

(4)基底下元古界变质岩。研究区3口探井和2口金属探矿浅井均钻遇下元古界变质岩，变质岩呈深蓝灰、绿灰、肉红色的中、深变质程度的变粒岩、片麻岩等，测井上表现为低声波时差、高电阻率等特征，与固阳组砂砾岩直接接触，将其作为盆地基底与盖层的界线十分清晰，容易确认。

(5)胶结程度。庆格勒大水沟露头和ZK500井全取芯观察表明，固阳组和临河组红色砂泥岩基本均属于半成岩状态，砂泥岩一般用手可以捏碎，几乎难以制成薄片。因此，在缺乏古生物标志的情况下，这套红色泥岩标志层归于新近系还是白垩系缺乏证据。但有时候白垩系砂岩比较结实，这时一般砂岩为钙质胶结，疏松者为黏土胶结。钙质或白云质胶结强度较好的坚硬砂岩是白垩系区分于新近系疏松砂岩的一个标志。然而，该区侏罗系却异常坚硬致密，露头用榔头采样几乎难以砸碎。从巴彦浩特盆地的地震剖面看，侏罗纪末期与白垩纪沉积前有一次造山运动，形成很多逆冲断裂和高角度不整合，挤压造山可能是侏罗系十分致密坚硬的原因。

(6)层位标定与不整合反射。通过人工合成地震记录将单井层序划分结果标定到地震剖面上，进行井震层序相互匹配，以建立正确的对比关系，确定了井震之间的唯一关系后则可以用地震界面标志反推钻井分层界线的大趋势。采用地震验证大段(厚度50 m以上)的分层对比可靠性，用测井验证小段(厚度小于50 m)的对比及具体分层界线。地震剖面观察解释共发现了包括下白垩统固一段顶面、下白垩统固二段底面、下白垩统固三段底面、渐新统临河组顶面和上新统顶面等5个不整合面。部分地震反射不整合面见图3、4。研究区以上5个地震不整合反射中，既有上超又有削截的不整合分别位于固三段顶面、底面，反映了两次较强的构造运动，尤其可能存在水平挤压作用，造成了一定厚度的地层剥蚀，其主要存在于固三段顶面和底面。其他3个不整合面均为上超不整合，反映了相对升降构造运动和沉积间断。尤其明显的是，吉兰泰凹陷地层厚度和构造变形与ZK500井附近的航磁异常活动关系密切。

图3 过吉参1井SE向地震剖面解释Fig.3 Interpretation of SE-extending Seismic Section Through Well JC1

图4 过松探1井SE向地震剖面解释Fig.4 Interpretation of SE-extending Seismic Section Through Well ST1

3 固一段两期湖相泥岩沉积特征

吉兰泰凹陷绝大部分白垩系和第三系均为干旱气候条件下的紫红、褐红色砂泥岩、砾岩沉积[35-36]，具备Galloway等提出的旱地扇沉积特征[37]。

固一段厚度为200～600 m，在断裂下降盘的凹陷中心厚度较大。本区仅在下白垩统固一段下部和中部分别发育两套暗色泥岩。大水沟露头和松探1井固一段下部和中部的两套暗色泥岩进行对比(图5)发现：下部暗色泥岩较纯，为灰黑色页岩、水平层理泥岩；上部暗色泥岩为浅灰色泥岩、泥灰岩等。泥页岩单层厚度为2～5 m，呈多层间夹于褐色泥质粉砂岩和砂岩之中。固一段暗色泥岩中含10%～30%的方解石、文石或白云石，局部有约1%的石膏。

与固一段中部湖相泥岩相比，固一段下部暗色泥岩厚度大、沉积细、分布广，存在深湖页岩、泥岩、泥灰岩、浅湖鲕粒灰岩等沉积。中部暗色泥岩主要为浅湖灰绿色泥岩、钙质泥岩、粉砂质泥岩等，水体偏浅。

松探1井灰色、深灰色泥岩有17层，测井曲线上识别深灰色泥岩厚度总计为29 m(图6)。松探2井固一段只发育浅湖砂屑灰岩、薄皮鲕粒灰岩，缺乏深灰色泥页岩等深水沉积。灰岩单层厚度为2～3 m，累加厚度近20 m。鲕粒核主要由石英颗粒组成，少量为泥晶灰岩，亮晶方解石胶结，砂屑灰岩中见介形虫化石。吉参1井固一段钻遇了36 m厚深灰色泥岩，主要发育在固一段下部。

总体上，3口井和露头均反映了固一段的两期湖相沉积，其中下部湖相水体深、沉积细、分布广，中上部湖相水体浅、分布小。两期湖泊均沉积了暗色泥岩和灰岩，但下部的暗色泥岩更发育。

4 固一段烃源岩正演地震响应与展布

吉兰泰凹陷固一段暗色泥岩相对于上、下砂岩和红色泥岩具有高自然伽马、高电阻率、低声波时差和高密度等测井特征(图5)。经合成地震记录标定，松探1井暗色泥岩在地震剖面上对应于一组“两峰一谷”的强振幅反射，易于识别。松探1井朝NE向延伸约3 km后变为中振幅连续反射，反映岩性组合和沉积相存在一定的变化(图7)。

图5 松探1井固一段下部和中部两套烃源岩与大水沟露头剖面的对比Fig.5 Comparison of Two Sets of Source Rocks in the Lower and Middle Parts of Gu1 Member and the Section of Dashuigou Outcrop in Well ST1

图6 松探1井固一段第3回次取芯照片Fig.6 Photographs of the Third Coring of Gu1 Member in Well ST1

为探索暗色泥岩厚度变化与地震振幅之间的关系，本文在松探1井合成地震记录上制作了暗色泥岩厚度变化的一维正演模型(图8)。固一段的暗色泥岩波阻抗(速度与密度乘积)稍高于上、下砂岩波阻抗，这一特征与时代较老的固二段和固三段有所不同，这可能与白垩系整体埋藏浅、成岩程度低、岩石疏松和含碳酸盐岩等有关[38]。改变暗色泥岩段的声波时差与密度，以模拟暗色泥岩厚度增加或减小后的地震响应，可以看出暗色泥岩增厚5 m后，合成记录中的振幅则分别增强，反之减弱，说明地震振幅与暗色泥岩厚度成正相关关系。

图7 过松探1井NE向地震剖面东南段暗色泥岩中—强振幅连续反射地震相Fig.7 Seismic Facies of Medium to Strong Amplitude Continuous Reflection of Dark Shale on the Southeast Segment of NE-extending Seismic Section Through Well ST1

图8 松探1井固一段暗色泥岩厚度变化的一维正演模型Fig.8 One Dimensional Forward Model of Thickness Variation of Dark Shale of Gu1 Member in Well ST1

固一段两层暗色泥岩的二维正演模型也说明了泥岩形成强振幅反射。二维正演模型中，松探1井固一段暗色泥岩大致分为两期，两期暗色泥岩之间为约120 m厚红色粉砂岩、砂岩，单层暗色泥岩厚度20 m左右，上覆砂岩与灰质砂岩，灰质砂岩厚度有限。根据暗色泥岩层的测井曲线特征与厚度及上覆、下伏岩层性质，制作正演模型[图9(a)]。根据其声波时差、密度测井曲线，统计出不同岩层的速度与密度。其中，普通砂岩层速度为3 435 m·s-1，密度为2 265 kg·m-3；灰质砂岩速度为3 952 m·s-1，密度为2 530 kg·m-3，厚度约为80 m；暗色泥岩速度为4 761.9 m·s-1，密度为2 580 kg·m-3，两层暗色泥岩总厚度为40 m。

正演模型中，让两层暗色泥岩厚度呈现楔状与阶梯状变化，模拟其厚度对振幅影响。暗色泥岩在地震记录中表示为“一谷两峰”的反射特征。利用25 Hz雷克子波模拟出的地震响应也表现出典型的“一谷两峰”反射特征。无论楔状还是阶梯状厚度变化，都呈现出固一段暗色泥岩厚度越大、振幅越大的特点。

图9 暗色泥岩正演模型与地震响应Fig.9 Forward Model and Seismic Response of Dark Shale

上述模拟表明，振幅属性是反映湖相暗色泥岩含量或厚度的重要依据，即在砂泥岩波阻抗有较大差异情况下，振幅属性即可反映岩性组合和沉积相的变化[39]。因此，提取固一段振幅属性，根据振幅强度将研究区分为强、中、弱振幅带3个地震相类型。通过露头、岩芯和测井等综合分析认为，固一段沉积环境包括扇三角洲、滨浅湖、半深湖以及生物碎屑滩坝等。根据不同沉积区岩性特征与振幅的关系，以及不同地震相在平面上的分布位置和形态[40]，可以推断强振幅带代表半深湖，中—强振幅带代表生物碎屑滩坝，中—弱振幅带代表扇三角洲前缘—滨浅湖，弱振幅带代表扇三角洲平原(图10)。

根据3口井的合成地震记录拟合了该区综合平均速度，制作了吉兰泰凹陷固一段顶面、底面构造图，用底面构造图减去顶面构造图得出固一段厚度图。在已知固一段厚度、3个井点的固一段暗色泥岩厚度和暗色泥岩厚度占地层厚度百分比的基础上，根据正演模型提供的厚度与振幅成正比的关系，在井点厚度标定下，可以制作出固一段暗色泥岩厚度图(图11)。具体做法为：8位数据体地震振幅最大绝对值为127，固一段振幅大于75的时间厚度在井点与测井统计的暗色泥岩厚度较一致，从而用该厚度大致反映固一段暗色泥岩厚度，与3口井的暗色泥岩厚度吻合，分别为36、29、2 m。据此可以推算出暗色泥岩累计厚度，最大厚度为40 m左右，在凹陷中央呈沿NE向条带展布，位置与沉积相平面图上的半深湖位置一致(图10)。

5 烃源岩成熟度与烃源对比

吉兰泰凹陷烃源岩存在的主要问题是钻井样品虽埋深在2 500～2 600 m，但却处于未熟—低熟演化阶段，而露头样品却处于过成熟状态，其他地球化学指标类似。对庆格勒大水沟剖面深灰色泥岩、灰绿色泥岩、松探1井固一段、松探2井固一段深灰色泥岩取芯共5个样品进行热解实验。两个露头样品换算总有机碳为0.31%～0.70%，母质类型为Ⅲ类，最大热解峰温度达到了472 ℃，属于过成熟[41-42]。松探1井和吉参1井12个岩芯样品地球化学分析的总有机碳介于0.37%～2.63%，平均为0.94%，母质类型为Ⅱa类，最大热解峰温度平均只有408 ℃，属于未熟—低熟。由于露头黑色页岩样品采自长期风化的小河边，有机质散失严重，有机质含量和类型均有偏差[43]。

图10 固一段沉积相平面图Fig.10 Plane Map of Sedimentary Facies of Gu1 Member

图11 固一段暗色泥岩厚度图Fig.11 Dark Shale Thickness Map of Gu1 Member

图12 近露头区的ZK230井、ZK500井变质岩裂缝原油与松探1井固一段油浸原油色谱对比Fig.12 Comparisons of Chromatograms of Fractured Crude Oil of Metamorphic Rock in Wells ZK230 and ZK500 of Outcrop Area and Immersed Crude Oil of Gu1 Member in Well ST1

色谱图分析对比表明，ZK230井、ZK500井元古界变质岩裂隙中的原油地球化学指标与松探1井固一段原油饱和烃色谱图正构烷烃组分齐全，具有相同的主峰优势和植烷优势，峰型完整，主峰碳以C22为主，3口井的4个样品原油应来源于同一烃源岩(图12)，但二者成熟度却有明显差异。露头区的变质岩裂缝中的5个原油样品奇偶优势指数(OEP)介于1.01～1.17，平均为1.08；而松探1井固一段原油奇偶优势指数高达2.36，为未熟—低熟状态[44]，与烃源岩热解结果一致。

钻井和大水沟露头烃源岩热解结果在有机质成熟度方面差异较大，但从砂岩含油色谱对比图来看，二者又是相同的。吉参1井和松探1井固一段底面埋深分别为2 600 m和2 500 m左右，目的层经过的埋藏史类似，后期均未发生过地层抬升剥蚀，用声波法恢复剥蚀厚度均为0 m[45]。

图13 上新统顶面不整合拉平显示的过ZK500井SE向地震剖面Fig.13 SE-extending Seismic Section Through Well ZK500 After the Top Pliocene Unconformity Flatted

上新世末期的构造运动造成了吉兰泰凹陷西北缘固阳组及其以上渐新统至上新统地层的全部剥蚀，因此，ZK500井区油气的高成熟度应是在这次抬升剥蚀之前发生的。把地震剖面上上新统顶面不整合拉平，即可看出剥蚀厚度、烃源岩成熟期的剖面构造[46](图13)。图13显示ZK500井附近的固一段已被剥蚀，抬升剥蚀前的最大埋深的双程走时为1 500～2 000 ms，用松探1井合成地震记录换算成深度为1 300～2 000 m，这一深度仍小于松探1井的最大埋深2 500 m。该深度作为成藏期的最大深度仍然小于松探1井烃源岩深度，而前者的有机质成熟度却远大于后者。

图14 吉兰泰凹陷航磁异常化极等值线平面图Fig.14 Contour Plane Map of Aeromagnetic Anomaly in Jilantai Sag

ZK500井变质岩裂缝的高成熟度原油可能与其他热事件有关。局部存在的岩浆或热液活动可能导致烃源岩和原油的高成熟。岩浆或热液作用对油气成熟和油藏改造在塔河油田就有报道[47-48]。ZK500井附近存在一个平面上呈圆形展布的航磁异常，直径约15 km(图14)，其中心与图13地震剖面上给ZK500井基底供油的固一段残余位置吻合。图13的基底上拱杂乱反射可能是与高航磁异常有关的岩浆侵入所形成。虽然在该区露头附近没找到上新世火山岩或岩浆岩，但该区以南具类似构造背景的巴彦浩特盆地存在燕山晚期的辉长岩和凝灰岩[32]。地震剖面上的上拱杂乱反射和航磁异常共同暗示了某种岩浆侵入活动，其形成时间应当是造成白垩系及其上覆所有地层被剥蚀的上新世末期(图13)，可能正是该岩浆热事件促使了ZK500井区原油的高成熟。埋藏史研究表明，远离该热侵入体的吉参1井固一段烃源岩埋深超过3 500 m以下才可能进入成熟阶段[1]。

图15 松探1井固阳组砂岩孔隙度和渗透率分布直方图Fig.15 Distribution Histograms of Porosity and Permeability of Sandstone of Guyang Formation in Well ST1

6 有利勘探区

从固一段暗色泥岩厚度来看，吉兰泰凹陷中部浅凹带厚度最大，分布广，累计厚度最大超过40 m，其次为北部深凹带，累计厚度最大可能超过35 m。但从埋深来看，北部深凹带固一段底面埋深为3 500～6 000 m[49]，中部浅凹带埋深为2 000～3 000 m。综合考虑烃源厚度和成熟度，北部深凹带相对更有利。

从砂岩储层来看，虽然固阳组砂岩胶结疏松，但孔隙度并不大。在孔隙度分布直方图上，主峰孔隙度为10%～14%，呈多峰分布，可能反映河道、重力流漫滩等不同微相的砂岩物性特征。渗透率分布呈单峰状，主要为1～10 mD。总体来看，固一段和固三段物性没有明显差别，总体属于中低孔低渗储层(图15)。

从沉积亚相平面展布来看，固一段和固三段具有砂泥岩互层特点，扇三角洲前缘呈片状大面积分布，与中部浅凹带相比，北部深凹带这一砂泥岩互层有利相带稍变窄，但依然是主体相带(图10)。

从油气运移和聚集来看，图13显示上新世成藏期固阳组地层倾角虽然比现今要缓，但也为SE向，因此，当初形成的油气就已经朝NW向的高部位运移，随着后期继续抬升剥蚀，吉兰泰凹陷西北凸起区的油气在二次运移中可能发生部分散失。吉兰泰凹陷西北次凸地区的油气自生成以来一直朝NW向运移聚集直至散失状态，运移路径中存在岩性圈闭则可成藏。在北部深凹带SE向缓坡上，2017年新采集地震剖面上存在一个近SN向延伸断凸带，EW向剖面上表现为一个屋脊断块，西临生烃深凹，应属于有利油气聚集带。其次，松探1井与松探2井所在的继承性浅凸是南、北凹陷油气生成后的运移指向区。

综合以上生烃岩厚度面积、成熟度、沉积相带和构造对油气运移的控制，将吉兰泰凹陷划为两个有利勘探区、两个较有利勘探区和其他低潜力区(图16)。

Ⅰ1、Ⅰ2为有利勘探区；Ⅱ1、Ⅱ2为较有利勘探区；Ⅲ为低潜力区图16 吉兰泰凹陷勘探有利区分布Fig.16 Distribution of Favorable Area for Exploration in Jilantai Sag

第一个有利勘探区位于北部深凹带，埋深3 500～6 000 m，烃源岩厚30～40 m，应达到了成熟条件。缓坡上发育一个较大面积朝NE向延伸的断凸-断鼻构造带，是夹持在两个反向断层之间的屋脊断块，应为有利油气聚集区。

第二个有利勘探区即为图12所指示的吉兰泰西北次凸地区，平面图上松探1井西北部固阳组顶面东南倾地区均属于该区域。油气自上新世末期生成以来一直处于朝NW向地表运移、聚集成藏和最终散失状态。

两个较有利勘探区分别属于中北次凸地区和西部断鼻构造单元，前者已完钻松探1井，后者已完钻吉参1井。需要说明的是，松探1井两回次取芯揭示固一段中下部烃源岩附近存在约4 m的油斑-油浸砂岩(图6)，反映该井点已经成藏，只是规模有限，其上、下其他砂岩含油不普遍，不排除圈闭落实后有望取得工业突破的可能。吉参1井为20世纪80年代所钻，钻井工艺水平有限，虽然该井显示差，也不能排除西部断鼻构造的成藏可能。

其他低潜力区是指除了以上2类地区以外的凹陷周边斜坡区，由于埋藏过浅(小于2 000 m)，烃源岩未熟。

有利勘探区(北部深凹带)是值得继续勘探的区域，较有利勘探区(中北次凸地区和西部断鼻构造单元)如果能实施三维地震和落实圈闭的话，也可能会取得突破。

7 结 语

(1)河套盆地吉兰泰凹陷下白垩统固一段湖相暗色泥岩形成于扇三角洲—半深湖沉积环境，具有高自然伽马、高电阻率和低声波时差测井特征，在地震剖面上为平行连续强振幅反射，地震相预测其沿NE向吉兰泰凹陷中心加厚，累计厚度一般为20～30 m，最厚约45 m。

(2)近露头的ZK500井基底变质岩裂缝和松探1井固一段砂岩含油属同一油源，但ZK500井原油成熟度和露头暗色泥岩的成熟度都远高于松探1井的烃源岩和原油成熟度。ZK500井附近存在一个近圆形的高航磁异常体在上新世末期强烈抬升可能是深部岩浆上拱所造成，这次热事件可能导致其周围附近烃源岩成熟度明显偏高和横向非均匀变化。

(3)吉兰泰凹陷北部深凹带固一段最大埋深为3 500～6 000 m，烃源岩应属于成熟阶段，其附近缓坡带上发育的NE向断凸-断鼻构造带是最有希望的勘探前景区。