0 引言
氦气是一种惰性气体，因具有特殊的物理—化学性质，使其成为一种不可替代的重要稀缺战略资源，广泛应用于电子、国防、航空航天、医疗、核工业等高科技领域［1-3］。随着科技的发展，我国对氦气的需求日益增长，但我国氦气勘探程度较低，氦气资源缺乏，对外依存度高达90%，亟需开展我国氦气资源的研究与勘探［3-4］。氦气在地球上极其稀缺，目前氦气的获取主要来自天然气藏的提取，当氦气的含量达到0.05%~0.1%，即可获得经济效益［5-6］。近几年国内针对天然气中氦气资源的研究，已开展了大量的工作，取得了一系列新的进展，涉及氦气的生成、释放、运移、聚集与保存等各方面［7-13］。氦源岩是形成富氦气藏的物质基础，是氦气资源勘探中的关键研究内容之一，目前针对氦源岩的研究主要集中在氦源岩的分布特征、岩石类型、铀钍含量和富铀、钍矿物组合［9，14-16］，尤其注重氦源岩U、Th元素含量的单一评价，这未能解决氦源岩有效性评价的问题，还需对氦源岩进行深入系统的研究。
近年来，随着鄂尔多斯盆地油气勘探开发的深入，发现其具有良好的氦气资源潜力。但氦气分布呈现不均一性，盆地的周缘地区氦气浓度高，盆地中心氦气浓度低［17］。位于盆地周缘的东胜气田、庆阳气田和宜川气田等均呈现富氦的特点，具有较好的工业开发价值［17-21］。尤其是位于盆地西南缘的庆阳气田氦气含量分布在0.121%~0.204%之间，平均值为0.144%，是继东胜气田之后，鄂尔多斯盆地又一氦气资源的重要发现［17］。但围绕该区氦气的研究还相当薄弱，关于氦源岩、氦气的成因、成藏机制及主控因素等尚不明确。本文针对鄂尔多斯盆地庆阳气田发育的潜在氦源岩开展系统研究，通过氦源岩的铀钍含量、铀钍赋存状态、富铀钍矿物类型及大小、氦气释放方式和地质作用等分析，结合不同氦源岩之间的对比研究，对该区潜在氦源岩的有效性进行评价。
1 地质背景
鄂尔多斯盆地是华北板块西部基底之上发育的典型多期旋回克拉通盆地，面积约为37×104 km2，盆地可划分成6个构造单元：伊盟隆起、晋西挠褶带、伊陕斜坡、渭北隆起、天环坳陷和西缘逆冲带［22］（图1）。鄂尔多斯盆地先后经历了中元古代的拗拉谷盆地阶段，古生代的稳定克拉通阶段，中生代的类前陆盆地阶段和新生代的周缘断陷盆地阶段［23］。研究区位于鄂尔多斯盆地西南部，主体位于伊陕斜坡内，自下而上发育了中晚元古界、古生界、中生界、新生界。受中央古隆起影响，古生界剥蚀严重，使得该区缺失了奥陶纪末期—早石炭世的沉积，上石炭统本溪组、下二叠统太原组、山西组和石盒子组依次向南超覆沉积，缺失本溪组和部分太原组［24-25］。
2 样品及测试方法
鄂尔多斯盆地庆阳气田的含氦天然气藏主要发育在二叠系的石盒子组和山西组，本文只针对能够对本区氦气藏形成造成影响的氦源岩进行评价，因此本文选取的样品均选自二叠系及以下地层的样品。本文在研究区钻孔中分别采集了上古生界二叠系太原组泥岩（2个）、煤（3个）、铝土岩（5个），石盒子组和山西组砂岩（20个）；下古生界奥陶系马家沟组白云岩（5个）；寒武系徐庄组硅质岩（2个）以及收集了前人基底花岗片麻岩数据（2组）。分别对样品进行了U和Th含量、场发射扫描电镜、重矿物提取、电子探针等分析测试。所有分析测试均在中国科学院西北生态环境资源研究院完成。U和Th含量测定，将样品粉碎至200目以上，在烘箱中干燥3 h（105 ℃）。干燥后称取样品50 mg，放入聚四氟乙烯溶样内胆中，利用高纯HNO3、HF和HClO将样品溶解，将溶液转移到聚酯瓶中，并稀释至100 g。最后，使用Nu Attom高分辨电感耦合等离子体质谱仪测试样品中的微量元素含量，分析精度优于5%。重矿物提取，样品破碎至30~100目，经双氧水和稀盐酸处理，再经配置好的多钨酸钠重液（密度2.9 g/cm3）分离，获取重矿物，采用高精度天平完成计量称重。通过场发射扫描电镜背散色探头观察和能谱分析，确定样品重矿物类型及大小。样品制备成大小1.5 cm×1.5 cm块体，表面抛光，用导电胶将样品固定到样品台，并进行喷碳处理，之后放入场发射扫描电镜中观察，场发射扫描电镜型号为Zeiss Merlin Compact，测试电压为15 kV，能谱仪型号为BrukerXflash/30。通过电子探针分析铀和钍的赋存矿物，电子探针分析所用仪器型号为JEOL JXA-iSP100，测试电压为20 kV，电流为20 nA。
3 结果与讨论
3.1 氦源岩铀钍含量分布特征及生氦潜力
通过对研究区潜在氦源岩U和Th含量测定，表明不同的氦源岩U和Th含量差别较大，其中铝土岩的U和Th含量最高，硅质岩最少（图2）。铝土岩的U和Th平均含量分别为26.48×10-6和46.30×10-6。泥岩U和Th含量次之，平均含量分别为4.50×10-6和14.44×10-6，高于全球平均泥岩U和Th含量（分别为3.7×10-6和12×10-6）［26］。基底花岗片麻岩U和Th含量较高，分别为8.58×10-6和12.50×10-6，而且U含量高于泥岩［27］。研究区的砂岩，相比于全球平均砂岩（U和Th含量分别为0.45×10-6和1.7×10-6）具有较高的U和Th含量［26］，均值分别为1.25×10-6和5.24×10-6。研究区煤的U和Th含量相对较低，平均含量分别为3.6×10-6和3.12×10-6。研究区白云岩和硅质岩的U和Th含量最低，尤其硅质岩U和Th含量均低于1×10-6。根据铀和钍衰变放射性原理，计算氦源岩生氦强度［15］。
4He=1.22×10-13×U+0.292×10-13×Th
式中：4He代表每年每克生成的氦气，cm3/（a·g）；U和Th的单位为×10-6。
计算结果表明，对于单位质量岩石、单位时间而言，铝土岩氦气生成量最大，其平均生氦强度为4.58×10-12 cm3/（a·g），基底花岗片麻岩平均生氦强度次之为1.41×10-12 cm3/（a·g），泥岩平均生氦强度为0.97×10-12 cm3/（a·g），煤平均生氦强度较之泥岩较弱为0.53×10-12 cm3/（a·g），研究区硅质岩平均生氦强度最弱为0.045×10-12 cm3/（a·g）（表1）。
表1 研究区潜在氦源岩U和Th含量及生氦强度Table 1 Th and U content and helium generating intensity in the study area |
| 岩性 | 层位 | 样品数量 /个 | Th含量/10-6 | U含量/10-6 | 平均Th含量 /10-6 | 平均U含量 /10-6 | 平均生氦强度 /［10-12 cm3/（a·g）］ | 数据 来源 |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 铝土岩 | 太原组 | 5 | 19.17~46.69 | 23.13~30.91 | 46.30 | 26.48 | 4.58 | 本文 |
| 砂岩 | 石盒子组 | 10 | 2.69~7.95 | 0.72~2.11 | 4.44 | 1.13 | 0.26 | |
| 山西组 | 10 | 2.97~9.31 | 0.69~3.09 | 6.05 | 1.37 | 0.34 | ||
| 白云岩 | 马家沟组 | 5 | 0.29~2.88 | 0.38~1.0 | 1.07 | 0.67 | 0.11 | |
| 泥岩 | 太原组 | 5 | 12.80~16.08 | 4.03~4.95 | 14.44 | 4.50 | 0.97 | |
| 硅质岩 | 毛庄组 | 2 | 0.17~0.31 | 0.13~0.49 | 0.24 | 0.32 | 0.045 | |
| 煤 | 太原组 | 2 | 0.79~6.63 | 0.81~8.45 | 3.12 | 3.60 | 0.53 | |
| 花岗片麻岩 | 太古宇 | 3 | 10.1~14.9 | 4.15~13.0 | 12.50 | 8.58 | 1.41 | 文献［27］ |
3.2 氦源岩分布和规模特征
氦源岩是产生氦气的物质基础，其分布和规模影响着生氦量多少，是评价氦源岩的重要参数。研究区发育多种类型的潜在氦源岩，其分布和规模存在一定的差异性。通过对研究区潜在氦源岩面积和厚度的统计，明确各个潜在氦源岩的发育特征。研究表明研究区分布规模较大的氦源岩主要为基底花岗片麻岩，泥岩和砂岩，而铝土岩，白云岩和硅质岩发育较少。
3.2.1 基底花岗片麻岩
鄂尔多斯盆地的基底主要形成于新太古代—古元古代陆块拼贴、固化增生的过程中，具有多阶段拼合的地质特征，是一套岩性极为复杂的中—高级变质岩系［28］。根据地震、重力及航磁异常等综合反映的特征看，鄂尔多斯盆地基底构造的走向总体呈现北东向，但略有差异［29］。鄂尔多斯盆地的基底按构造走向可粗略地划分为3个部分［28］：北部以大体呈近东西走向的乌拉山群为主；西北部以大致呈北北东走向的贺兰山群为主；中南部主要由呈北东走向的集宁群、太华群、吕梁群构成，形成鄂尔多斯盆地基底主体。研究区主要位于中南部基底之上，研究区基底主要在2.2~2.0 Ga形成以及经历了1.95~1.85 Ga的变质作用改造，主要为花岗片麻岩［30］。根据研究区的范围，确定研究区发育基底的面积大约为24 000 km2［图3（a）］，基底厚度为2~7 km［17］。
3.2.2 铝土岩
3.2.3 泥岩和煤
3.2.4 砂岩
3.2.5 白云岩及硅质岩
3.3 氦源岩有效性评价
氦源岩的U和Th含量是评价氦源岩的重要指标，它直接关系着生氦量的多少。但仅通过U和Th含量这一指标对氦源岩进行评价，显得过于单一。就像烃源岩评价，有机碳含量是烃源岩评价的重要指标，但只有烃源岩达到生烃门限才能成为有效烃源岩，否则有机碳含量再高也是无效烃源岩。对于氦源岩同样如此，笔者认为只有氦气脱离母岩矿物释放进入周边孔隙，才能成为有效氦源岩，否则氦源岩的U和Th含量再高，衰变产生的氦气无法脱离母岩也是无效氦源岩。一般影响氦气脱离母岩矿物释放，进入孔隙的主要因素包括2个方面：一是铀和钍的赋存状态；二是氦的释放方式。通过对研究区发育的潜在氦源岩铀和钍的赋存状态进行系统解析，明确各氦源岩铀和钍的赋存状态，在此基础上，分别对各个氦源岩氦气的释放方式进行评价，明确氦气能否从赋存矿物中有效释放，再结合氦源岩发育的规模及U和Th含量对氦源岩进行综合评价。
3.3.1 铀和钍赋存特征
前人研究认为U和Th存在3种赋存状态［41-42］：①U和Th以独立矿物存在，比如晶质铀矿、铌钛铀矿、钍石及铀钍石；②U和Th以类质同象的方式赋存在重矿物中，比如锆石、独居石、磷灰石、磁铁矿、金红石等；③U和Th以吸附的方式赋存在黏土矿物或颗粒包膜中。目前对于U和Th的赋存状态的研究主要集中在作为重要氦源岩的花岗岩上，MARTEL等［42］认为花岗岩约95%的Ｕ赋存在副矿物沥青铀矿之中，77%~91%的Th赋存在副矿物独居石之中。花岗岩成因及成分复杂，除了这２种矿物以外，U和Th还赋存在重矿物锆石、榍石、磷灰石、磷钇矿、褐帘石、钍石等［11，43-44］。目前对于沉积型氦源岩U和Th的赋存状态研究较少，初步研究认为，在细粒石英砂岩中，富含铀钍矿物主要为锆石并且赋存在石英中；灰黑色粉砂质页岩中，富含铀钍矿物主要为独居石和锆石，主要赋存在长石中［9］。本文针对研究区不同潜在氦源岩中U和Th的赋存状态进行了系统解剖。
3.3.1.1 基底花岗片麻岩
3.3.1.2 铝土岩
本文研究主要包括铁质铝土岩和高铝铝土岩。铁质铝土岩主要矿物为水铝石，其次为黏土矿物及菱铁矿，U和Th平均含量分别为23.1×10-6和46.7×10-6，为研究区U和Th含量最高的氦源岩。铁质铝土岩发育有毫米级、微米级及纳米级重矿物，并以毫米级为主（图5）。毫米级重矿物主要发育0.5~1 mm菱铁矿；微米级主要发育15~30 µm的金红石，锆石和独居石等，主要赋存在水铝石及菱铁矿中；纳米级主要发育200 nm~3 µm的金红石和锆石，主要赋存在水铝石中，少量赋存在黏土矿物中。高铝铝土岩主要矿物为水铝石，含少量黏土矿物，U和Th平均含量分别为24.1×10-6和29.2×10-6。重矿物大小主要发育有微米级及纳米级，并以微米级为主（图5）。微米级重矿物主要以100~300 µm的黄铁矿，15~30 µm的金红石、锆石、黄铁矿和磷灰石等为主，主要赋存在水铝石中；纳米级重矿物主要以200 nm~3 µm的金红石、锆石及黄铁矿为主，主要赋存在水铝石中。
图5 铝土岩重矿物类型及赋存特征（a）发育的毫米级菱铁矿，C3-17-22井，3 874.9 m；（b）发育的微米级独居石赋存在菱铁矿中，C3-17-22井，3 874.9 m；（c）发育的纳米级金红石及锆石赋存在水铝石中，C3-17-22井，3 874.9 m；（d）发育的微米级黄铁矿，L58井，4 050.1 m；（e）发育的微米级锆石，L58井，4 050.1 m；（f）发育的纳米级金红石及磷灰石，L58井，4 050.1 m Fig.5 Types and occurrence characteristics of heavy minerals in bauxite |
3.3.1.3 泥岩和煤
前人研究表明煤和泥岩中U和Th含量较高，且泥页岩的U和Th含量总体高于煤，另外泥岩一般含有较为稳定的U和Th含量，但煤的非均质性较强，其含量高低不一，在不同地区差异较大［9，45-46］。本文采集的泥岩样品主要由黏土矿物伊利石组成，U和Th平均含量分别为4.5×10-6和14.4×10-6。泥岩重矿物发育较少，主要为微米级及纳米级重矿物（图6）。微米级重矿物主要发育10~20 µm的石榴石、铬铁矿、锆石和独居石，主要被黏土矿物包裹；纳米级重矿物主要发育200 nm~3 µm大小的铬铁矿、黄铁矿和金红石，同样主要被黏土矿物包裹。研究区煤的U和Th含量较低，平均分别为1.17×10-6和1.36×10-6。重矿物发育同样较少，主要有微米级及纳米级重矿物（图6）。微米级主要发育10~40 µm的黄铁矿、磷灰石和磁铁矿，主要赋存在碳中；纳米级主要发育300 nm~1 µm的磁铁矿和黄铁矿，同样主要赋存在碳中。
3.3.1.4 砂岩
研究区砂岩的U和Th平均含量分别为1.25×10-6和5.24×10-6。其中盒8段砂岩U和Th含量均值分别为1.13×10-6和4.43×10-6；山1段砂岩U和Th含量均值分别为1.37×10-6和6.05×10-6，略高于盒8段。此次对研究区不同部位的砂岩进行了取样，不同部位砂岩的重矿物具有一定的差异。以CT2井和CT3井为代表的研究区南部，重矿物主要以锆石、金红石、黄铁矿及磁铁矿为主，矿物大小差异较大，其中金红石和黄铁矿分布在10~100 µm之间，锆石大小为10~30 µm，磁铁矿较小为3~5 µm（图7）。以L13井和L36井为代表的研究区中部，重矿物主要以锆石、金红石、铬铁矿、独居石和白钛矿为主，偶见镍铁矿和黄铜矿，矿物大小主要以10~30 µm为主，主要赋存在石英中，较大锆石（100 µm）以独立矿物存在（图7）。以L14井为代表的研究区东北部，重矿物主要以金红石、黄铁矿及磁铁矿为主，锆石发育较少，偶见闪锌矿及镍铁矿，矿物大小主要以10~30 µm为主，而黄铁矿较大以40~100 µm为主，黄铁矿主要赋存在粒间孔隙及黏土矿物中，其他矿物主要赋存在石英中（图7）。
3.3.1.5 白云岩及硅质岩
图8 白云石和硅质岩重矿物类型及赋存特征（a）白云石发育的零星重矿物，HT1井，4 469.3 m；（b） 发育的微米级黄铁矿和纳米级锆石，HT1井，4 469.3 m；（c）发育的微米级黄铁矿和金红石及纳米级磷灰石，HT1井，4 469.3 m；（d） 硅质岩几乎不发育重矿物，L64井，4 512.7 m；（e）发育的零星纳米级锆石，L64井，4 512.7 m；（f）发育的纳米级磁铁矿，L64井，4 512.7 m Fig.8 Types and occurrence characteristics of heavy minerals in dolomite and siliceous rock |
通过以上扫描电镜分析可知，不同的岩性所含的重矿物类型及大小具有差异性，并且泥岩和煤中铀钍含量较高，但重矿物发育较少。另外通过分析样品中重矿物含量与铀和钍含量的相关性，表明大部分样品铀钍含量与重矿物含量成正比，但泥岩和煤例外（图9）。因此，大部分潜在氦源岩如铝土岩、花岗片麻岩、砂岩、白云岩和硅质岩等所含的铀钍元素主要赋存在重矿物中，而泥岩和煤中的铀钍并不完全赋存在重矿物中，而是以吸附为主，富集于黏土矿物表面。另外通过电子探针对研究区氦源岩进行面扫描，铝土岩中的铀和钍主要赋存在菱铁矿、锆石、黄铁矿和金红石等重矿物中［图10（a）—图10（f）］，同样砂岩中的铀和钍主要赋存在其发育的重矿物中如金红石、锆石、铬铁矿和独居石等［图10（g）—图10（r）］，这进一步证明了研究区发育的潜在氦源岩中的铀钍元素主要赋存在重矿物中。
图9 重矿物含量与铀和钍含量的相关性Fig.9 Correlation between heavy mineral content and uranium and thorium content |
图10 铀和钍元素赋存矿物特征（a）—（c）铝土岩，U和Th元素赋存在发育的菱铁矿和锆石中，C3-17-22井，3 874.9 m；（d）—（f）铝土岩，U和Th元素赋存在发育的黄铁矿中，L58井，4 050.1 m；（g）—（i）砂岩，U和Th元素赋存在发育的金红石中，CT2井, 3 811 m；（j）—（l）砂岩，U和Th元素赋存在发育的锆石中，L13井, 4 111 m；（m）—（o）砂岩，U和Th元素赋存在发育的铬铁矿中，CT2井, 3 858 m；（p）—（r）砂岩，U和Th元素赋存在发育的独居石中，HT1井,4 354 m Fig.10 Characteristics of uranium and thorium bearing minerals |
3.3.2 氦气释放方式及影响因素
目前研究认为氦气从矿物中释放存在4种方式［47］：衰变反冲释放、扩散释放、破裂释放和矿物转变释放。衰变反冲释放，U和Th衰变会产生具有高能的α粒子，α粒子会在宿主矿物中运移一定的距离，该距离称为“停止距离”。当“停止距离”大于晶粒尺寸时，氦气释放到周围孔隙中，反之氦气保留在矿物晶体中。保存在晶体中的氦气可以通过扩散作用从矿物中释放出来，而扩散则主要受控于矿物对氦气的封闭温度。破裂释放，是氦气通过应力作用产生裂缝释放。矿物转变释放，成岩作用或变质作用通过改变原有矿物的晶格释放氦气。因此，U和Th宿主矿物的种类及大小，温度及一定的地质作用是影响氦气释放的主要因素。
3.3.2.1 重矿物类型及大小
氦气在宿主矿物的“停止距离”受控于矿物的密度，密度越大停止距离越短［47］。通过前面分析可知，研究区的U和Th主要赋存在重矿物中，重矿物的密度一般大于2.9 g/cm3，从氦气在不同矿物中的停止距离图（图11）中可以看出，氦气在重矿物中的“停止距离”小于20 µm，即当重矿物的粒径小于20 µm时，氦气会通过衰变反冲释放的方式释放进入孔隙，反之则保留在重矿物中。研究区潜在氦源岩具有不同的重矿物类型及大小，这将影响氦气的衰变反冲释放。研究区的基底花岗片麻岩重矿物大小主要集中在50~120 µm之间，铝土岩重矿物的大小主要集中在0.5~1 mm和100~300 µm之间（表2），两者重矿物的尺寸都远大于20 µm，因此，研究区基底花岗片麻岩和铝土岩内U和Th产生的氦气不能完全通过衰变反冲释放，而是主要储存在重矿物中。研究区砂岩重矿物主要集中在10~100 µm之间，只有部分矿物晶体超出20 µm，所以砂岩产生的氦气部分保留在重矿物中。而其他潜在氦源岩泥岩、煤、白云岩和硅质岩等发育的重矿物尺寸大都小于20 µm，另外泥岩和煤的U和Th主要以吸附的方式存在，因此，这些氦源岩产生的氦气都以衰变反冲释放的方式进入到了周围的孔隙中。
表2 研究区潜在氦源岩重矿物类型及大小Table 2 Heavy mineral types and sizes of potential helium source rocks in the study area |
| 氦源岩类型 | 铀钍赋存状态 | 重矿物类型 | 主要粒级 |
|---|---|---|---|
| 花岗片麻岩 | 重矿物 | 锆石、磷灰石、钛铁矿、独居石 | 50~120 μm |
| 铝土岩 | 重矿物 | 菱铁矿、黄铁矿 | 0.5~1 mm 100~300 μm |
| 砂岩 | 重矿物 | 锆石、金红石、黄铁矿 | 10~100 μm |
| 白云岩 | 重矿物 | 黄铁矿、金红石 | 2~3 µm |
| 硅质岩 | 重矿物 | 锆石、磁铁矿 | 1~2 µm |
| 泥岩 | 吸附 | 石榴石、铬铁矿、锆石、独居石 | 10~20 µm |
| 煤 | 吸附 | 黄铁矿、磷灰石、磁铁矿 | 2~30 μm |
3.3.2.2 封闭温度
研究区发育较大重矿物的潜在氦源岩，氦气不能通过衰变反冲的方式直接释放，而是保留在重矿物中，氦气若从重矿物中释放则需要通过其他方式比如扩散作用。氦气在矿物中的扩散主要受控于温度，温度是控制氦气扩散释放的首要因素，其他因素如压力则对矿物扩散的影响很小［11］。由于氦气在不同矿物中的扩散行为存在一定差异，因此不同的矿物对氦气的封闭温度具有较大的差异［48-51］。前人统计了富铀钍矿物对氦气的封闭温度（图12）：U和Th独立矿物（27~125 ℃）、普通矿物（47~143 ℃）、U和Th类质同象矿物（75~250 ℃）［52］。因此，氦源岩中的富铀钍矿物对氦气的封闭温度在27~250 ℃之间，即低于27 ℃为完全封闭，27~250 ℃之间为部分封闭，而高于250 ℃则无封闭能力［52］。取地表温度为15 ℃，鄂尔多斯盆地庆阳气田的现今地温梯度为2.9 ℃/100 m［17］，计算得出研究区现今地温27~250 ℃对应的深度区间为413~8 103 m，即现今小于413 m为氦气封闭带，413~8 103 m之间为氦气部分封闭带，大于8 103 m为氦气非封闭带。
目前研究区仅有QS1井钻遇了基底，本文以QS1井地层划分为标准，明确研究区潜在氦源岩的氦气封闭区间。研究区发育较大的重矿物的潜在氦源岩主要是基底花岗片麻岩、上古生界二叠系太原组铝土岩及二叠系山西组和石盒子组砂岩。研究区现今基底花岗片麻岩主要发育在4 607 m以下，根据该区氦气封闭带的划分标准，基底在4 607~8 103 m范围内为氦气部分封闭带，8 103 m以深为非封闭带。上古生界二叠系太原组铝土岩主要位于3 920 m，地层温度约为128 ℃，二叠系山西组和石盒子组砂岩在深约3 330 m处，地层温度约为110 ℃，两者均位于氦气部分封闭带。在不考虑其他地质作用因素的情况下，约3 500 m厚的基底花岗片麻岩、全部的铝土岩和砂岩现今只释放了部分氦气，还有相当一部分氦气保存在氦源岩中。
3.3.2.3 地质作用
另外，一定的地质作用如应力作用、成岩作用或变质作用会导致氦气的释放。鄂尔多斯盆地整体是个较为稳定的盆地，受应力作用较弱，另外从扫描电镜图片（图5—图8）上看，重矿物的晶形也较为完整，鲜有微裂缝发生。由于受古太平洋板块强烈的俯冲碰撞导致地幔热活动，鄂尔多斯盆地在中生代晚期早白垩世发生构造热事件，古地温梯度达到其地史上最高［53］。异常地温场主要分布于盆地西南部，古地温梯度达到4.4 ℃/100 m［53］，按此计算地层在5 340 m以下即为非氦气封闭带，而在中生代晚期早白垩世也是研究区鄂尔多斯盆地西南部沉积最深的时期，之后抬升剥蚀近1 000 m［54］。在早白垩世，此时鄂尔多斯盆地庆阳气田基底埋深约为5 607 m大于非氦气封闭带的起始深度5 340 m，即研究区基底在此时全部位于非氦气封闭带，导致之前保留在基底中的氦气大量释放，形成“幕式释放”。此时上古生界二叠系太原组铝土岩埋深约为5 000 m，地层温度约为235 ℃，接近非氦气封闭带，而且铝土岩中的重矿物主要为菱铁矿，其封闭温度小于200 ℃，因此保存在母岩中的氦气也被大量释放。而二叠系山西组和石盒子组砂岩埋深此时约为4 330 m，地层温度大约为205 ℃，虽未超过250 ℃，但已超过大部分重矿物（锆石、榍石、独居石等）的封闭温度（图12），因此，同样会有大量氦气的释放。由此可知，此时研究区潜在氦源岩基底花岗片麻岩、上古生界二叠系太原组铝土岩、二叠系山西组和石盒子组砂岩中的氦气，大部分可以从母岩中释放。因此，这些富含较大重矿物的氦源岩也是有效的氦源岩。
综合以上研究认为，潜在氦源岩基底花岗片麻岩、上古生界二叠系太原组铝土岩、二叠系山西组和石盒子组砂岩形成后，铀和钍衰变形成的氦气先被保留在母岩重矿物中，随着埋深的增大，地温逐渐升高，尤其在早白垩世发生构造热事件导致地温达到最高，突破了氦气在重矿物中的封闭温度，保存在基底花岗片麻岩、上古生界二叠系太原组铝土岩、二叠系山西组和石盒子组砂岩的氦气被大量释放，后期由于地层逐渐抬升，地层温度降低，潜在氦源岩基底花岗片麻岩、上古生界二叠系太原组铝土岩、二叠系山西组和石盒子组砂岩进入到了氦部分封闭带，导致现今氦气仅有部分释放，所以，3类潜在氦源岩的氦气释放，经历了在母岩中“积累—释放—部分释放”的动态过程。
研究区潜在氦源岩泥岩、煤、白云岩和硅质岩等铀钍元素以吸附为主或者赋存在较小重矿物中，产生的氦气会以衰变反冲释放的方式直接进入到孔隙中，具有连续释放的特点，而基底花岗片麻岩、铝土岩和砂岩的铀钍元素主要赋存在较大重矿物中，地层温度未超过封闭温度时，氦气随时间在重矿物中积累，当构造热事件发生时，异常高温突破了氦气在重矿物中的封闭温度，促使积累的氦气集中释放，具有“幕式释放”的特征（图13）。虽然研究区潜在氦源岩氦气的释放方式不同，但氦气都能得到有效的释放，成为有效的氦源岩。结合氦源岩发育的规模及U和Th含量，认为发育规模较大及U和Th含量较高的基底花岗片麻岩、泥岩、铝土岩和砂岩为研究区的主要氦源岩，发育规模较小及U和Th含量较低的白云岩和硅质岩为次要氦源岩，虽然煤的U和Th含量较高，但分布范围较小，所以认为在研究区是次要氦源岩。
3.3.3 氦源岩排氦及与天然气耦合成藏
氦气从矿物中释放后，会溶解到周围孔隙或裂隙流体中，在运移载体的辅助下在地层中发生平流。当发育沟通氦源岩的断裂时，富氦流体或部分游离态氦气发生垂向运移，被引入到浅层储层的裂缝或孔隙网络中，脱离氦源岩［55］。发育的沟通基底与储层的一系列断裂成为氦气运移的良好通道，为氦气的垂向运移及富集成藏提供了重要通道（图14）。鄂尔多斯盆地共发育4组基底断裂，即近东西向、近南北向、北东向和北西向基底断裂。其中盆地的北部包头—乌审旗的北东向和北西向基底断裂更多，东北部东胜—榆林发育多条北东向基底断裂，在盆地的边缘基底断裂分布密度增加［56］，研究区庆阳气田地区发育东西向基底断裂和多条北东向的基底大断裂，并且切穿沉积层到达了二叠系储层，另外研究区还发育沟通储层的小型断裂主要以东西向和北东向为主，规模不等、断续分布、相互交叉切割［56］。这些断裂的发育为研究区氦气脱离源岩排出，提供了有利条件。研究区潜在氦源岩形成后，由于早期氦气释放较少，氦气以水溶态形式缓慢从氦源岩排出，在早白垩世，由于受岩石圈减薄深部热动力学背景及构造热事件影响，石炭系—二叠系烃源岩大规模生气并充注成藏，此时源自氦源岩的氦气在异常高温的作用下大量释放，以水溶态或气溶态形式，通过沟通基底和储层的一系列断裂脱离源岩排出，运移至上古生界二叠系储层中与天然气耦合成藏（图14）。
4 结论
（1）通过对鄂尔多斯盆地庆阳气田潜在氦源岩U和Th含量测定，表明不同的氦源岩U和Th含量差别较大，其中铝土岩的U和Th含量最高，硅质岩最少。含量由高到低为铝土岩>泥岩>花岗片麻岩>煤>砂岩>白云岩>硅质岩。
（2）鄂尔多斯盆地庆阳气田潜在氦源岩U和Th赋存状态存在一定差异，铝土岩、花岗片麻岩、砂岩、白云岩和硅质岩等所含的铀钍元素主要赋存在重矿物中，而泥岩和煤中的铀和钍并不完全赋存在重矿物中，而是以吸附为主，富集于黏土矿物表面。
（3）鄂尔多斯盆地庆阳气田潜在氦源岩发育的重矿物类型及大小具有一定差异。研究区基底花岗片麻岩和铝土岩发育的重矿物尺寸最大，其U和Th产生的氦气主要储存在重矿物中。砂岩重矿物大小次之，产生的氦气部分保留在重矿物中。其他的潜在氦源岩泥岩、煤、白云岩和硅质岩等发育的重矿物较小，产生的氦气都以衰变反冲释放的方式释放。储存在重矿物中，不能通过衰变反冲释放的氦气则通过扩散作用及构造热事件释放。结合氦源岩发育的规模及U和Th含量，认为基底花岗片麻岩、泥岩、铝土岩和砂岩为研究区的主要氦源岩，白云岩、硅质岩和煤为次要氦源岩。
（4）由于早期潜在氦源岩氦气释放较少，氦气以水溶态形式缓慢从氦源岩排出，在早白垩世，石炭系—二叠系烃源岩大规模生气并充注成藏，此时源自氦源岩的氦气在异常高温的作用下大量释放，以水溶态或气溶态形式，通过一系列断裂脱离源岩排出与天然气耦合成藏。
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