天然气地球科学 >

2025 , Vol. 36 >Issue 3: 430 - 443

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2024.08.003

非烃气体：氦气专栏

古隆起背景下多源供氦氦气富集模式——以鄂尔多斯盆地庆阳气田为例

  • 王海东 , 1, 2 ,
  • 刘成林 , 1, 2 ,
  • 范立勇 3, 4 ,
  • 康锐 3, 4 ,
  • 陈践发 1, 2 ,
  • 丁振刚 1, 2 ,
  • 刘凯旋 1, 2, 3 ,
  • 惠洁 3, 4 ,
  • 田安琦 1, 2
展开
  • 1. 油气资源与工程全国重点实验室，中国石油大学（北京），北京 102249
  • 2. 中国石油大学（北京）地球科学学院，北京 102249
  • 3. 中国石油长庆油田分公司勘探开发研究院，陕西 西安 710018
  • 4. 低渗透油气田勘探开发国家工程实验室，陕西 西安 710018
刘成林（1970-），男，四川绵阳人，教授，博士生导师，主要从事天然气成藏和资源评价研究. E-mail： .

王海东（2000-），男，甘肃静宁人，博士研究生，主要从事天然气地球化学研究. E-mail： .

收稿日期: 2024-04-22

  修回日期: 2024-07-22

  网络出版日期: 2024-08-22

收起

Helium enrichment patterns of multi-source helium supply in the context of paleo-upliftment： A case study of the Qingyang Gas Field in the Ordos Basin

  • Haidong WANG , 1, 2 ,
  • Chenglin LIU , 1, 2 ,
  • Liyong FAN 3, 4 ,
  • Rui KANG 3, 4 ,
  • Jianfa CHEN 1, 2 ,
  • Zhengang DING 1, 2 ,
  • Kaixuan LIU 1, 2, 3 ,
  • Jie HUI 3, 4 ,
  • Anqi TIAN 1, 2
Expand
  • 1. State Key Laboratory of Petroleum Resources and Engineering，China University of Petroleum⁃Beijing，Beijing 102249，China
  • 2. China University of Petroleum⁃Beijing，Beijing 102249，China
  • 3. Research Institute of Exploration and Development，PetroChina Changqing Oilfield Company，Xi’an 710018，China
  • 4. National Engineering Laboratory for Exploration and Development of Low⁃Permeability Oil & Gas Fields，Xi’an 710018，China

Received date: 2024-04-22

  Revised date: 2024-07-22

  Online published: 2024-08-22

Supported by

The National Key R&D Program of China(2021YFA0719000)

Fold

摘要

鄂尔多斯盆地天然气资源丰富，其氦资源潜力已在伊盟隆起、渭河盆地等区域得到证实，然而，对于盆地其他区域的天然气氦含量特征及其富集的主要控制因素，尚需进一步的地质勘查与科学研究来明确。通过鄂尔多斯盆地西南部典型井天然气样品采集，天然气组成、氦同位素、岩石主量、微量组分等分析测试，结合单井地史、温度与压力演化史模拟，对鄂尔多斯盆地庆阳气田上古生界氦气分布特征、来源及主控因素进行分析，建立氦气富集模式。结果表明：庆阳气田上古生界氦气含量达0.068%~0.310%，平均氦气含量为0.154%，为中氦—高氦气藏，氦气分布整体呈现北低南高的趋势；庆阳气田氦气属于典型的壳源成因，主要来源于太古宇—元古宇基底变质岩—花岗岩系，沉积型氦源岩作为补充；氦气富集主要受控于中央古隆起构造背景、地层温度与地层压力、基底断裂、构造运动。中央古隆起使得基底浅埋，氦源以基底型氦源岩为主、沉积型氦源岩为辅，提供充足的氦气，基底断裂为氦气垂向运移提供通道，低地层压力与高地层温度有利于氦气溶解脱溶，“跷跷板”式构造运动控制天然气运聚方向，形成了古隆起背景下的多源供氦氦气富集模式。

关键词： 鄂尔多斯盆地; 氦气; 氦源岩; 古隆起; 庆阳气田

本文引用格式

王海东 , 刘成林 , 范立勇 , 康锐 , 陈践发 , 丁振刚 , 刘凯旋 , 惠洁 , 田安琦 . 古隆起背景下多源供氦氦气富集模式——以鄂尔多斯盆地庆阳气田为例[J]. 天然气地球科学, 2025 , 36(3) : 430 -443 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2024.08.003

Abstract

The Ordos Basin is rich in natural gas resources， and its helium resource potential has been confirmed in the Yimeng Uplift， Weihe Basin and other regions. However， the characteristics of natural gas helium content and the main controlling factors of enrichment in other areas of the basin need to be clarified through further geological exploration and scientific research. Through the collection of natural gas samples from typical wells in the southwest of Ordos Basin， and the analysis of natural gas composition， helium isotope， major and trace elements of rocks， combined with the simulation of single well geological history， temperature and pressure evolution history， the distribution characteristics， sources and main controlling factors of helium in the Upper Paleozoic of Qingyang Gas Field in Ordos Basin were analyzed， and the helium enrichment model was established. The results show that the helium content of the Upper Paleozoic in Qingyang Gas Field is 0.068%-0.310%， and the average helium content is 0.154%， which is a medium-high helium gas reservoir. The helium distribution shows a trend of low in the north and high in the south. The helium gas in Qingyang Gas Field is a typical crust source， which mainly comes from Archean-Proterozoic basement metamorphic rock-granite series， supplemented by sedimentary helium source rock. Helium enrichment is mainly controlled by central paleo-uplift， formation temperature and formation pressure， basement fracture and tectonic movement. The central paleo-uplift makes the basement shallowly buried. The basement-type helium source rock is the main and the sedimentary-type helium source rock is supplemented to provide sufficient helium. The basement fracture provides a channel for the vertical migration of helium. Low formation pressure and high formation temperature are conducive to helium dissolution. The “seesaw” tectonic movement controls the direction of natural gas migration and accumulation， forming a multi-source helium enrichment model under the background of paleo-uplift.

Key words： Ordos Basin; Helium; Helium-source rock; Paleo-uplift; Qingyang Gas Field

0 引言

在地球演化过程中，岩石的脱气过程具有重要意义，因为它为探究大气圈、水圈和岩石圈之间的相互作用提供了关键证据。通过稀有气体示踪技术［1］，可以研究地壳流体地下滞留时间［2］、流体与岩石之间的相互作用［3］，以及热液及构造活动的历史［4-5］等。氦气在岩石圈脱气的过程中形成并释放，通过地下疏导体系运移至储层，以伴生气的形式与天然气共同成藏。氦气因为极低的沸点（-268 ℃）、化学惰性、极小的原子直径，在低温超导、光纤通信、核潜艇、火箭发射等高科技领域有广泛应用，是当前高科技产业必需的无可替代的战略资源。目前工业氦气的制备主要是通过提纯富氦天然气或液化气尾气（LNG-BOG）得到。中国氦气资源主要依赖卡塔尔、美国等国家的进口，截至2022年底，对外依存度高达92%［6］，因此对我国的氦气资源勘探工作迫在眉睫。
鄂尔多斯盆地作为中国第二大沉积盆地，其西南部陇东地区的庆阳气田是鄂尔多斯盆地天然气增储上产的潜力区，天然气三级地质储量超过2 000×108 m3，二叠系为其主力产气层，具有良好的氦气资源显示［7-9］。但目前对于庆阳气田的富氦天然气分布规律缺少总结，对控制富氦天然气分布的因素认识不足。
在搜集整理庆阳气田天然气藏现有研究成果的基础上，综合最新的天然气分析测试资料、国内外氦气研究进展、测井资料等各项研究区地质资料，结合典型井天然气样品采集，天然气组成、氦同位素、岩石主量和微量组分等分析测试，运用单井地史、温度与压力演化史模拟等手段，探讨庆阳气田富氦天然气的分布特征及主控因素。通过这些研究工作，旨在构建一个科学的氦气富集模式，为鄂尔多斯盆地乃至全国的氦气资源勘探工作提供理论支持和实践指导。

1 区域地质背景

鄂尔多斯盆地位于华北克拉通的西南部，总面积约为25×104 km2，周缘与河套盆地、银川地堑、巴彦浩特盆地、六盘山盆地、定西盆地和渭河盆地等多个地质单元相接触，形成了复杂的边界关系。根据盆地的演化历史、构造特征以及基底性质，可将盆地分为6个主要构造单元，包括伊盟隆起、晋西挠褶带、伊陕斜坡、渭北隆起、天环坳陷和西缘逆冲带［10-12］。
庆阳气田地处鄂尔多斯盆地中央古隆起核部［图1（a）］，在太古界—古元古界变质结晶基底上发育多套古老地层，包括中元古界长城系、蓟县系，古生界主要为寒武系（毛庄组、徐庄组、张夏组和三山子组）和奥陶系（马家沟组），石炭系—二叠系与寒武系—奥陶系呈角度不整合接触，上古生界本溪组、太原组、山西组、石盒子组依次向南超覆沉积，缺失大部分本溪组和少部分太原组［11-14］。庆阳气田主要发育中生界含油层系和古生界含气层系，其中上古生界二叠系石盒子组、山西组，石炭系太原组，下古生界奥陶系马家沟组是主要含气层位 （图2）［8-9，15］。
图1 庆阳气田古地质与氦气分布图

（a）鄂尔多斯盆地前石炭纪古地质图（据长庆油田勘探开发研究院改，2020）；（b）研究区古隆起氦气含量分布图

Fig.1 Paleogeology and helium distribution of Qingyang Gas Field

图2 庆阳气田氦气生、储、盖组合柱状图［10］

Fig.2 Combination histogram of helium source， reservoir and cap in Qingyang Gas Field［10］

2 氦气地球化学特征与分布规律

通过对采集的41口井的天然气样品的天然气组分分析（表1）可发现，鄂尔多斯盆地庆阳气田甲烷含量较高，整体来说，3个相邻区块天然气中甲烷含量基本相近，天然气干燥系数均在0.950以上，表现出典型的干气特征。庆阳气田城探3井区N2含量介于7.35%~13.07%之间，平均为9.31%；陇47井区N2含量介于1.94%~13.60%之间，平均为4.74%；庆探3井区N2含量介于3.53%~4.25%之间，平均为3.91%； N2均与He含量呈明显正相关关系（图3）。这是因为二者可能均来源于古老基底岩石，氦气来自铀和钍的放射性衰变，氮气则为变质结晶基底中的铵根离子在脱挥发份过程中经过一系列作用生成。缓慢生成的氮气与放射性成因氦气同样溶于岩石孔隙水中，等到氮气达到过饱和进而聚集形成游离氮气相时，通过与基底岩石中的孔隙水发生气水相互作用便可最终在基底岩石中形成富氦氮气流［16-18］。
表1 鄂尔多斯盆地庆阳气田富氦天然气组分特征

Table 1 Characteristics of helium-enriched natural gas composition in the Qingyang Gas Field of the Ordos Basin

样品

序号

 区块 样品代号 层位 气体组分/% R/Ra
He H2 CH4 C2-5 N2 CO2 C 2 + / C 1 + C1/C1-5
1 城探3 CT3 盒8段 0.22 0.002 4 88.11 1.01 8.72 1.64 0.01 0.989 0.031
2 C3-14-X 盒7段 0.30 0.003 9 83.54 0.96 13.04 1.93 0.01 0.989 /
3 C3-17-22 太原组 0.10 0.002 2 85.28 3.76 8.50 1.89 0.04 0.958 /
4 C3-14Y 盒8段 0.31 0.004 2 83.96 1.11 12.38 2.04 0.01 0.987 /
5 C3-15-X 盒8段 0.27 0.002 8 87.83 0.85 9.28 1.40 0.01 0.990 /
6 C3-21-X 盒8段 0.24 0.001 3 87.9 1.02 8.83 1.70 0.01 0.989 /
7 C3-22-X 盒8段 0.24 0.002 1 88.47 1.05 8.25 1.75 0.01 0.988 /
8 C3-22-Y 盒8段 0.25 0.002 3 89.25 1.07 7.35 1.91 0.01 0.988 /
9 C3-22-Z 盒8段 0.25 0.001 6 88.3 1.14 7.99 2.11 0.01 0.987 /
10 C3-23-X 盒8段 0.23 0.001 7 87.54 1.07 9.07 1.72 0.01 0.988 /
11 C3-23-Y 盒8段 0.24 0.003 6 88.96 1.01 7.88 1.72 0.01 0.989 /
12 C3-23-Z 盒8段 0.24 0.001 8 87.44 1.25 8.94 1.81 0.01 0.986 /
13 C3-23-J 盒8段 0.24 0.003 2 88.53 1.03 8.22 1.72 0.01 0.988 /
14 C3-25-X 盒8段 0.24 0.002 7 86.89 0.95 9.82 1.59 0.01 0.989 /
15 C3-25-Y 盒8段 0.24 0.003 1 88.89 1.07 7.63 1.75 0.01 0.988 /
16 C3-9-Z 盒8段 0.27 0.003 4 88.06 0.89 9.12 1.39 0.01 0.990 /
17 CTX 盒8段 0.30 0.003 8 83.17 1.21 13.07 2.02 0.01 0.986 0.025
18 CT3-X 盒8段 0.24 0.002 9 88.8 1.08 7.75 1.87 0.01 0.988 /
19 陇47 L47 太原组 0.09 0.002 9 89.01 4.21 4.07 2.48 0.05 0.955 0.022
20 L47-X 太原组 0.09 0.003 3 90.34 3.97 2.89 2.55 0.04 0.958 /
21 L47-Y 山1段 0.08 0.030 0 83.523 4.41 3.05 4.00 0.05 0.950 /
22 Q1-10-X 山1段 0.07 0.003 3 86.18 0.88 9.57 2.09 0.01 0.990 /
23 Q1-12-X 山1段 0.08 0.002 5 92.17 0.96 4.23 2.34 0.01 0.990 0.019
24 Q1-14-X 山2段 0.08 0.003 0 92.71 0.80 3.93 2.24 0.01 0.991 /
25 Q1-7-X 山1段 0.08 0.004 4 83.28 0.83 13.60 1.60 0.01 0.990 /
26 Q1-14-X 山1段 0.08 0.027 0 89.553 0.89 2.00 3.35 0.01 0.990 /
27 Q1-12-X 山1段 0.08 0.020 0 88.808 0.96 2.41 3.80 0.01 0.988 /
28 Q1-10-X 山1段 0.08 0.021 0 89.349 0.97 1.94 3.54 0.01 0.989 /
29 Q1-1-X 山1段 0.08 0.089 0 80.214 1.01 11.50 2.13 0.01 0.988 /
30 Q1-15-X 山1段 0.07 0.015 0 88.721 1.26 2.99 2.41 0.01 0.986 /
31 Q1-12-X 山1段 0.09 0.009 4 90.835 1.37 2.79 3.57 0.01 0.985 /
32 Q1-13-X 山1段 0.10 0.036 3 91.420 1.45 2.99 3.54 0.02 0.984 /
33 Q1-13-Y 山1段 0.09 0.000 0 87.020 1.49 3.87 3.26 0.02 0.983 /
34 Q1-11-X 山1段 0.08 0.016 1 84.986 1.16 2.12 3.68 0.01 0.987 /
35 Q1-15-X 山1段 0.08 0.271 6 90.867 1.27 3.11 2.12 0.01 0.986 /
36 Q1-12-X 山1段 0.09 0.000 0 93.036 1.08 2.25 3.73 0.01 0.988 /
37 庆探3 QT3 山1段 0.14 0.008 6 79.627 1.30 4.25 1.64 0.02 0.984 0.02
38 Q1-16-X 山1段 0.12 0.007 4 92.422 1.46 3.96 1.98 0.02 0.984 /
39 L3X 山1段 0.11 0.026 0 87.778 1.34 3.95 1.96 0.01 0.985 /
40 Q1-16-Y 山1段 0.115 0.023 0 89.06 1.32 3.53 2.03 0.01 0.985 0.021
41 Q1-16-Z 山1段 0.118 0.036 0 88.91 1.32 3.91 2.12 0.01 0.985 /

注：“/”表示无数据

图3 鄂尔多斯盆地庆阳气田富氦天然气He与N2关系

Fig.3 The relationship between He and N2 of helium-rich natural gas in Qingyang Gas Field， Ordos Basin

平面上，庆阳气田上古生界氦气含量整体呈现北低南高的趋势［图1（b）］。其中北部陇47井区天然气储层以山1段为主，氦气含量相对最低，基本为0.05%~0.10%；中部庆探3井区天然气储层以山1段为主，氦气含量相对较高为0.11%~0.15%；西南部城探3井区天然气储层以盒8段为主，氦气含量最高，变化范围也最大，为0.10%~0.31%。值得注意的是，C3-17-22井，其储层为太原组，氦气含量为0.1%，低于该区域其他井的氦气含量。而其他井的氦气含量则普遍位于0.2%~0.3%之间［图1（b）］。
“十四五”全国油气资源评价《氦气资源评价技术规范》中将氦气含量≥0.3%的称为富氦气藏，在0.1%~0.3%之间的为高氦气藏，在0.03%~0.1%之间的为中氦气藏［6］。庆阳气田天然气中氦气含量分布范围介于0.68%~0.31%之间，平均值为0.154%，主体分布在0.2%~0.3%之间，部分样品甚至超过0.3%，因此庆阳气田属于中氦—高氦气藏。根据庆阳气田的地质探明储量，结合氦气平均含量，可推断其氦气储量为15.84×108 m3，具有较大的氦气勘探开发潜力，显示出良好的氦资源潜力。

3 氦气来源分析

3.1　为壳源成因

氦有2种稳定同位素分别是4He和3He，4He主要来自于自然界中U、Th元素α衰变，如典型的衰变反应有： 238U→ 206Pb+8 4He+6β-；235U→207Pb+7 4He+4β-； 232Th→ 208 Pb+6 4He+4β-等［19-20］。U、Th在地壳岩石中普遍存在，尽管其含量通常较低，大约为10-6级别，但由于地质年代的累积以及地壳岩石的大规模分布，4He在地壳中的累积量相当可观；另一方面，3He作为一种原始核素，主要源自地球形成过程中的元素合成，以及地幔中地球初始时期所含气体。地幔熔融及岩浆活动将3He及其他挥发性物质通过盆地流体系统进行迁移和输送［21-22］。因此3He/4He值可以判识氦气的不同来源，通常大气源成因氦3He/4He值为1.4×10-6，壳源成因氦 3He/4He值为2×10-8，幔源成因氦3He/4He值为1.1×10-6［23］。通常利用样品的3He/4He值（R）与大气的3He/4He值（Ra）对氦气来源进行表征：当R/Ra>1，表明气样中幔源氦贡献大于12%，有明显幔源氦加入；当R/Ra>0.1，表明壳源氦比例贡献在88%~98.8%之间，以壳源成因为主；当R/Ra<0.1，表明壳源比例大于98.8%，为典型壳源成因。庆阳气田富氦天然气样品中R/Ra值介于0.019~0.031之间，平均为0.023，属于典型的壳源成因氦。在宏观构造背景下，鄂尔多斯盆地相对稳定，缺乏直接与地幔相通的深部断裂以及剧烈的岩浆和构造活动，因此研究区天然气藏中的氦气主要以壳源为主，R/Ra值小于0.1（图4）。
图4 鄂尔多斯盆地天然气中稀有气体He—R/Ra成因判识［24-29］

Fig.4 Genesis identification chart of He and R/Ra in some natural gases of Ordos Basin［24-29］

3.2　主要来源于基底型氦源岩

U、Th等放射性元素在地壳中的分布与多种副矿物的形成密切相关。这些元素在基底岩系和沉积岩系中普遍存在［30-32］。鄂尔多斯盆地基底型潜在氦源岩主要是太古界—古元古界富含U、Th元素的花岗岩和花岗片麻岩等变质岩，深度约在地下5 km处。根据放射性原理和铀、钍衰变方程［式（1）］，可计算出氦源岩的生氦强度［10］，该方程表达为：
4 H e = 1.207 × 10 - 13 U + 2.868 × 10 - 14 T h
式中：4He 为氦源岩的生氦强度，×10-12 cm3/（a·g岩石）；U为铀丰度，×10-6；Th为钍丰度，×10-6。
庆阳气田基底部分主要可以分为2个区块，以基底断裂F1为界，断裂北部属于镇原—佳县陆块，整体表现为高磁异常，磁异常强度多在20~400 nT之间，个别地区可达400 nT左右。研究区庆深1井（2 045±23 Ma）黑云母角闪片麻岩和片麻质花岗岩发育可与对应露头区变质程度高的五台群岩性进行类比［33-34］，根据测井资料结合以及对应岩样的微量元素分析得到其U、Th平均丰度为3.44×10-6和18.42×10-6，生氦强度为0.94×10-12 cm3/（a·g岩石），具有良好的生氦潜力。
断裂以南为彬县—延长低磁异常带，该带东部盆缘出露界河口群、吕梁群。其中，界河口群由含石墨大理岩、变泥砂质岩石和斜长角闪岩组成，吕梁群由大理岩、片岩和混合岩组成［35］，其U、Th平均丰度为2.34×10-6和10.23×10-6，生氦强度为0.58×10-12 cm3/（a·g岩石），生氦潜力一般（图5）。
图5 庆阳气田结晶基底构造单元划分及断裂展布

Fig.5 Structural unit division map of crystalline basement in Qingyang Gas Field

3.3　沉积型氦源岩有一定贡献

鄂尔多斯盆地西南缘地区已发现的天然气储层主要集中在二叠系的盒8段和山1段。鉴于氦气具有较小的分子量，因此由中生界和新生界地层产生的氦气倾向于向上迁移并逐渐散失，并不会进入盒8和山1气藏中。因此，庆阳气田的沉积型潜在氦源岩主要包括上古生界下二叠统太原组和山西组中的泥岩、煤以及铝土岩（图6）。
图6 鄂尔多斯盆地潜在氦源岩野外露头、钻井岩心、薄片及扫描电镜照片

（a）肉红色花岗片麻岩，山西吕梁古交，太古界五台群；（b）灰色角闪片麻岩，山西吕梁古交，太古界五台群；（c）二云片岩，山西吕梁兴县，元古界吕梁群；（d）铝土岩，基质水铝石半自形—他形，陇47-1C井，太原组，4 141.90 m；（e）泥岩，伊利石等黏土矿物及微孔缝，城探3井，山西组，3 746.77 m；（f）泥岩，部分碎屑溶蚀蚀变残余孔隙，庆深3井，石盒子组，5 186.15 m

Fig.6 Field outcrops, drilling cores, thin sections and scanning electron microscope photos of potential helium source rocks in Ordos Basin

通过不同层位岩心样品的主微量元素分析结合测井资料解释，对庆阳气田氦源岩进行了系统性评价。具体来说，二叠系太原组泥岩U、Th平均丰度分别为7.40×10-6和23.22×10-6，生氦强度为1.56×10-12 cm3/（a·g岩石）；太原组铝土岩U、Th平均丰度分别为9.33 ×10-6和47.01×10-6，生氦强度为2.47×10-12 cm3/（a·g岩石）；山西组泥岩U、Th平均丰度分别为6.21×10-6和20.51×10-6，生氦强度为1.34×10-12 cm3/（a·g岩石）。
元素分析表明，鄂尔多斯盆地古老结晶基底（片麻岩和花岗片麻岩）现今铀和钍元素丰度明显低于沉积盖层中的煤系烃源岩，但岩石解析氦气量却呈现相反的特征（即结晶基底氦气量大于煤系烃源岩）。解析氦气量的差异一方面可能与基底岩石中生成的氦气缺乏载体运输，导致岩石中残留氦气量较高有关，另一方面也可能与煤系烃源岩年龄较小以及生成的氦气可能被烃类气体携带共同排出有关。因此，仅就氦气来源而言，本文认为古老结晶基底的贡献要大于煤系烃源岩，即氦气主要来自下伏的古老变质结晶基底。

4 氦气成藏主控因素

4.1　中央古隆起使得基底浅埋，保证氦源充足

天然气藏中，氦气与烃类气体具有不同的来源，但它们都会向构造高部位运移，这一特性使得具有良好运聚条件的隆起区成为氦气勘探的有利区带［36］。早古生代，鄂尔多斯盆地受区域挤压拉张作用，于盆地西缘发育正向呈“L”形展布构造单元——中央古隆起［37］。晚寒武世，中央古隆起在怀远运动的影响下有所隆升。到了早奥陶世，隆升更为显著，导致古隆起顶部没有地层展布，并形成了马家沟组岩溶不整合。中奥陶世，隆起强度有所减弱，逐渐变为水下隆起，中央古隆起发展缓慢。晚奥陶世，受加里东运动影响，中央古隆起进入长达1.3亿年隆升期，前石炭纪地层被剥蚀，上、下古生界间形成风化壳界面，至此中央古隆起定型。晚古生代，中央古隆起开始整体沉降，海侵扩大，但古隆起大部分区域处于岩溶高地并未接受本溪组沉积。二叠纪早期，沉降进一步加剧，海侵扩展至核心，太原组沉积，至二叠纪晚期，受大洋相向俯冲影响，中央古隆起消亡［图1（a）］。
隆升幅度最大、地层剥蚀量最大的地区为庆阳气田所在的盆地西南缘。在镇原—泾川中央古隆起核部，寒武系被全部剥蚀，上古生界直接与元古界氦源岩直接接触，庆阳—合水一带中晚寒武世—早奥陶世地层依次与氦源岩接触［图1（b）］。这使得庆阳气田的基底相对于苏里格气田、榆林气田等盆地中部气藏与二叠系致密砂岩储层距离更小，当富氦流体沿运移通道向上运移的过程中，由于地层温压条件的下降，氦气会不断从流体中脱出并成藏，运移距离越短，储层在氦气垂向运移过程中的捕集率更高，氦气散失量就越小，因此庆阳气田总体氦气丰度要远高于鄂尔多斯盆地中部气藏。

4.2　低地层压力与高地层温度有利于氦气溶解脱溶

在氦气从矿物中释放后，大部分会在孔隙水中聚集，孔隙水与天然气藏或其他地下流体相互接触时，氦气会被“置换”出来。这一过程遵循亨利定律的控制，低地层压力与高地层温度更利于氦气的溶解脱溶［30，38］。
整体上，庆阳气田上古生界单井气层中部压力一般介于20.68~39.36 MPa之间，平均压力为30.28 MPa；平均压力系数为0.77，主要为低压气藏［图7（a）］，在压力—中部海拔关系图上表现为数据点比较分散，反映气藏压力系统复杂，存在多个压力系统，气藏连通性与封闭性较差。压力系数可以反映气田盖层的封盖能力，低压意味着气藏的封闭条件较差，泄压的通道更加发育，更有利于深部流体向上运移，使深部流体中的氦气达到上覆气藏［39］。
图7 庆阳气田地层实测温压与气层中部海拔关系

（a）庆阳气田上古生界实测压力与气层中部海拔关系；（b）上古生界实测温度与气层中部海拔关系

Fig.7 Relationship diagram of stratigraphic temperature-pressure and the altitude at the center of the gas layer in Qingyang Gas Field

同时，鉴于氦气通常以伴生气的形式存在于天然气藏中［23，38，40］，而烃类气体构成了天然气藏的主要成分，随着常规天然气充注量的增加，则氦气含量相对降低，压力系数作为反映常规天然气充注强度的一个指标，其值随着充注强度的增加而提高，反之则降低［40］。实验数据显示，庆阳气田的氦气含量与压力系数之间确实呈现出预期的负相关性（图8），在氦气含量相对较低的陇47井区和庆探3井区，气藏压力系数普遍较高；而在氦气含量较高的城探3井区，压力系数则普遍较低。这一现象表明城探3井区的天然气充注强度相对较弱，从而导致了更高的氦气丰度。在城探3井区中，C1-17-22井的氦气丰度为0.10%，显著低于该井区的平均水平，而其气藏压力系数却相对较高，达到了0.78。这一发现为低压条件下有利于氦气富集的地质理论提供了实证支持。
图8 庆阳气田压力系数与氦气含量关系

Fig.8 Pressure coefficient and helium content relationship for Qingyang Gas Field

庆阳气田的实测温度资料表明，盒8气藏实测地层温度在119.95~123.00 ℃之间，平均为121.39 ℃；山1气藏实测地层温度在120.99~125.30 ℃之间，平均为123.15 ℃［图7（b）］。由于不同氦源岩矿物的氦气封闭温度各不相同，其中晶质铀矿（UO2）为27~76 ℃，磷灰石为75±7 ℃，铌钛铀矿为125 ℃左右，锆石为170~190 ℃、榍石为191~218 ℃、独居石为241 ℃左右、磁铁矿为250 ℃左右［41］。因此，可初步认为花岗岩中氦气封闭温度在27~250 ℃之间，本文将小于27 ℃划为氦气封闭带，27~250 ℃为部分封闭带。鄂尔多斯盆地西南缘花岗岩基底氦源矿物主要为榍石、锆石、磷灰石和独居石，根据各矿物的封闭温度可初步认为研究区氦气的初始释放温度为75 ℃。
根据庆深1井的埋藏史与古地温模拟判断基于庆深1井的地质埋藏历史和古地温模拟分析，推测庆阳气田的基底型氦源岩自二叠纪晚期起达到了初始的氦释放温度（图9），这时氦突破磷灰石对其的封闭温度。在此温度阈值下，氦气从富铀钍矿物中部分释放。庆阳气田的地层压力较低，这使得深部富氦流体更容易进入气藏［39］。当富氦流体向上运移时，氦气在地层水中溶解度随着温度、压力的降低而减小，促使氦气从地层水中逐步逸出。与鄂尔多斯盆地内的神木气田和苏里格气田相比，庆阳气田上古生界含氦储层的埋藏深度较大，地层温度更高而地层压力较低，这一特殊的地质—流体动力学条件更有利于氦气的释放。尽管在白垩纪烃源岩经历了生烃活动的高峰，可能导致气藏中氦气丰度受到稀释，但总体而言，庆阳气田的氦气丰度相较于其他气田仍然保持较高的水平。
图9 庆深1井热史模拟及氦封闭

Fig.9 Helium sealing and thermal history simulation of Well Qingshen-1

4.3　基底断裂为氦气运移提供良好通道

当He脱离氦泡通过水岩交互、构造运动引发的应力释放矿物破碎等作用进入地层流体中，在水动力、浮力等驱动力的作用下，沿贯穿至基底的断裂垂向运移至浅部再经过层间裂隙横向运移，与气藏发生交互，水溶氦脱气进入气藏成藏［38，42-43］。庆阳气田基底断裂呈网格状交错切割，构成以北东向断裂为主干，近北西向断裂斜交及分布的网络状结构，既将基底氦源岩划分为2类，同时也起到了沟通基底氦源岩使得氦气垂向运移的作用（图5）。
城探3井区存在2条与基底相连的断裂，其中最东侧的断层从元古界断穿至奥陶系，说明早古生代断裂活动依然持续，这为太古代—古元古代变质基底生成的氦气提供了向上垂向迁移的通道。4He在基底生成后，沿着断裂迁移至寒武系—奥陶系风化壳附近，并通过不整合面进入石炭系—二叠系的储层（图10）。相对而言，中央古隆起核部区域的庆探2井区、陇47井区的基底断裂发育不完全，这可能是导致庆阳气田城探3井区氦气丰度相对较高的原因之一。
图10 鄂尔多斯盆地H165557地震剖面

Fig.10 H165557 seismic profile in the Ordos Basin

4.4　“跷跷板”式构造运动形成现今氦气成藏模式

富氦气藏的形成可以分为连续成藏和幕式成藏2种模式［20，44］。构造抬升导致的地层压力差和温度差，为基底岩石大规模释放氦气提供了机会和条件，让氦气快速高效成藏，如坦桑尼亚Rukwa盆地和塔里木盆地和田河气田［45-47］。
自晚白垩世以来，盆地东部整体大幅抬升，庆阳气田地层构造样式从“西高东低”转变为“西低东高”，形成西倾单斜缓坡构造，氦气运移方向重新调整，由白垩纪前向古隆起核部富集变为沿储层上倾方向向东运移，原生气藏的氦气分布格局发生了根本性变化，逐渐形成现今古隆起斜坡带氦气含量更高，石盒子组氦气丰度高于山西组的氦气分布格局［图11（b）］。由于氦气比甲烷分子更具运移优势，且地层倒转导致了地层水和富氦天然气相向运移，增大了氦气的运移时间和距离，氦气在长距离运移的条件下更易富集。因此鄂尔多斯盆地“跷跷板”式的构造运动对鄂尔多斯盆地内氦气的分布与富集成藏产生了深远的影响。
图11 庆阳气田氦气成藏模式

（a）庆阳气田早期（白垩纪中期）富氦天然气成藏模式；（b）庆阳气田现今富氦天然气成藏模式

Fig.11 Helium accumulation model of Qingyang Gas Field

5 氦气富集模式

庆阳气田的氦气成藏是一个多阶段、多机制的地质作用序列。庆阳气田气态烃来源较为复杂，既有不同类型烃源岩（煤系和海相）的贡献，也有不同类型天然气（干酪根热解气和原油裂解气）的贡献，但仍与鄂尔多斯盆地大多数致密砂岩气藏主要气源一致，即大多数气态烃来自石炭系—二叠系煤系烃源岩［48］。庆阳气田二叠系层内断层不发育，气态烃的聚集成藏主要依赖于源储接触的成藏条件和相对发育的高角度裂缝［9］，因此决定了气态烃普遍运移距离较短，属于近源成藏型（图11）。短距离的气体迁移说明气态烃难以通过气水相互作用从运移路径沿途围岩的孔隙水中提取足够多的水溶态氦气和氮气，形成现今庆阳气田相对盆地其他致密砂岩气藏富氦和富氮的特征。
庆阳气田位于中央古隆起之上，保障了氦源充足，氦气主要来自于下伏的太古界—古元古界变质结晶基底，部分来自石炭系—二叠系沉积岩系，有着“多源供氦，主源聚氦”的特点［16］。氦气在生成后先从矿物晶格中释放出来进入地层水，形成水溶氦，同时变质结晶基底中的铵根离子在脱挥发份过程中也可经过一系列作用生成氮气，缓慢生成的氮气与放射性成因氦气同样溶于岩石孔隙水中，等到氮气达到过饱和进而聚集形成游离氮气相时［18］，通过与基底岩石中的孔隙水发生气水相互作用便可最终在基底岩石中形成富氦氮气流［16，43，49］。庆阳气田下伏结晶基底中的富氦氮气流可通过深大断裂运移至上覆沉积盖层中，一部分经不整合面和构造高角度裂缝接力迁移至致密砂岩储层中与煤系烃源岩生成的气态烃混合聚集成藏，一部分进入寒武系圈闭中随后再随寒武系天然气一同经裂缝迁移至致密砂岩储层中聚集成藏［图11（a）］。庆阳气田的高地温的条件有利于氦气的扩散与氦泡的长大，促进氦从矿物中释放［43］，同时低压不仅指示了烃类气体对氦气的稀释作用较弱，还意味着气藏的封闭条件较差，泄压的通道更加发育，更有利于深部流体向上运移，使深部流体中的氦气达到上覆气藏。在燕山运动的影响下，鄂尔多斯盆地整体隆升，剥蚀程度显著，导致埋藏深度变浅，地层温度降低，进一步促进了氦气从地层水中的逃逸，并与甲烷等烃类气体协同运移，形成了现今氦气差异性分布特征。
通过对庆阳气田氦源岩发育特征、天然气成藏因素的分析，明确了氦气的成藏条件及其时空配置关系，结合庆阳气田构造背景，本文提出鄂尔多斯盆地一种新的氦气富集模式：古隆起背景下多源供氦的氦气富集模式。这种新模式的发现为氦气的勘探和开发提供了新的方法和思路。

6 结论

（1）鄂尔多斯盆地庆阳气田氦气含量达0.068%~0.31%，平均氦气含量为0.154%，为中氦—高氦气藏，氦气含量整体呈现北低南高的趋势，盒8段氦气丰度整体高于山1段，说明盒8段具有较大的氦气勘探开发潜力。
（2）庆阳气田氦气属于典型的壳源成因，主要来源于太古宇—元古宇基底变质岩—花岗岩系，下古生界下奥陶统马家沟组泥质含量较高的碳酸盐岩和上古生界上石炭统本溪组、下二叠统太原组与山西组的泥岩、煤及铝土岩这些沉积型氦源岩有一定贡献。
（3）氦气富集主要受中央古隆起、地层温度与地层压力、基底断裂、构造运动的控制。广泛分布的基底花岗岩—变质岩为庆阳气田提供了充足的氦气，中央古隆起使得基底浅埋，保证氦源充足，低地层压力与高地层温度有利于氦气溶解脱溶，基底断裂为氦气的垂向运移提供了通道，“跷跷板”式构造运动形成现今氦气差异性分布特征，为古隆起背景下多源供氦氦气富集模式。

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