0 引言
东胜气田位于鄂尔多斯盆地北部杭锦旗区块，区域构造上横跨伊盟隆起、伊陕斜坡、天环坳陷3个构造单元，地理位置位于内蒙古自治区鄂尔多斯市的杭锦旗、伊金霍洛旗、鄂托克旗和达拉特旗以及东胜区，勘探矿权面积为8 940 km2（图1）。东胜气田上古生界天然气自上而下主要赋存于下石盒子组的盒3段、盒2段、盒1段，山西组的山2段、山1段，呈现出多层立体含气格局，天然气主力开发区带为什股壕、独贵加汗、新召和十里加汗等区带，截至2021年11月，杭锦旗地区提交三级储量近万亿方，天然气资源勘探潜力大。前期勘探发现，东胜气田上古生界天然气中氦气含量较高，多口气井氦气含量达到0.1%以上，具有较好的工业开发价值，属于特大型含氦—富氦天然气田［1］。氦气作为一种重要的战略资源，在国防军工、核工业、国防军工、航空航天、临床医学、深海潜水、低温科学及电子产业等领域发挥着不可替代的重要作用。由于高新科技产业的快速发展，我国氦气需求近年来快速增长，95%以上氦气都需要进口，国内氦气资源安全形势十分严峻。
因此，本文主要从潜在氦源岩的生氦潜力及来源的精细追溯、氦气成藏特征及富集规律等方面入手，剖析氦气成藏地质要素的时空配置关系，旨在为其他盆地寻找该类型氦气资源以及勘探评价提供实例指导和启示。为此系统采集了东胜气田166口生产井的天然气样品，按照天然气成藏区带、气藏单元、赋存砂体及分布层位等地质特征，在什股壕区带采集34件气样（主要产层为盒2段、盒3段），在独贵加汗区带采集93件气样（主要产层为盒1段、盒3段），十里加汗区带采集11件气样（主要产层为盒1段、盒1段+盒3段、盒3段），新召东区带采集28件气样（主要产层为盒1段、盒1段+山2段、山2段）。天然气组分、碳氢同位素、稀有气体组分含量和同位素等分析测试均由中国石化油气成藏重点实验室完成。
1 赋存天然气的地球化学特征及成因来源
目前已发现的具有工业价值的氦气基本上都是以微量组分与烃类气藏或CO2、氮气等非烃气藏相伴生，所以研究氦气赋存烃类气的地球化学特征及成因来源对于分析氦气成藏特征及富集规律具有重要意义。东胜气田上古生界天然气主要以甲烷为主，其含量介于84.3%~96.1%之间，平均值为91.7%；乙烷含量较低，介于1.2%~7.4%之间，平均值为4.24%；重烃气（C2—C5）含量介于1.47%~10.9%之间，平均值为5.64%，天然气干燥系数（C1/C1-5）介于0.89~0.985之间，既有干气，也有湿气，为高—过成熟阶段生成气。东胜气田上古生界天然气含有一定丰度的非烃气，CO2含量介于0.2%~2.04%之间，N2含量介于0.12%~12.75%之间，总体上N2含量相对比CO2含量高很多。
东胜气田上古生界天然气δ13C1值介于-35.7‰~-31.2‰之间，平均值为-33.1‰；δ13C2值介于-29.2‰~-24.4‰之间，平均值为-26.6‰；δ13C3值介于-28.5‰~-24.0‰之间，平均值为-25.6‰，呈现出明显的正碳同位素序列，显示天然气为单一来源。根据δ13C2和δ13C3值判断得出东胜气田上古生界天然气为典型的煤型气，为煤系烃源岩生成。一般情况下， >-180‰为海相咸水沉积， <-180‰为陆相沉积，而且淡水—微咸水湖相形成的天然气 值小于-200‰；微咸水—半咸水相的 值为-210‰~-180‰［7-9］。东胜气田上古生界天然气甲烷氢同位素值介于-209‰~-178‰之间，明显偏低，基本上都小于-180‰，显示出其烃源为微咸水—半咸水相沉积特征，说明天然气来自于陆相沉积环境的烃源岩，即来自于上古生界煤系烃源岩。戴金星等［10］提出无机成因CO2的 值大于-8‰，其中碳酸盐岩热解成因CO2的 值接近于碳酸盐岩的δ13C值，为0±3‰；幔源和火山—岩浆成因CO2的 值大多为-6‰±2‰；有机成因CO2的 值小于-10‰。东胜气田上古生界天然气中含有一定量的CO2气体，其碳同位素值介于-20.0‰~-4.7‰之间，平均值为-14.0‰，绝大多数都小于-8.0‰，只有4个气样CO2碳同位素值大于-8.0‰。基于该区天然气稀有气体氦同位素组成R/Ra值处于0.013~0.045之间，按照前人提出的CO2成因判识指标，综合判断得出东胜气田上古生界天然气中CO2绝大部分为有机成因，个别为无机成因，与伴生氦气没有亲缘关系。
2 伴生氦气成因及来源
天然气中氦气含量和同位素分析由中国石化油气成藏重点实验室开发的天然气中稀有气体浓度与同位素比值联测仪器完成。天然气中氦气含量和同位素比值测定都是采用峰高比法，主要采用Noblesse 稀有气体同位素比质谱仪，高压7.0 kV，Trap电流400 mA（测Ne、Ar、Kr、Xe时）、500 mA（测He时）；4He、Ne、Ar用法拉第杯检测，3He、Kr、Xe用电子倍增器和离子计数器检测。
2.1 潜在氦源岩含氦气潜力分析
前人［11］根据各类岩石的铀、钍含量研究发现，花岗岩生氦能力强于砂岩和碳酸盐岩，但弱于页岩，特别是富有机质泥页岩。虽然岩石中的铀、钍含量仅为10-6级，丰度较微量，放射产生的氦气也很微量，但经过漫长地质时间的衰变，仍可以在地层中形成相当数量的氦气聚集。杭锦旗基底主要由太古界和古—中元古界组成：太古界基底主要发育片麻岩、花岗片麻岩；古—中元古界基底主要发育石英岩、石英砂岩（图2）。由表1可见，杭锦旗地区基底片麻岩—花岗片麻岩中U含量介于0.88~2.89 µg/g之间，平均值为1.49 µg/g，Th含量介于3.47~8.94 µg/g之间，平均值为5.44 µg/g，明显要高于U含量；而基底石英砂岩—石英岩中U含量介于0.81~7.31 µg/g之间，平均值为3.07 µg/g，Th含量介于3.42~28.93 µg/g之间，平均值为13.77 µg/g，明显要高于U含量，就基底岩石U、Th含量而言，石英砂岩—石英岩明显高于片麻岩—花岗片麻岩，Th含量明显高于U含量。对于烃源岩，元古界暗色泥岩U、Th含量分别介于2.64~5.15 µg/g和11.34~18.07 µg/g之间；上古生界煤系烃源岩中U含量介于1.27~9.27 µg/g之间，平均值为5.61 µg/g，Th含量介于3.62~18.94 µg/g之间，平均值为13.09 µg/g。总体而言，烃源岩U、Th含量明显高于基底岩石，其生氦能力更高，以泥页岩为氦源岩要形成工业聚集性氦气藏，就需要巨大的岩石体积和较长的地质时间，但在烃源岩热演化生烃过程中，所产生烃类天然气的量大约是其在10亿年内产生氦气的3 000倍［11］，因此在没有外部氦源的情况下烃源岩产生的氦气被其本身产生的大量烃类气所稀释，且氦气比烃类气更易散失和渗漏，不易保存，这也就比较容易解释实际工业利用的氦气藏主要与古老的花岗岩和片麻岩等有关，而以泥页岩为烃源岩的天然气藏中并未形成广泛的氦气富集，由此可见烃源岩作为有效氦源岩并形成工业价值的氦气藏的可能性并不大。
图2 鄂尔多斯盆地东胜气田生储盖组合及氦源岩综合柱状图Fig.2 Comprehensive diagram of source rock and reservoir-cap assemblages and helium source rocks in Dongsheng Gas Field， Ordos Basin |
表1 杭锦旗地区基底岩石和烃源岩U、Th含量及其解析氦气量与同位素组成Table 1 The resolved helium gas amount and its isotopic composition, and the content of U and Th of basement rocks and hydrocarbon source rocks in Hangjinqi area |
| 编号 | 岩性 | 井深/m | 层位 | Th/（µg/g） | U/（µg/g） | He/（µL/kg） | （3He/4He）/10-8 |
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| J17 | 浅棕色花岗片麻岩 | 2 223.56 | 太古界 | 4.43 | 0.96 | 5.15 | 3.22 |
| J11-1 | 花岗片麻岩 | 2 222.22 | 太古界 | 3.47 | 0.88 | 2.81 | 4.71 |
| J11-2 | 灰绿色片麻岩 | 2 196.73 | 太古界 | 3.94 | 2.89 | / | 5.61 |
| J70-4 | 片麻岩 | 3 075.75 | 太古界 | 6.42 | 1.04 | 9.26 | 8.17 |
| J13 | 片麻岩 | 4 092.5 | 太古界 | 8.94 | 1.66 | ||
| J30-3 | 棕红石英岩 | 3 668.18 | 太古界 | 11.80 | 3.39 | 2.12 | 4.90 |
| J30-5 | 棕红石英岩 | 3 771.21 | 太古界 | 28.93 | 7.31 | 9.31 | 4.02 |
| J60-2 | 棕红石英岩 | 3 681.45 | 太古界 | 3.42 | 0.81 | 2.19 | 7.12 |
| J9-1 | 厚层石英砂岩 | 3 141.2 | 太古界 | 19.42 | 3.45 | 0.81 | 5.72 |
| J86 | 变质石英岩 | 3 247 | 中元古界 | 10.22 | 1.86 | 6.13 | 2.56 |
| J9-2 | 灰绿色石英砂岩 | 3 140.6 | 古元古界 | 8.86 | 1.61 | / | 2.34 |
| J9-3 | 深灰色泥岩 | 3 101.9 | 古元古界 | 11.34 | 2.64 | / | 5.90 |
| J16 | 深灰色泥岩 | 2 880.95 | 中元古界 | 18.07 | 5.15 | ||
| J72-5 | 煤 | 3 002.92 | 山1段 | 13.02 | 4.40 | 0.60 | 4.68 |
| J72-4 | 煤 | 2 992.27 | 山2段 | 18.56 | 5.05 | 0.13 | 3.14 |
| J89-1 | 煤 | 3 167.82 | 太原组 | 3.62 | 1.27 | 0.02 | 1.89 |
| J30-4 | 炭质泥岩 | 3 770.25 | 太原组 | 18.94 | 8.04 | ||
| J92-5 | 炭质泥岩 | 3 175.33 | 太原组 | 11.31 | 9.27 | 0.15 | 1.60 |
|
为进一步研究杭锦旗地区不同类型潜在氦源岩中元素U、Th丰度与解析出的氦气丰度之间的关系及其含氦气潜力，本文研究选择太古界的花岗片麻岩、片麻岩，太古界—中元古界的石英砂岩—石英岩，石炭系—二叠系煤系烃源岩等潜在氦源岩进行解析气分析。研究发现，片麻岩—花岗片麻岩解析氦气含量为2.81~9.26 µL/kg，平均值为5.74 µL/kg，石英砂岩—石英岩解析氦气含量为0.81~9.31 µL/kg，平均值为4.11 µL/kg，煤系烃源岩的解析氦气含量为0.02~0.60 µL/kg，平均值为0.23 µL/kg。由此可见，尽管石英砂岩—石英岩U、Th元素丰度稍高于片麻岩—花岗片麻岩U、Th元素丰度，但由于花岗岩和片麻岩生氦能力强于砂岩，所以花岗岩和片麻岩解析氦气含量要高于石英砂岩—石英岩。煤系烃源岩中元素U、Th含量高于基底岩石，但受其生成的大规模烃气的稀释和时代不够久远，其解析出来的氦气丰度远低于基底岩石，从而印证了烃源岩作为常规天然气及其伴生氦气的源岩所形成的天然气藏中氦气含量较低，无法作为有效氦源岩。由图3可见，除石炭系—二叠系煤系烃源岩之外，总体上杭锦旗东胜气田不同类型的基底岩石解析氦气量与其U、Th元素丰度呈较好的正相关性，基底岩石中U、Th元素丰度越高，所解析出来的氦气含量也越高。
2.2 氦气成因及来源
氦有2个稳定同位素分别为3He和4He，3He主要为元素合成时形成的原始核素，放射成因4He主要通过放射性U、Th等元素α衰变产生。自然界中氦气主要有3种来源，分别为壳源氦、幔源氦、大气氦。3He/4He值为氦的来源提供了判识指标［12］，壳源氦的3He/4He值一般为n×10-8，主要包括以下2类氦源岩：一类是盆地基底古老富含铀钍的变质岩、混合岩和花岗岩等［13-15］；另一类是沉积盆地内富含有机质的泥页岩等，上述2类氦源岩中的238U、235U和232Th放射性元素发生α衰变产生4He，但沉积盆地富含有机质的泥页岩作为氦源岩产生的He很难形成工业聚集［16］；典型幔源氦的3He/4He值为1.1×10-5，是地幔中的氦气通过岩浆活动发生脱气释放出来的，主要为3He；大气氦的3He/4He值为1.4×10-6。由于大气中氦含量为5.24×10-6，含量很低可以忽略不计。因此，工业气井中的氦气主要为幔源和壳源。东胜气田上古生界天然气伴生氦气3He/4He值介于（1.83~6.25）×10-8之间，变化范围不大，平均值为3.14×10-8，均处于10-8量级，属于壳源成因氦，没有来自幔源流体的贡献。其40Ar/36Ar值变化较大，处于369~2 725范围内。从潜在氦源岩解析气的3He/4He值来看，片麻岩—花岗片麻岩解析气3He/4He值介于（3.22~8.17）×10-8之间，平均值为5.43×10-8；石英砂岩—石英岩3He/4He值介于（2.34~7.12）×10-8之间，平均值为4.44×10-8；石炭系—二叠系煤系烃源岩3He/4He值介于（1.60~4.68）×10-8之间，平均值为2.83×10-8，总体来说，不同类型潜在氦源岩解析气的3He/4He值介于（1.60~8.17）×10-8之间，与东胜气田上古生界天然气的3He/4He值范围相一致，说明二者具有相同的成因，皆为壳源氦。
为进一步判识上古生界天然气中氦气的来源，对上述潜在氦源岩解析出来的气体进行稀有气体氦、氩同位素比值分析，并与东胜气田上古生界天然气氦、氩同位素比值进行对比分析。结果发现东胜气田天然气的3He/4He值和40Ar/36Ar值与基底太古界—中元古界片麻岩—花岗片麻岩和石英砂岩—石英岩解析气的3He/4He值和40Ar/36Ar值分布范围比较一致，也具有相似的变化趋势（图4），但其与长7段油页岩及石炭系—二叠系煤系烃源岩解析气的3He/4He值和40Ar/36Ar值则处于不同的范围内。这充分说明了东胜气田上古生界天然气中的氦气来源于太古界—中元古界基底岩石，而与中生界延长组泥页岩和上古生界煤系烃源岩无关。一般来说，气源岩中含有不同丰度的U、Th、K元素，随着气源岩时代越老，气源岩中U、Th元素衰变产生的4He、40K衰变产生的40Ar累积越多，而3He、36Ar丰度不会发生明显变化。因此时代越老，3He/4He值越小，40Ar/36Ar值越大。由图4可见，上古生界煤系烃源岩和延长组油页岩解析气的3He/4He值与40Ar/36Ar值呈现出很好的负相关关系，表现出随3He/4He值减小，40Ar/36Ar值增加的特征。这正好是沉积岩放射性元素衰变产生的稀有气体所表现出来的典型特征［17］，与太古界—中元古界基底岩石解析气氦、氩同位素特征具有明显的差异。所以，东胜气田上古生界天然气中的氦气为典型的壳源成因，为太古界—中元古界基底岩石中放射性元素的衰变产生，与富含放射性元素U、Th的石炭系—二叠系煤系烃源岩和延长组泥页岩无关。同时，也旁证了含油气盆地内沉积岩中铀、钍衰变产生的氦气很难形成工业聚集的认识。
3 氦气成藏特征与富集规律
3.1 氦气总体分布特征
绝大多数天然气藏中氦含量低于0.05%，一般称之为贫氦气藏，而将氦含量大于0.1%的天然气称为富氦天然气藏［18-21］。对于氦含量低于<0.05%的天然气藏，其氦含量未能达到商业开采门限，现有技术条件下这种贫氦天然气藏中的氦气不具有直接商业开采价值［22］。但基于液化天然气（LNG）尾气生产的氦气，其工业价值下限可以调整为0.04%，甚至可以更低［23］。东胜气田上古生界天然气中氦气含量介于0.045%~0.487%之间，平均值为0.118%，按照前人提出的氦气含量大于0.05%作为具有工业气藏的标准［18-19，22，24］，判断东胜气田上古生界天然气中伴生氦气基本上都具有工业价值。通过对不同区带氦气含量的系统分析，发现不同区带的氦气含量差异较大（图5），独贵加汗区带氦气含量介于0.061%~0.487%之间，平均值为0.138%，氦气含量大于0.1%的约占68%；什股壕区带氦气含量次之，其含量介于0.072%~0.158%之间，平均值为0.113%，氦气含量大于0.1%的约占59%，充分说明了独贵加汗区带和什股壕区带中超过半数的天然气伴生氦气含量达到了富氦标准，氦气勘探前景良好。新召东和十里加汗区带氦气含量分别介于0.066%~0.094%（平均值为0.081%）和0.043%~0.076%（平均值为0.063%）之间，无论从单井氦气含量还是整体平均含量基本上都高于0.05%，说明这2个区带具有一定的氦气勘探潜力，随着这2个区带探明天然气储量的增加，氦气资源潜力还会进一步增大。
3.2 氦气成藏特征与富集规律
杭锦旗东胜气田上古生界天然气中烃类气占绝对优势，其含量介于86.7%~98.2%之间，氦气含量介于0.045%~0.487%之间，氦气以伴生组分赋存于以烃类气体为主的天然气藏中，该气藏称之为烃类—富氦气藏。氦气成藏特征与常规天然气既有相似性，也具有其独特性。前人［25-27］研究发现杭锦旗地区太古界—元古界发育巨厚的主要由变质岩、花岗岩、混合岩等构成的结晶基底；该区大量钻井也钻遇较厚的富含铀、钍等放射性元素的太古界—中元古界变质岩—花岗岩系基底［5］，具备产生大规模氦气并成为工业氦气藏的物质基础。基底富含U、Th等元素的氦源岩持续衰变产生的氦气通过深大断裂、裂缝等通道或微渗漏等向上运移，然后再沿上古生界的层间断裂和层内断裂及不整合面等运移输导到常规天然气储层中，遇到天然气聚集成藏，东胜气田伴生氦气与烃类气具有异源同储成藏特征。烃类气体是伴生氦气成藏的载体，常规天然气的聚集成藏对氦气成藏具有重要作用，因此杭锦旗地区形成富氦气藏的关键在于，伴生氦气在运移、聚集与成藏过程中与上古生界常规天然气藏的储、盖、圈及运聚组合具有良好的时空配置关系（图6）。通过对东胜气田上古生界天然气地球化学特征分析认为气源岩为太原组—山西组的煤层及暗色泥岩，受前石炭纪古地貌的影响，气源岩主要分布在泊尔江海子断裂、乌兰吉林庙断裂以南区域，其生排烃及运移成藏关键期为中侏罗世—早白垩世及持续至今［28-29］，东胜气田上古生界岩性圈闭和构造圈闭分别形成于二叠纪和侏罗纪—白垩纪，这些圈闭形成时间均早于或同步于生气高峰期，时间匹配关系良好。
同时该区晚元古代末—早古生代发育的基底深大断裂在燕山期尤其在侏罗纪末期发生活化，发生强烈的挤压逆冲，活化的断层贯通基底氦源岩、天然气源岩和储层，此时氦气主要沿二级基底深大断裂向上运移，次一级断裂和古生界层间断裂控制了天然气纵向运移和氦气输导，河道砂体和层内断裂控制了天然气和氦气的横向调整。东胜气田氦气含量高值区主要沿泊尔江海子、乌兰吉林庙等二级通基底断裂两侧分布，尤其在中新元古界基底断裂东侧的独贵加汗区带的东部氦气含量最高（锦78井氦气含量为0.487%，JPH-306井氦气含量为0.343%）；同时氦气含量高值区与太古界—中元古界变质岩—花岗岩系基底发育区具有良好的匹配关系。因此，东胜气田氦气主要在二级断裂的通氦源岩断裂与四级断裂的输导体系交会处和太古界—中元古界基底岩相发育区富集，因此氦气富集主要受基底变质岩—花岗岩系岩相和深大断裂等双重因素控制，断裂带的展布控制了油气及其伴生氦气藏的空间分布。
4 结论与认识
（1）鄂尔多斯盆地杭锦旗地区东胜气田氦气所赋存的上古生界天然气中烃类气体占绝对优势，为典型煤型气，来源于石炭系—二叠系煤系烃源岩；氦气含量介于0.045%～0.487%之间，氦气以微量组分赋存于以烃类气体为主的烃类—富氦气藏中。
（2）东胜气田上古生界天然气伴生氦气3He/4He值介于（1.83~6.25）×10-8之间，属于壳源成因氦；上古生界天然气与潜在氦源岩解析气的稀有气体同位素特征对比分析表明，东胜气田伴生氦气来源于基底的太古界—中元古界变质岩—花岗岩系。
（3）尽管基底岩石中石英砂岩—石英岩U、Th元素丰度稍高于片麻岩—花岗片麻岩，但片麻岩—花岗片麻岩解析氦气含量要高于石英砂岩—石英岩；上古生界煤系烃源岩中U、Th元素含量高于基底岩石，但煤系烃源岩受其生成的大规模烃气的稀释以及时代不够久远的影响，其解析出来的氦气丰度远低于基底岩石，说明烃源岩作为潜在氦源岩所生成的氦气含量较低，无法形成工业价值的氦气藏。
（4）东胜气田伴生氦气与烃类气具有异源同储成藏特征，伴生氦气在运移、聚集与成藏过程中与常规天然气藏具有良好的时空配置关系；氦气富集主要受基底变质岩—花岗岩系岩相和深大断裂等双重因素控制，主要在二级断裂的通氦源岩断裂与四级断裂的输导体系交会处和太古界—中元古界基底岩相发育区富集，断裂带的展布控制了油气及其伴生氦气藏的空间分布。
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