Research on the difference of crustal helium accumulation in Dongsheng and Daniudi gas fields, Ordos Basin

  • Yu GAO , 1 ,
  • Quanyou LIU , 1, 2 ,
  • Xiaoqi WU 2 ,
  • Dongya ZHU 2 ,
  • Pengpeng LI 1
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  • 1. Institute of Energy,School of Earth and Space Sciences,Peking University,Beijing 100871,China
  • 2. State Key Laboratory of Shale Oil and Gas Enrichment Mechanisms and Effective Development,Beijing 100083,China

Received date: 2023-03-05

  Revised date: 2023-06-05

  Online published: 2023-10-08

Supported by

The National Natural Science Foundation of China(42141021)

Abstract

Current studies have found that there is a coupling effect between the accumulation of helium and natural gas, and the two show an allogenetic and co-storage relationship. The differences of helium accumulation between Dongsheng and Daniudi gas fields in the Ordos Basin were analyzed from the aspects of helium source rock and migration mode. The results showed that: (1) The main helium source of the two gas fields is basement rock helium gas. The helium source rock of Dongsheng Gas Field may contain basement rock and coal seam rich in U and Th, while the helium source rock of Daniudi Gas Field may contain basement rock, coal seam and bauxite rock. (2) In Dongsheng Gas Field, faults connected with the basement are developed, providing a channel for the migration of alkane gas and helium gas. In Daniudi Gas Field, basement faults also exist, but the gas field is migrated by micro-fractures generated by hydrocarbon generation. (3) It is concluded that the deep and large fault connecting basement and reservoir plays an obvious role in the accumulation of helium gas.

Cite this article

Yu GAO , Quanyou LIU , Xiaoqi WU , Dongya ZHU , Pengpeng LI . Research on the difference of crustal helium accumulation in Dongsheng and Daniudi gas fields, Ordos Basin[J]. Natural Gas Geoscience, 2023 , 34(10) : 1790 -1800 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2023.06.003

0 引言

氦气的作用由一战开始时作为飞艇原材料,到目前在低温、工程和医疗等多个领域展现,呈现出增大的趋势。由于其极低的沸点(-268 ℃)、不可燃性、0.20 nm的分子直径和-270 ℃时的超流体性质,从质谱仪、核磁共振仪、大型强子对撞机等粒子加速器等科研、医疗领域设备,到作为火箭液体燃料的送压剂和增压剂,再到核反应堆的冷却和检漏,氦气都有着相当重要的地位1。世界上的主要产氦国为美国、卡塔尔、俄罗斯和阿尔及利亚等国,我国氦气产量极低,主要依靠进口来满足国内需求。据国外学者的估算,我国的氦气资源量仅为1.1×109 m3[2。随着我国科技、民生、军事领域的快速发展,氦气的需求量逐日增加,面对复杂的国际形势,我国的氦气供给条件面临严峻的挑战。氦气在地球上十分稀少,目前尚未发现独自成藏的氦气藏,多数氦气与烷烃气共生,少数赋存在氮气、二氧化碳等无机气藏内,部分氦气溶解在地层水中赋存3。我国的氦气资源并不丰富,目前已知的氦气富集主要位于东部郯庐断裂带两侧含油气盆地、西部塔里木盆地和柴达木盆地以及中部鄂尔多斯盆地和四川盆地4。我国主要含油气盆地在空间上具有三分带的特点,即东部地区普遍形成了拉张型盆地5,中部地区发育了稳定的克拉通盆地,而西部地区是典型的挤压型盆地6。我国氦气分布受到了盆地类型的影响,中西部盆地主要氦源是地壳岩石矿物中U、Th的衰变,而东部沿郯庐断裂带的盆地就受到了深部断裂的影响而含有相对较多幔源成分的氦气7
DAI等8将氦气储量大于1×108 m3的气藏称为特大型氦气田,在(0.5~1)×108 m3之间称为大型氦气田,在(0.25~0.5)×108 m3之间称为中型氦气田,在(0.05~0.25)×108 m3之间称为小型氦气田,小于0.05×108 m3称为特小型氦气田;根据氦气含量以0.5%、0.15%、0.05%以及0.005%作为分界线将氦气藏划分为特富氦、富氦、一般含氦、贫氦、特贫氦气藏。基于气藏中氦气储量和浓度,鄂尔多斯盆地东胜气田与大牛地气田分别为特大型富氦与特大型贫氦气藏,二者氦气均属于壳源氦9-10。但二者是否具有相似的氦气成藏条件值得研究。本文对比分析东胜气田与大牛地气田的壳源氦成藏条件,探讨壳源氦气成藏差异性,为揭示壳源氦富集机理和成藏过程提供理论依据。

1 氦气成藏条件

1.1 研究区构造和沉积背景

鄂尔多斯盆地是中国陆上第二大沉积盆地,面积为37×104 km2,是位于华北板块西部的典型多期旋回克拉通盆地,其中包含有6个二级构造单元,分别是渭北隆起、天环坳陷、伊陕斜坡、伊盟隆起、晋西挠褶带以及西缘逆冲带。
盆地的基底主要形成于太古代到早元古代,经过多方面资料的验证,鄂尔多斯盆地的基底具有较为明显的镶嵌结构,一类由变粒岩岩相组成,包括混合花岗岩、片麻状花岗岩以及麻粒岩等,这类岩石的形成年代是太古代;另一类是绿岩岩性的大理岩、千枚岩以及绿片岩等,其形成年代为早元古代11
在极长的地质时间内,鄂尔多斯盆地受到了多期次构造改造:中元古代的拗拉谷盆地期,古生代的稳定克拉通期,中生代的类前陆盆地期以及新生代的周缘断陷盆地发育期11。研究区东胜气田与大牛地气田分别处于鄂尔多斯盆地的北部及东北部(图1)。
图1 东胜、大牛地气田位置

Fig.1 Location of Dongsheng and Daniudi gas fields

研究区整体的沉积环境演化在中生代之前始终处于海相或者海陆过渡阶段12。寒武纪到奥陶纪,研究区主要发育浅海台地沉积,其中奥陶系顶面的碳酸盐岩风化壳是下古生界主要的含气层位;后续的构造抬升使得研究区持续接受剥蚀,直到早石炭世继续接受沉积,再次发育海陆交互相的滨海沉积,成为上古生界的主要含气层。
位于盆地北部的东胜气田,在中元古代长城纪开始到新元古代南华纪,由陆缘裂谷逐步发育为被动陆缘及主动陆缘,后重新陆陆碰撞相结合,并在之后经历了多期次大陆张裂和大陆碰撞的旋回演变12。大牛地气田地处鄂尔多斯盆地东北部,其演化过程从中元古代开始至今,均处于拗拉槽的开合之中12-13。二者构造演化的主控因素相同,所展示的形态略有不同,处于同一体系的不同位置。研究区沉积格局、构造对比见图2
图2 东胜地区与大牛地地区沉积格局、构造对比(据文献[12-13])

Fig.2 Comparison of sedimentary pattern and structure between Dongsheng area and Daniudi area (according to Refs.[12-13])

1.1.1 东胜气田

东胜气田以太古宇和元古宇为基底,太原组、山西组的暗色泥岩、炭质泥岩以及煤层作为烃源岩14。主力产气层位为二叠系山西组和下石盒子组,其主要的岩性是碎屑砂岩,粒径普遍大于中砂,包含有含砾粗砂岩,储层物性相对较好,储层的孔隙度为4.0%~22.0%,渗透率为(0.01~21.90)×10-3 μm2[15。气水关系复杂,发育上气下水、气水混层和孤立水体等多种类型,单井日产水量介于0.8~20.8 m3之间16。作为上覆盖层的石千峰组厚层泥岩总厚度大于80 m,单层最大厚度9.5 m17,其中上盒子组泥岩气体绝对渗透率为1×10-7~1×10-8 μm2[18

1.1.2 大牛地气田

大牛地气田基底为上太古界—元古宇的片麻岩相与麻粒岩相变质岩、花岗岩等,本溪组、太原组到山西组煤系作为烃源岩19。天然气藏主要位于太原组、山西组与下石盒子组,储集岩主要分为石英砂岩与岩屑石英砂岩,孔隙度分布在0.2%~22.2%之间,渗透率分布在(0.01~15.30)×10-3 μm2之间20。气田横向上多处发育,纵向上多套储层叠置,形成了大型岩性圈闭。下石盒子组局部性盖层的突破压力在10.63~15.5 MPa之间21,上石盒子组、石千峰组厚层泥岩区域盖层的剩余压力在5~20 MPa之间22

1.2 氦气的成因

氦的稳定同位素是3He与4He。前者相对丰度为0.000 137%,在自然界中被认为是宇宙原始氦23。后者在自然界中常通过元素的α衰变形成(由U、Th产生)24-25,是目前发现的有效氦来源。
氦气的来源有地壳、地幔与大气。由于大气中的氦气含量(5.24×10-6 cm3/cm3[26)远小于氦气藏的工业下限,在氦气藏中一般忽略其影响。地壳中沉积层和基底中均含有相对高U、Th含量的岩石(烃源岩、花岗岩等),也有观测到通过岩浆、断裂活动带来的幔源氦气,如洛杉矶盆地Newport-Inglewood断层带曾观测到氦气喷出27,二者是沉积盆地内氦气的理想来源。
壳源和幔源氦气可以通过3He/4He(R)进行区别,壳源氦气端元的Rc常用值为2×10-8,幔源氦气端元的Rm值为1.1×10-5,二者相差了3个数量级,不同氦源混合后仍可以识别28,大气氦气端元Ra值为1.4×10-6,常用R/Ra来表示氦气来源。此外 20Ne、21Ne在地层中均与U、Th衰变有关,21Ne的生成速率是20Ne的10倍,在20Ne原始丰度更高的前提下,20Ne/21Ne的变化取决于21Ne的生成,故20Ne/21Ne也可作为判别氦成因的辅助手段29

1.2.1 东胜气田

根据前人研究,东胜气田的氦气探明储量为2.44×108 m3,氦气的平均含量为0.133%,92个天然气样品中有65个样品的氦气含量不小于0.1%,占比达到了70.7%10,可判别为特大型富氦天然气藏。
何发岐等30研究表明,东胜气田上古生界天然气中3He/4He值介于(1~10)×10-8之间,R/Ra值介于0.007~0.07之间,40Ar/36Ar值介于200~3 000之间(图3),故认为东胜气田内氦气主要为壳源氦。
图3 东胜气田天然气3He/4He与40Ar/36Ar相关性(数据源自文献[30],图版源自文献[31])

Fig.3 Correlation of 3He/4He vs. 40Ar/36Ar of natural gas in the Dongsheng Gas Field(data from Ref.[30], plate from Ref.[31])

1.2.2 大牛地气田

大牛地气田的氦气探明储量达到1.93×108 m3[32,LIU等9对大牛地气田内上石炭统以及下二叠统中的氦气进行了研究,其含量分别在0.027 1%~0.045 2%及0.031 6%~0.127 3%之间,其平均值分别为0.034%(N=5)以及0.046 6%(N=14)。天然气中3He/4He值介于(0.9~10)×10-8之间,R/Ra值介于0.007~0.07之间,40Ar/36Ar值介于368~2 328之间(图4)。故认为大牛地气田内氦气主要为壳源氦。
图4 大牛地气田天然气3He/4He与40Ar/36Ar相关性(修改自文献[9])

Fig.4 Correlation of 3He/4He vs. 40Ar/36Ar of natural gas in the Daniudi Gas Field(modified from Ref.[9])

1.3 氦气的源岩

不同岩石之中U、Th放射性元素的含量差距较大,其中烃源岩含量最多,铝土岩与花岗岩次之。U含量50×10-6 g/g及Th含量12×10-6 g/g的单位体积烃源岩在100 Ma内可以生成0.001 9 m3氦气,而U、Th含量分别是3×10-6 g/g、13×10-6 g/g的单位体积花岗岩在100 Ma内仅可以生成0.000 2 m3的氦气33,具有明显“弱源性”。
U、Th等放射性元素存在于盆地中所有层位中,其发生放射性衰变都可以产生一定浓度的氦气,并且放射性成因氦气暂未发现同成因或明确的同期产物,目前尚不能做到像普通天然气那样根据地球化学信息来确定具体的产氦层位,如部分气田内He与N2有一定的关联,但N2的来源也并不唯一,不能很好地作为氦气指标。结合氦气的“弱源性”,使得判别氦源岩需要注意多套地层的可能性。
同位素比值综合表明,东胜气田和大牛地气田天然气中的氦气均来自地壳,体积大、时代久的基底岩浆岩、变质岩是理想的氦源岩,沉积层中铝土岩、煤等其他高放射性元素含量的岩石也可能是较重要的氦源岩。U、Th主要天然同位素半衰期极长,因此可用现今地层中U、Th浓度来近似替代沉积初始U、Th浓度。
式(1)可表征不同岩石生氦的能力24
4Heatoms·g-1·y-1=(3.115×106+1.272×105)
[U]+(7.710×105)[Th]
式中:4Heatoms为生成的氦原子个数;g-1·y-1为每克岩石每年生成的氦原子个数;[U]、[Th]分别为初始U、Th浓度,10-6 g/g
通过计算各岩层的生氦量级,就可以对氦气的可能贡献层做出相应判断。

1.3.1 东胜气田

气田及周边范围内基底花岗岩的铀钍含量大多在(1.49~19.4)×10-6 g/g范围内30。E1井位于东胜气田附近,钻遇的基底岩性为灰白色二长花岗岩和暗灰色角闪二长岩,均具有变晶结构,块状构造,斜长石的占比超过50%,富集Rb、Ba、Th以及K等大离子亲石元素34
此外,煤中伴生有40多种微量元素,并且大部分煤矿中一些煤层是具有相当含量的U、Th放射性元素35,上古生界煤系烃源岩中U的含量介于(1.27~9.27)×10-6 g/g之间,平均值为5.61×10-6 g/g,Th含量分布在(3.62~18.94)×10-6 g/g之间,平均值为13.09×10-6 g/g36。根据式(1)及东胜地区煤层生氦影响因素(表1),可计算出研究区内煤层生氦量约为0.86×108 m3
表1 不同地区地层生氦影响因素

Table 1 Influencing factors of formation helium generation in different regions

气田 沉积层内可能氦源岩层位 源岩平面面积/km2 源岩平均厚度/km 源岩密度/(g/cm3 生氦时间/Ma 参考文献
东胜气田 煤层 10 000 0.020 1.5 270 37-38
铝土岩层 0.002 2.5 300 38
大牛地气田 煤层 2 000 0.030 1.5 270 39
铝土岩层 0.012 2.5 300 38
铝土岩是优质的铀钍吸附岩。鄂尔多斯盆地北部的本溪组中含有发育良好的铝土岩,但在东胜气田范围内铝土岩的厚度较薄(约2 m38),对于氦气生成的贡献可能不足。
由于沉积层的生氦量有限(原位煤层生氦0.86×108 m3小于探明储量2.44×108 m3),东胜气田中氦气可能氦源岩是富铀钍矿物的基底及紧邻气藏下伏煤层。

1.3.2 大牛地气田

大牛地地区基底与东胜地区类似(二者原岩均为沉积于新太古代的边缘海沉积40),也具有良好生氦潜力。ZT1井位于大牛地气田附近,井内显示基底岩性为灰色二云母片麻岩,具有片麻状构造,发育有中粒鳞片粒状变晶结构,斜长石占比超过35%,云母类矿物含量超过35%。
煤层和铝土岩对大牛地气田氦气的生成影响与东胜气田条件相近,但有一定的差距。在太原期、山西期,东胜、大牛地和准格尔旗地区属于潮控三角洲泥炭坪聚煤区和泥炭沼泽聚煤区41,准格尔煤田太原组、山西组煤层的U、Th含量分别为(3.6~4.5)×10-6 g/g及(16~22)×10-6 g/g42,因同样的沉积、聚煤环境,3个地区U、Th含量应具有相近含量。煤层累计厚度平均为30 m39,铝土岩的厚度为2.0~21.6 m,平均为12.6 m43,岩心分析结果表示该地区铝土岩的U、Th元素含量较高,不同深度不同井口的分析结果处于(8.42~39.97)×10-6 g/g及(25.57~95.25)×10-6 g/g之间,平均为20.35×10-6 g/g及57.11×10-6 g/g(N=29)44
同理,计算大牛地地区煤层和铝土岩(生氦影响因素如表1所示)的产氦总量约为0.29×108 m3和0.58×108 m3
同理,大牛地地区可能氦源岩有富铀钍矿物的基底岩石、铝土岩及煤层。

1.4 氦气的运移方式和途径

氦气的“一次运移”需突破矿物晶格的束缚,达到一定温度后,氦气可突破晶格限制,这一温度称为封闭温度45,赋存于花岗岩中的铀以晶质铀矿为主46,其对氦气的封闭温度为27~76 ℃47。研究区地温梯度为2.8 ℃/100 m48,地表恒温区温度为11.5 ℃49,研究区基底埋深大多分布在3~4 km之间,其地温超过100 ℃。此外,应力破坏晶格也可导致氦气的释放,如10 m断距的断裂便可在1 500年内将积累的氦气全部释放45。故研究区基底氦气基本得以释放。
氦气的“二次运移”与油气有所不同,远距离的运移需要借助其他流体来进行50,已有研究证明孔隙水参与到氦气的富集中并有明显相关性51。东胜气田泊尔江海子断裂以南与以北的下石盒子组地层水矿化度主体分别介于20~60 g/L与40~80 g/L之间,平均值分别为42 g/L与52 g/L52。但大牛地气田下石盒子组盒3段、盒2段与盒1段地层水矿化度主体分别介于7~28 g/L、9~50 g/L、11~81 g/L之间,平均值分别为14 g/L、15 g/L、22 g/L53,矿化度的增加导致气体的溶解度下降54,在与烷烃气接触前,东胜气田范围内由地层水携带的氦气将更多的被释放在贫烷烃地层而未聚集。
当富含氦气的水遇到天然气流时,根据亨利定律55,氦气在地温条件下,在水中的溶解度小于甲烷(图5),且由于甲烷的分压远大于氦气,氦气几乎全部被转移到气相中。
图5 CH4和He的低压亨利系数(修改自文献[56])

Fig.5 Low pressure Henry coefficients of CH4 and He(modified from Ref.[56])

根据航磁、重力、电磁以及地球化学场等多类型证据综合分析,鄂尔多斯盆地内部存在有几条贯通基底的断裂与储集层附近的大量小规模断裂57。研究区地处盆地北部,主要发育了东西向的基底断裂[图6(a)],这些深大断裂使基底岩石中氦气释放的同时也沟通了沉积层与基底,使得基底产生的氦气可以到达沉积层。气田内部及其周边的断裂体系使烷烃气与氦气耦合成藏。
图6 东胜气田和大牛地气田下方基底断裂发育情况(修改自文献[4062])

Fig.6 Development of basement faults below Dongsheng Gas Field and Daniudi Gas Field(modified from Refs.[4062])

1.4.1 东胜气田

东胜气田是致密的含水气藏,其内部及下伏地层内发育大量断裂,这些断裂多起源于加里东期,并且在燕山期和喜马拉雅期发生了二次开启,大量的规模较小的断裂延伸至上古生界58。其中,泊尔江海子断裂的影响较为明显(图7),燕山期强烈的逆冲作用形成了超大型断裂带,其他断裂也均是多条断裂相互沟通而成,深层的中新元古界断裂以正断层为主,并有部分断裂受到了后期的改造;中深层的古生界断裂的主要代表是泊尔江海子断裂、苏布尔嘎断裂、李家渠断裂带,这些断裂有些是高角度的正断层,有些是逆断层以及走滑断层,各自发育于海西期和燕山期;浅层的中生界断裂相对规模较小,但这些断裂有效地沟通了气藏与基底30。作为主断层的泊尔江海子断裂封闭性在纵向上有差异,石千峰组和上石盒子组垂向封闭性强,而在下石盒子组和山西组断裂垂向疏导性好59,盖层的封闭性未受到较大破坏。该气田上古生界的天然气充注有2期,分别是中晚侏罗世到早白垩世和早白垩世至今,泊尔江海子断裂在中晚侏罗世到早白垩世的走滑断裂发育时间与之对应59。东胜气田烷烃气主成藏期与沟通深部基底断裂发育时间具有一致性,因此,源自基底的氦气通过断裂运移至上古生界储层中并与烷烃气耦合成藏。
图7 东胜气田上古生界气藏中氦气运移和成藏剖面模式63

Fig.7 Helium migration and accumulation profile model of Upper Paleozoic gas reservoir in Dongsheng Gas Field63

1.4.2 大牛地气田

大牛地气田上古生界气藏属于致密气藏,气藏见水程度相对低。气田下部发育鄂托克旗—乌审召断裂,早期作为早元古代中期的控盆断裂,后续在寒武系上仍有发育[图6(b), 图6(c)]40,连通基底与沉积层。气藏下部的马家沟组碳酸盐岩受到此断裂影响,构造裂缝自上而下发育良好,裂缝主要发育时间在侏罗纪到早白垩世60,使得来自基底的氦气具备良好的运移通道(图8)。
图8 大牛地气田上古生界气藏中氦气运移和成藏剖面模式

Fig.8 Helium migration and accumulation profile model of Upper Paleozoic gas reservoir in Daniudi Gas Field

该气田烷烃气充注时间为中晚侏罗世到早白垩世、晚白垩世至今61。该气藏具有近源成藏的特点,烷烃气通过生烃压力形成的微裂缝进行幕式运移22。氦气随着烷烃气阶段性释放进入储集层,使得该气田内氦气探明储量大而丰度不高。

2 氦气成藏模式对比

壳源氦气的常见源岩是古老且广泛分布的基底岩系及高U、Th含量的沉积层。结合氦气“弱源性”及气田模式分析,氦气生成不需要像天然气一样快速生成并成藏,是一个持续时间更长的供给模式。
目前发现的氦气富集均在天然气藏内,能够储存氦气的天然气圈闭一类是具有致密的膏盐层、泥页岩层或者灰岩层作为盖层,如美国的氦气藏具有相对较高的氦气浓度,有些可以达到10%,这些气藏均配套有盐岩、膏盐盖层64;另一类是圈闭的上覆地层具有异常高压等条件来封闭氦气。
东胜气田与大牛地气田均属于壳源氦气与烷烃气耦合成藏,属于我国中西部盆地典型氦气成藏模式,但氦气成藏条件略有不同(表2图9)。
表2 东胜、大牛地气田氦气成藏条件对比

Table 2 Comparison of helium accumulation conditions in Dongsheng and Daniudi gas fields

成藏条件 东胜气田 大牛地气田
氦气成因 壳源 壳源
可能氦源岩 基底岩石、煤层 基底岩石、煤层、铝土岩层
疏导体系 基底断层、沉积层内次级断裂 基底断裂、微裂缝
盖层条件 巨厚高压泥岩 巨厚高压泥岩
充注时间 中晚侏罗世—早白垩世,早白垩世至今 中晚侏罗世—早白垩世,晚白垩世至今
成藏条件 构造—岩性圈闭成藏 岩性圈闭成藏
图9 东胜、大牛地气田上古生界气藏中氦气运移和成藏剖面模式

Fig.9 Helium migration and accumulation profile model of Upper Paleozoic gas reservoir in Dongsheng and Daniudi gas fields

东胜气田下伏地层在寒武纪到志留纪构造活动活跃,形成部分断裂,继而在中—晚侏罗世继续演化并连通。太古界—元古界基底不断产生的氦气与沉积层生成的氦气通过这些断裂,在中晚侏罗世—早白垩世混合注入储层中,并与烷烃气耦合成藏。早白垩世至今,未发生大的构造变动,气藏得到了有效保存。由于气藏持续充注至今,来自基底的水溶氦保持被“抽提”进入沉积层生成的烷烃气与氦气流中,从而保证了氦气总量。
大牛地气田上古生界断裂不发育,并形成了流体压力封存箱39,烷烃气为源内、近源成藏,油气充注分为中晚侏罗世—早白垩世与晚白垩世至今这2期。源自基底的氦气沿着基底断裂运移到沉积层中,在本溪组开始与沉积层生成的氦气、烷烃气混合成藏。与东胜气田同样因成藏期较长而保证氦气总量。
2个气田下伏基底的原岩沉积环境、物质组成、厚度与沉积层距离等条件相似相近,但沉积层内氦源岩条件大牛地气田更佳。东胜气田内泊尔江海子断裂疏导性良好:一方面使得携带氦气的地层水由基底进入沉积层;另一方面因为断裂连通更多层位,地层水进入贫烷烃气的层位而发生分流;大牛地气田形成了流体封存箱且地层水矿化度低,更多氦气进入气藏。东胜气田盖层剩余压力为5~13 MPa65,大牛地气田盖层剩余压力为5~20 MPa22,在物性相近的情况下,更高的压力封闭使得氦气能够更好地保存。

3 结论与展望

鄂尔多斯盆地东胜气田和大牛地气田天然气中的氦气均属于壳源成因,具有相似的基底氦气条件,大牛地气田中高U、Th含量的煤层、铝土岩层为氦气成藏增加可能性。鄂尔多斯盆地内广泛存在的高压巨厚泥岩作为良好盖层,使氦气可以有效保存。东胜气田氦气可沿断裂运移,大牛地气田氦气通过烷烃气带来的生烃高压提供动力及产生运移通道。东胜气田氦气探明储量2.44×108 m3,大牛地气田氦气探明储量1.93×108 m3,在大牛地气田对氦气的保存条件更好、2个气田沉积层生氦量相似的情况下,可认为连通基底与储层的深大断裂对于氦气成藏具有明显作用。
我国氦气的勘探理论研究尚处于起步阶段,目前对氦气的常见研究手段主要作为天然气勘探的副产物进行地球化学分析,以获取氦气的成因、来源等信息,尚缺乏对氦气的系统理论认知。氦气的成藏机理与常规天然气并不完全一致,仍然有待进一步探索。
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