劉成林，丁振剛，陳踐發(fā)，范立勇，康 銳，王海東，洪思婕，田安琦，陳學(xué)勇

［1.中國石油大學(xué)（北京）油氣資源與探測國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，北京 102249；2.中國石油大學(xué)（北京）地球科學(xué)學(xué)院，北京 102249；3.中國石油 長慶油氣田公司 勘探開發(fā)研究院，陜西 西安 710018］

作為現(xiàn)代高科技產(chǎn)業(yè)無可替代的關(guān)鍵元素，氦氣是重要的戰(zhàn)略資源，全球氦資源主要集中在美國、阿爾及利亞和俄羅斯等少數(shù)國家。中國氦資源對外依存度極高，進(jìn)口氦氣的渠道和來源地又極為集中和有限，嚴(yán)重制約中國高科技產(chǎn)業(yè)和國家安全［1-3］。學(xué)者們對富氦常規(guī)氣、致密氣、水溶氣藏形成條件開展了研究，取得的進(jìn)展和認(rèn)識為本文研究奠定了基礎(chǔ)［4-16］。中國已在中部四川、鄂爾多斯等盆地，西部塔里木、柴達(dá)木等盆地，東部松遼、海拉爾、蘇北、渤海灣等盆地，南方三水等盆地中發(fā)現(xiàn)富氦、高氦天然氣藏［5-6，16-25］。部分地區(qū)地?zé)峋蜏厝幸灿泻獍l(fā)現(xiàn)［26-27］。

天然氣中的氦主要有大氣源、殼源（巖石中放射性U 和Th 元素衰變形成）和幔源（地球形成時(shí)賦存于地球深部的原始氦），多數(shù)具有商業(yè)價(jià)值的氦氣資源主要為殼源氦。殼源氦源巖又分為殼源遠(yuǎn)源型與殼源近源型兩種類型［28］。殼源遠(yuǎn)源型源巖主要包括高級變質(zhì)片麻巖和變粒巖、大理巖、混合巖和花崗片麻巖等。例如渭河盆地富氦天然氣藏的主要氦源巖為北秦嶺廣泛發(fā)育的富U 花崗巖；東勝氣田氦氣主要來源于基底太古宇-元古宇的變質(zhì)巖-花崗巖中U 和Th元素的衰變［25，29］。殼源近源型源巖主要是富U 和Th的沉積巖，特別是富有機(jī)質(zhì)頁巖。在地殼巖石中，由于吸附大量鈾和釷元素且富有機(jī)質(zhì)頁巖的U 和Th 含量最高且氦氣生成量最大，單位時(shí)間內(nèi)富有機(jī)質(zhì)頁巖生成的氦氣量是花崗巖的9～10 倍。例如，四川盆地五峰組-龍馬溪組富有機(jī)質(zhì)頁巖的U 和Th 含量高、厚度大、分布廣，氦氣資源潛力大［30-38］。

氦源是氦氣資源形成的首要條件，氦源巖空間分布與氦源潛力評價(jià)是氦氣資源勘查的關(guān)鍵問題。在野外地質(zhì)調(diào)查、重磁資料解釋、巖心描述及主、微量元素實(shí)驗(yàn)室分析測試等的基礎(chǔ)上，系統(tǒng)分析不同U 和Th 元素含量巖石和礦物的成氦潛力，結(jié)合數(shù)值模擬定量評價(jià)鄂爾多斯盆地氦源潛力，厘定主力氦源；研究沉積盆地及其基底不同巖系的產(chǎn)氦豐度和強(qiáng)度。

1 氦氣地質(zhì)背景

鄂爾多斯盆地是發(fā)育在華北克拉通西部變質(zhì)結(jié)晶基底之上的多旋回疊合盆地，依據(jù)盆地演化歷史、構(gòu)造特征及基底特性的不同，可將盆地劃分成6 個(gè)一級構(gòu)造單元：伊盟隆起、晉西撓褶帶、伊陜斜坡、渭北隆起、天環(huán)坳陷和西緣逆沖帶［39］。

盆地天然氣資源豐富，目前已發(fā)現(xiàn)蘇里格、榆林等多個(gè)氣田。其中，東勝氣田氦氣平均含量為0.133 %，蘇里格氣田東區(qū)、中區(qū)、西區(qū)和南區(qū)均為0.042 %～0.108 %，榆林氣田為0.032 %，神木氣田為0.029 %，子洲米脂氣田為0.041 %，黃龍氣田為0.233 %，慶陽氣田為0.068 %，表明鄂爾多斯盆地天然氣具有較高的氦氣含量（圖1）。

圖1 鄂爾多斯盆地已發(fā)現(xiàn)含氦天然氣田氦氣豐度與樣品采集點(diǎn)分布［39］Fig.1 Map showing the abundance of helium and relevant sampling points in helium-bearing gas fields discovered in the Ordos Basin［39］

鄂爾多斯盆地潛在氦源巖的巖石類型主要是太古宇-古元古界富含U 和Th 元素的花崗巖和花崗片麻巖等變質(zhì)巖、中元古界長城系黑色板巖、下古生界下奧陶統(tǒng)馬家溝組泥質(zhì)含量較高的碳酸鹽巖和上古生界上石炭統(tǒng)本溪組、下二疊統(tǒng)太原組與山西組的泥巖、煤及鋁土巖（圖2）。

圖2 鄂爾多斯盆地潛在氦源巖地層柱狀圖（據(jù)文獻(xiàn)［39］修改）Fig.2 Stratigraphic column of potential helium source rocks in the Ordos Basin（modified from reference ［39］）

2 基底型潛在氦源巖

基底經(jīng)歷了太古宙—古元古代構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，形成了一套整體磁性較強(qiáng)、以片巖、高級變質(zhì)片麻巖和變粒巖為主的太古宇變質(zhì)巖系與另一套整體磁性偏弱、以大理巖、混合巖和花崗片麻巖為主的古元古界變質(zhì)巖系的穩(wěn)定結(jié)晶基底（圖3a—d）。太古宇陸塊上疊加了古元古界，從北到南依次為烏拉山群、上集寧群-賀蘭山群、恒山-呂梁群、界河口群和涑水-中條群。

圖3 鄂爾多斯盆地潛在氦源巖特征照片F(xiàn)ig.3 Micrographs and pictures showing potential helium source rocks in the Ordos Basin

基底西部石榴夕線黑云斜長片麻巖與東部片麻狀二云母花崗巖的鉆孔樣品進(jìn)行SHRIMP 鋯石U-Pb 定年，分別獲得了2 031 Ma±10 Ma 和2 035 Ma±10 Ma 的年齡［40］。北部烏拉山-大青山巖性主要為閃長質(zhì)變質(zhì)巖和堿性變質(zhì)巖，狼山主要為閃長質(zhì)變質(zhì)巖，南部秦嶺主要為花崗片麻巖。根據(jù)重力和磁力資料解釋，太古宇和古元古界大致呈北東-南西向相間分布。根據(jù)放射性原理和鈾、釷衰變方程［公式（1）］［35］，可計(jì)算出氦源巖的生氦強(qiáng)度。

式中：4He為氦源巖的生氦強(qiáng)度，10-6cm3/（a·g）；U為鈾豐度，10-6；Th為釷豐度，10-6。

盆地基底巖石U 和Th 平均豐度分別為1.29×10-6和8.19×10-6，生氦強(qiáng)度為0.391×10-6cm3/（a·g）（表1）。鄂爾多斯地區(qū)基底厚度遠(yuǎn)大于上覆沉積層，具有較高的生氦潛力。

表1 鄂爾多斯盆地潛在氦源巖參數(shù)統(tǒng)計(jì)Table 1 Parameter statistics of potential helium source rocks in the Ordos Basin

3 沉積型潛在氦源巖

基底形成之后，盆地經(jīng)歷了晉寧、加里東、海西、印支、燕山及喜馬拉雅等多期構(gòu)造運(yùn)動(dòng)，形成了以陸相碎屑巖和碳酸鹽巖為主沉積蓋層，厚約3 000～8 000 m［41-48］。

3.1 長城系

中元古界長城系具明顯裂陷槽式（拗拉谷）沉積特征，盆地西緣及南緣為主裂陷槽，可能代表了秦、祁、賀三叉裂谷系最早活動(dòng)的沉積記錄，厚度多在千余米及以上，向盆地西緣深坳陷區(qū)有明顯加厚趨勢，沉積厚度局部可達(dá)2 000～3 000 m。除了盆地東部，長城系在盆地均有分布，最大厚度可達(dá)1 000 m，巖性主要為石英砂巖（圖3e）、長石（巖屑）石英砂巖、炭質(zhì)板巖及結(jié)晶灰?guī)r（大理巖）。長城系黑色板巖是潛在氦源巖，主要分布在盆地北部和西南部。中元古代初始年齡取1 717 Ma，U和Th元素平均豐度為1.29×10-6和2.49×10-6，生氦強(qiáng)度為0.227×10-6cm3/（a·g）。由于中元古界長城系潛在氦源巖巖石年代較老，U、Th元素豐度較高，在平面和深度的發(fā)育規(guī)模也較大，可見其具有較高的生氦潛力。

3.2 下奧陶統(tǒng)馬家溝組

下奧陶統(tǒng)馬家溝組在鄂爾多斯盆地西南部中央古隆起和北部伊盟隆起缺失嚴(yán)重，主要發(fā)育在鄂爾多斯盆地中東部，根據(jù)沉積演化特征，馬家溝組可以分為6 個(gè)段：馬一段、馬三段和馬五段主要為蒸發(fā)臺(tái)地沉積，巖性主要為膏鹽巖和白云巖；馬二段、馬四段和馬六段主要為碳酸鹽臺(tái)地沉積，巖性主要為白云巖和石灰?guī)r［44］。以桃61井為例，馬五段的白云巖夾有薄層泥質(zhì)白云巖，厚度約為45 m，Th 和U 元素含量相對較高，具有一定的生氦潛力。

下古生界下奧陶統(tǒng)馬五段泥質(zhì)白云巖為潛在氦源巖（圖3f）［41］，平均年齡為487 Ma，U和Th元素平均豐度分 別為4.30×10-6和10.60×10-6，生氦強(qiáng)度為0.820×10-6cm3/（a·g）。

3.3 石炭系-二疊系

上古生界石炭系-二疊系泥巖、炭質(zhì)泥巖和煤是烴源巖，砂巖和鋁土巖是天然氣儲(chǔ)層（圖3g—i）。泥巖和煤在全盆地廣泛分布，平均年齡為292 Ma，其中二疊系太原組泥巖U 和Th 元素平均豐度分別為9.68×10-6和22.68×10-6，泥巖厚度為30 m左右，生氦強(qiáng)度為1.820×10-6cm3/（a·g）；二疊系太原組煤U 和Th 元素平均豐度分別為14.99×10-6和35.19×10-6，最大厚度為14 m，生氦強(qiáng)度為2.820×10-6cm3/（a·g）。由于相較于基底氦源巖，上古生界石炭系-二疊系泥巖和煤的厚度不大，制約了該層系的生氦潛力。

上古生界石炭系鋁土巖主要分布在盆地東部和西南部。平均年齡為317 Ma，U 和Th 元素平均豐度分別為7.14×10-6和38.57×10-6，生氦強(qiáng)度為1.97×10-6cm3/（a·g）。鋁土巖最大厚度約為15 m，厚度較小，極大地制約了其生氦潛力。鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)太原組沉積環(huán)境和古地貌控制了鋁土巖儲(chǔ)層的分布，潛坑和階地型微古地貌富集鋁土巖。鋁土巖儲(chǔ)層的主要礦物為硬水鋁石，Al2O3成分占90 %以上，硬水鋁石格架易溶礦物組分遭受溶蝕，形成大量溶蝕孔。鋁土巖儲(chǔ)集空間主要是顆粒內(nèi)溶孔、基質(zhì)溶孔、粒間溶孔、晶間孔隙及微裂隙等，孔徑主要介于20～200 μm，整體上以亞微米-微米級孔喉為主，儲(chǔ)層孔隙度平均為10.6 %，滲透率平均為4.04×10-3μm2；氣藏受巖性圈閉控制，燕山期盆地東部構(gòu)造抬升，鋁土巖儲(chǔ)層上傾方向被非滲透性的鋁土質(zhì)泥巖層所限，存在巖性相變有效遮擋條件，有利于形成巖性圈閉，有利于氦氣聚集［42］。

4 生氦潛力及潛在區(qū)預(yù)測

結(jié)合上述分析，指出了鄂爾多斯盆地潛在氦源巖的巖石類型主要是太古宇-古元古界富含U-Th 元素的花崗巖和花崗片麻巖等變質(zhì)巖，中-新元古界的石英巖、石英砂巖、結(jié)晶灰?guī)r、大理巖和片巖等沉積變質(zhì)巖，下古生界泥質(zhì)含量較高的碳酸鹽巖以及上古生界的泥巖。綜合分析，生氦強(qiáng)度由強(qiáng)到弱依次為上古生界煤、上古生界鋁土巖、上古生界泥巖、太古宇-古元古界花崗巖及變質(zhì)巖、中-新元古界沉積變質(zhì)巖和下古生界碳酸鹽巖。但考慮到巖石年齡、氦源巖體積規(guī)模等氦源巖生氦潛力評價(jià)參數(shù)，對氦氣生成的貢獻(xiàn)仍需更深入的討論。如太古宇-古元古界的花崗巖-變質(zhì)巖系的厚度大，而沉積層系的厚度較小，例如石炭系-二疊系的煤系烴源巖厚度只有30～50 m，盡管其煤系烴源巖生氦強(qiáng)度更大，但單位時(shí)間生成的氦氣總量遠(yuǎn)小于太古宇-古元古界的花崗巖-變質(zhì)巖系。

受U 和Th 元素在氦源巖中的富集程度影響，鄂爾多斯盆地不同區(qū)域的生氦強(qiáng)度存在差異。整體上看，全盆地生氦強(qiáng)度在5.66×10-6～9.28×10-6cm3/（a·g），盆地南部的生氦強(qiáng)度較高，具有較高的生氦潛力（圖4）。其中盆地西南部慶陽氣田的氦源巖生氦強(qiáng)度最大，為9.28×10-6cm3/（a·g），而盆地北部東勝氣田的氦源巖生氦強(qiáng)度最小，為5.66×10-6cm3/（a·g）。相較于鄂爾多斯盆地其他地區(qū)，各類潛在氦源巖在鄂爾多斯盆地西南部均有發(fā)育，具有“多源供氦”特征，氦源巖的體積規(guī)模優(yōu)勢較為明顯，因此鄂爾多斯盆地西南部生氦潛力最大。

圖4 鄂爾多斯盆地潛在氦源巖和生氦強(qiáng)度平面分布Fig.4 Planar distributions of potential helium source rocks and helium-generating intensities in the Ordos Basin

5 結(jié)論

1）鄂爾多斯盆地潛在氦源巖為地殼型，包括基底巖系和沉積巖系，主要是太古宇-古元古界富含U-Th元素的花崗巖和花崗片麻巖等變質(zhì)巖、中元古界長城系沉積變質(zhì)巖、下古生界泥質(zhì)含量較高的碳酸鹽巖及上古生界的泥巖、煤和鋁土巖。

2）太古宇和古元古界基底巖系生氦強(qiáng)度為0.391×10-6cm3/（a·g），長城系板巖、下奧陶統(tǒng)馬家溝組泥質(zhì)白云巖及石炭系-二疊系泥巖、煤和鋁土巖生氦強(qiáng)度分別為0.227×10-6cm3/（a·g），0.820×10-6cm3/（a·g），1.820×10-6cm3/（a·g），2.820×10-6cm3/（a·g）和1.970×10-6cm3/（a·g）。

3）各類潛在氦源巖在鄂爾多斯盆地西南部均有發(fā)育，具有“多源供氦”特征，生氦強(qiáng)度大，是潛在的富氦天然氣分布區(qū)。