美国典型富氦无机成因气田中氦气地质特征与聚集机制

Geological characteristics and mechanism of helium accumulation in typical abiotic helium-rich gas fields in the United States

摘要

美国广泛发育具有经济效益的富氦无机成因天然气田,如其中富氦氮气田甚至可以含有高达10%的氦。原地和周边地区的基底提供充足的氦源而氮气可来自不同圈层,且通常N₂/He (He>0.1%)在5~50之间。但是富氦氮气田在美国独特地质环境之外是否也有发现还需要进一步的研究。富氦二氧化碳气田中的氦主要也来自壳源且产量可观。科罗拉多高原上的富氦二氧化碳气田均被认为是来源于新生代晚期的岩浆活动,且该地区岩浆岩具有较高的U、Th含量。地下水溶气脱气-再溶解(Groundwater Gas Stripping and Re-dissolution, GGS-R)模型被普遍认为可以合理解释CO₂气藏中氮气、氦等惰性气体的聚集成藏机制。具体来说,幔源CO₂载体气充注时将溶解在地下水中的大气源惰性气体与壳源惰性气体脱出成藏,并与地下水达到水/气溶解平衡。虽然不同气田的平衡值各有不同,但是科罗拉多高原上的各气田均显示出相似的范围值,即在相应的储层压力和温度下为0~100 cm³水/cm³气。本文系统分析美国无机成因富氦气藏的氦气生成、运移和聚集机制,讨论氦气在经历氦源岩内游离相扩散初次运移后通过水溶相、气容相集流或是多相渗流方式进行的二次运移及由无机成因载体气N₂和CO₂共同参与的富集成藏机制,既可为我国氦气勘查提供理论认识依据,也可为二氧化碳地质评价和开发利用及安全封存提供参考。

关键词

氦气 / 富氦气田 / CO₂气田 / N₂气田 / 非烃气 / 无机成因 / 地质特征 / 聚集机制

Key words

helium / helium-rich gas field / CO₂ gas field / N₂ gas field / abiotic natural gas / inorganic genesis / geological characteristics / enrichment mechanism

0 引言

1903年,人们首次在美国堪萨斯州Dexter的氮气藏发现了富氦天然气。当时在油气勘探中无意发现了并不能燃烧的气井,后测得该气藏含有的N₂占82.7%,CH₄占14.85%,He占1.84%^[1],至此揭开了全球富氦天然气勘探开发的序幕。地壳中的天然气通常含有70%~100%的甲烷,1%~10%的乙烷,少量的丙烷到正己烷,以及微量的高碳氢化合物,N₂、CO₂和H₂S的含量从微量至100%不等,惰性气体通常在储层中以痕量的形式出现^[2]。在美国,气藏中含有>0.3%的氦气被认为会增加该气藏的经济价值^[3]。

美国广泛发育具有经济效益的富氦无机成因天然气田,相比于烷烃气田,这种气田的主要组分(>60%)为无机成因CO₂或N₂(表1)^[4]。如Harley Dome气田(N₂含量约85%,2013—2018年共产纯氦120×10⁴m³)的部分气藏氦含量最高可达10%^[5]。又如氦气储量巨大的St. Johns气田氦气技术可采储量>1.5×10⁸ {{\mathrm{m}}^3}^{\mathrm{}}^[6]。然而在美国以外,很少发现如此高氦含量/储量的富/含氦无机成因非烃气田。因此,系统分析这类气田的成藏条件和氦气富集规律,可为我国氦气研究提供理论认识和勘探思路。

1 美国富/含氦无机成因气田地质概况

美国无机成因富/含氦气田/藏主要分布在美国西南部科罗拉多高原及其附近落基山脉的部分地区(图1)。科罗拉多高原在很大程度上是一个完整的地块,周围是与塞维尔-拉勒米(Sevier-Laramide)挤压构造和晚新生代盆地与山脉伸展构造有关的构造调整区^[7]。尽管科罗拉多高原具有明显的板块构造性质,但至少从侏罗纪时期开始,它就一直处于活动边缘作用过程中^[8],且该地区广泛发育第三纪至新生代晚期岩浆岩。科罗拉多高原和落基山脉地区直到中生代晚期至新生代早期都难以区分,从早寒武世晚期至白垩纪,它们构成了北美克拉通的西南边缘^[9]。与北美其他克拉通盆地具有明显不同的是,该地区的盆地形成时间都相对较晚,而该地区部分盆地临近基底楔形隆起,并保留较厚的海相泥岩和碳酸盐岩沉积,为氦气和载体气的发育及成藏奠定基础^[9-10]。

拉勒米造山运动和新生代隆起造就的科罗拉多高原的中心,为美国四个州(犹他UT,科罗拉多CO,新墨西哥NM,亚利桑那AZ)交汇之处,也被称为四角地区。该地区有着丰富的铀矿资源,同时古生代岩层广泛发育石油、天然气^[11]及无机成因CO₂气藏(储量为28 000×10⁸m³),生产的CO₂由管道直接输送至德克萨斯州(TX)的二叠纪盆地被用于提高石油采收率(EOR),如图2,而富氦壳源N₂气藏则通常分布于CO₂气藏的附近,且该地区无机成因气藏蕴藏的氦储量>6×10⁸m^3[6,12-13]。

2 美国主要富氦无机成因CO₂气田地质特征与形成条件

本文主要关注和解剖四角地区及其附近四个富氦CO₂气田,McElmo Dome、Doe Canyon、 St. Johns和Big Piney-La Barge。各个气田的主要参数及其含氦地球化学特征见表2。该地区氦资源丰富,如Big Piney-La Barge气田的氦处理厂生产全美55%的氦^[12],无机成因幔源CO₂载体气类型特殊,极具成藏解剖和研究价值。

2.1 McElmo Dome和Doe Canyon富氦气田

McElmo Dome和Doe Canyon气田位于科罗拉多高原中部Paradox盆地东南缘(图3a)^[12]。

McElmo Dome为该地区最大的CO₂气田之一,59口生产井绝大多数CO₂产量可达56.6×10⁴m³/d,且整个气田平均氦含量为0.20%,然而不同层位的氦含量差异较大^[12]。大多数井为密西西比纪Leadville组白云岩中CO₂气藏,CH₄含量<1%,N₂含量1%~3%,CO₂含量92%~99%;少部分井为三叠纪Shinarump组砾岩烷烃气藏,N₂含量32%~35%,CH₄含量55%~58%,CO₂含量0.2%~0.6%^[12-13]。不同层位组分含量及氦含量的差异可能与载体气规模和充注顺序相关,该地区新生代晚期大规模CO₂充注稀释了气藏中早期充注的氦与氮^[14]。

Doe Canyon位于McElmo Dome西北5 km处。气藏中的CO₂在石炭纪(密西西比纪)Leadville组储层中为超临界流体的状态,储层厚度为100 m,部分来源于Leadville组石灰岩中碳酸盐-硫酸盐组合的原地热分解,而CO₂/³He值相比于大洋中脊幔源样品则显示(图4)更主要来源于新生代岩浆活动释放充注(δ¹³ {\mathrm{C}}_{\mathrm{C}{\mathrm{O}}_2\mathrm{ }}为-11.8‰~-3.77‰)^[15]。这种岩浆活动的时间跨度很长(75~5 Ma),附近相关侵入火成岩露头的年代为72~40 Ma,产生的镁铁质岩石富含U、Th,为气田提供充足的壳源氦(R/R_a 为 0.15)^[16]。气藏储层结构复杂,层间发育多孔渗透性白云岩和致密石灰岩,深度在1 800~2 600 m之间。CO₂由构造变形及断层遮挡、Leadville组带有渗透屏障的岩性地层、400 m厚岩盐盖层共同圈闭封存(图3b)^[4]。

因此,该地区氦气的富集主要来源于构造岩浆活动提供氦源岩和断裂输导的通道,载体气CO₂成规模聚集,且厚度为储层4倍(400 m)的盐岩盖层也提供良好的封盖和保存条件。

2.2 St. Johns富氦气田

St. John气田位于科罗拉多高原南缘Holbrook盆地边缘,处于高原、盆地和Rio Grande裂谷构造活动过渡带^[17]。整个气田位于Mollogen斜坡,含氦系统由前寒武纪的结晶基底、古生代到新生代的沉积岩和新生代的火山岩组成(图2)^[4]。储层为二叠纪的Supai组砂岩且有较厚盐岩封盖,整个气藏较浅(200~700 m),气田高氦井测井结果显示储层底部前寒武花岗岩深度仅为 600 m(图5)^[17]。CO₂/³He值显示(图4),与幔源的CO₂相关的岩浆活动(0.3~2.1 Ma)来源于附近50 km远的Springerville火山区,且气田的幔源CO₂被认为是沿北西-东南两条基底控制的断裂向上运移至圈闭成藏(图5a)^[17]。

该气田氦气R/R_a值虽然高于McElmo气田(表2),但仅约为0.4。因此该氦气成藏过程中,虽然载体气为90%以上幔源二氧化碳充注,但是浅埋藏前寒武花岗岩基底直接提供了主要的壳源氦。值得注意的是,图5中靠近断层且位于构造高部位的10-22井的氦气含量(0.094%)为远离断层但更靠近气水界面的22-1X井(1.34%)的1/14,明显说明沿断裂充注的幔源CO₂对来源于地下水脱气的氦气有较强的稀释效应^[4]。该气田R/R_a值靠近气水界面22-1X井更高为0.455,10-22井为0.394^[4]。空气²⁰Ne/³⁶Ar在标准大气压下的值为0.154^[18],而该气田为0.136~0.219^[4],十分接近空气值。由于壳源(岩石中元素放射性衰变)没有²⁰Ne和³⁶Ar,因此该值普遍被认为是地下水介入参与成藏的标志。并且该气田的²⁰Ne(地表中的²⁰Ne主要来源于地下水饱和溶解空气的脱气)的含量靠近气水界面22-1X井高于靠近断裂10-22井,推断为该气田与地下水之间并没有发生GGS-R模型(具体见后文)中第二阶段的惰性气体再溶解进入地下水并发生气水相平衡,仅发生了第一阶段的CO₂大量充注成藏(单次携带空气源稀有惰性气体和壳源氦等)。因此越靠近断裂,CO₂大量充注成藏的稀释效应越强。同时,也不排除气田靠近断裂的气藏存在盖层被改造破坏的情况。

2.3 Big Piney-La Barge富氦气田

相比于几乎不含有烷烃气的McElmo Dome和St. John's Dome气田,Big Piney-La Barge(BP-LB)气田, 平均含有12% CH₄和80% CO₂(表2)。BP-LB气田位于落基山脉地区大绿河盆地中西部^[12]。图6c彩色标示的气田古生代储层均产CO₂,而富氦储层主要为密西西比纪的Madison组石灰岩。Madison组分上下两部分,下部地层由白云化的石灰岩和白云石组成,上部的Madison组则由Sabkha砂砾岩和喀斯特碎屑岩形成封盖^[19]。

整个气田构造背景非常复杂,现今的构造形成于白垩纪,早期的结构在拉勒米造山运动和其后的阶段遭到破坏变形,任何古生代的断层都发生位移且在三叠纪中被蒸发岩填平,第三纪的活动又形成了现今的断层和背斜^[19]。由于构造背景复杂,因此二氧化碳的来源被认为有两种可能,一是来源于附近的第三纪的火山活动含有CO₂,二是气田下方地热水溶解古生代碳酸盐岩^[20]。氦气R/R_a也极低(表2),针对气田和周围地热水的研究表明气田的氦更可能是伴随着来自基底的地热水从壳源进入气藏的,氦的壳源在这里指沉积岩,也有部分气藏显示黄石地区的火山活动提供了少量的幔源氦^[21]。氦气富集成藏更多的是由于该地区复杂的地质背景使得氦和CO₂拥有了多种可能的运移输导体系。

3 美国主要富氦无机成因N₂气田地质特征与形成条件

目前,烷烃气作为主要载体气的富氦气藏中往往能发现少量的N₂,因此N₂也被认为是富氦勘探的一种标志。而主要载体气为无机成因N₂的富氦气田也值得研究,且该种气藏是否为美国独有仍有待勘探突破和发现。该种气田如Pinta Dome,基本不含烷烃气(表3),且N₂液化要求较低,提氦后N₂可直接排放不存在温室效应影响,气田开采16年,生产井平均氦含量8.5%,天然气产量1.85×10⁸m³,其中产氦约1 573×10⁴ {{\mathrm{m}}^3}^{\mathrm{}}^[22]。因此,研究该种气藏的成藏模式也可为我国氦气勘探提供新思路。

3.1 Harley Dome富氦气田

Harley Dome(HD)气田位于Unita-Piceance(U-P)盆地中Uncompahgre隆起上(图7),气田面积总计19.9 km²,但是主要处于保护区内,实际生产井面积为1.29 km²,生产井的氦含量平均为7%,N₂平均为85%,2014—2018年生产天然气1 828×10⁴m³,其中产氦120×10⁴ {{\mathrm{m}}^3}^{\left[5\right]}。Uncompahgre隆起下方为一个160 km长的基底断层,最大位移有152 m,而HD气田及其附近整个地区都有完整的Mancos页岩提供封盖^[23],侏罗系的Entrada砂岩储层仅高于前寒武纪基底300 m,且附近含氦储层与基底间距最多只有600 m^[24]。因此,该地区氦气富集因素主要被认为源于大型前寒武纪基底、源-储近距配置、断裂体系高效充注和稳定的页岩封盖。然而有争议的是,该地区由于存在一套晚三叠世Chinle组(该地区U矿勘探层位)覆盖在基底上,因此另有学者认为该地区氦源为沉积源贡献^[25]。针对该地区氦源的界定也是学界下一步研究的方向。

3.2 Pinta Dome富氦气田

Pinta Dome(PD)气田与前文提到的St. Johns气田同属Holbrook盆地。PD气田的构造圈闭由东北断层控制,并由西北断层分隔气田的一大两小穹顶结构,如图8^[22,26]所示。该气田氦主要产层为二叠纪的Coconino砂岩,其中壳源的N₂含量>90%,甲烷和二氧化碳含量极少;气田壳源氦气分布明显不均,气田西北部有较高的氦气积聚,高氦含量出现在构造高部位,生产井最高氦含量8.98%,向南/向西逐渐减少可至0.2%,且Moenkopi组页岩为气田整体提供了良好的封盖保存^[22]。

地球化学研究揭示,空气中的N₂/⁴⁰Ar为84,空气饱和的地下水中N₂/⁴⁰Ar为44,PD气田的N₂/⁴⁰Ar值为38.92~215.75,取值远高于空气,表明空气贡献的N₂可以忽略不计^[26]。同时⁴⁰Ar/³⁶Ar的值高于空气,且²⁰Ne与⁴He的正相关性表明惰性气体在地下水脱气充注气藏前即有混合^[26]。通常²⁰Ne/⁴⁰Ar的正相关性表明地下水有较强的参与,但是PD气田的²⁰Ne/⁴He为负相关,推断为地下水脱气后仍有氦或是氖的持续充注^[26]。同时该气田痕量的二氧化碳也被推断为可以作为氦气的载体气但是在长距离的运移中与地表岩石发生了反应而丢失。而相比于空气的²⁰Ne/³⁶Ar是0.154,不同于St. Johns气田,PD气田该值更高为0.653~0.937,明显揭示气体依托地下水运移并在成藏后达到更充分的气水平衡^[26]。

总结来说,该地区断层沟通的浅壳源基底提供充足的氦源,壳源氦从地下水脱气分馏,由N₂携带通过平流沿断裂进行有效的二次运移,并且从源到储具有较长的横向迁移距离,而盖层页岩的良好保存也使得氦气聚集能达到很高的浓度。

4 无机成因载体气成因演化与氦气富集机制

许多研究表明,N₂与氦的富集之间存在强相关性,如HD气田及其周边整个地区,无论是在Uncompahgre隆起还是Unita盆地,明显富氦气田氦与N₂都有正相关性,而氦与CO₂的相关性较弱(图9)^[23]。氦与无机成因载体气的关系需要结合地质背景,针对不同气藏,得出相对应的氦气富集模型。

4.1 N₂参与的氦气富集

关于N₂参与的氦气富集规律目前是相关学界讨论的热点之一。基于烷烃气为主的富氦天然气藏,Danabalan认为与放射性He相关的N₂多显示明显的地化特征(δ¹⁵N=-3.00‰)^[3];而Bellentine和Lollar认为壳源氦与同样来自于基底低温变质作用产生的氮在储层中始终有一个相似的比值区间(N₂/He=5~50)^[2]。针对本文讨论的富氦氮气藏,随着N₂浓度增大(N₂>60%),氦氮之间的正相关性丢失。

δ¹⁵N的取值范围在天然气中可能的来源数值上有重叠(表4)^[27],因此较难通过δ¹⁵N进行明显区分。地壳和地幔通过热液活动和火山作用都可以提供氮源(包括氮气、氮的氧化态和还原态)^[28]。

天然气中的N₂来源于孔隙水的脱气^[29-30]。孔隙水中的氮则可能来源于:干酪根氧化释放氨,蒸发岩化学/热释放 {{\mathrm{N}}_2}^{\mathrm{}}^12];煤化过程^[31]/硝化过程^[32]使得氮进入临近地层/地下水/卤水;不同岩石的高温释放(沉积盆地中,氮含量可以从花岗岩的痕量< 200 mg N/kg到部分沉积岩和变质岩可含有具有生态意义的氮浓度>1 000 mg N/kg)^[28];黏土矿物释放氨后被氧化^[30];变质过程释放吸附氮;深部壳源、火成岩、玄武岩或深部幔源释放等^[1,33-34]。

值得思考的是天然气藏中出现的高氮富集。对于氮气的运移成藏与烷烃气的应当加以区别,依附于孔隙水/地下水运移成藏的过程使得氮气并不像烷烃气一样是单一来源,沉积岩中的有机和无机成分都含有氮,因此氮源可以考虑沉积盆地中更大范围内的多种来源。存在高成熟度下的高氮天然气生成模型。而Brown认为美国大陆中西部的高氮气藏也可能是经历低成熟的黏土释放的氨(也可能包括有机质的低成熟)进入孔隙水后可在浅层聚集形成富氮气相^[30]。沉积盆地中孔隙水/地下水运移使得贫氮源产生的、分散的富氮气相最终更可能聚集形成高氮气藏,而富氦气藏氦与氮的相关性也提示孔隙水/地下水的直接作用。要形成N₂含量>90%的富氦气藏,更大程度上也是合适的地质条件与地下水运移配合的作用,且无幔源CO₂或是烷烃气大量充注参与(此时会因稀释效应而形成低氮浓度的富氦气藏)。

根据Brown关于富氦高氮气藏成因的讨论^[29-30,33],总结关于科罗拉多高原及其周边富氦氮气富集一种可能的模型:该地区最初的无机成因气藏均为含氦氮气藏(初始气量有限),而地幔脱气或烷烃/碳酸盐岩脱碳产生的CO₂在二次迁移的过程中脱溶孔隙水中溶解的氮和氦,且部分二氧化碳同时溶于水并在水中发生化学反应固定于含有碳酸盐和硫化物的固体矿物中(图10);因此二氧化碳二次迁移路径越长,或是气藏储层体积越大,气相中保留的CO₂就越少,反而导致部分气藏形成富氦高氮气藏。

4.2 CO₂参与的氦气富集

气藏中CO₂的δ¹³C可以初步判断二氧化碳的成因(图11)^[35],无机成因CO₂的分布数值范围与有机成因有较大区别。

科罗拉多高原和落基山脉地区及其周围CO₂的丰度,尤其是古生代储层,主要来源于以下几种^[4,29]:前寒武基底,拉勒米造山活动诱发的岩浆作用(幔源脱气、成岩作用、接触及区域变质作用导致的碳酸盐岩热分解),或是有机过程的产物(包括碳氢化合物的形成演化过程伴生物以及伴随着沉积环境的有机质生物降解产物)。

根据多种地化手段,Gilifillan等提出了一个经典的两阶段地下水溶气脱气-再溶解模型(图12)^[4]:第一阶段,幔源CO₂充注地下水系统,充注使得CO₂/地下水两相分压改变,因此溶解在地下水的大气源性惰性气体(包括稀有气体)以及累积的壳源惰性气体(包括但不限于He、N₂)因分压的改变被脱气。从水相中被脱气的气体与幔源CO₂一起提供了第一阶段的储层流体充注。后续的CO₂充注不再携带惰性气体充注,只做原有气藏的稀释。第二阶段,惰性气体会重新溶解到脱气后的地下水中并形成气/水平衡,即为瑞利蒸馏的过程,而该过程可量化计算地下水被初次脱气时参与的体积,并且计算后续地下水达到水/气相平衡时参与的体积。虽然这样导致气藏组分/地下水的平衡在整个地区会有所不同,但是各个气田均显示出一个相似的范围值,即在相应的储层压力和温度下0~100 cm³水/cm³气^[4]。

Brown提出的另一种可能^[29],如前文所述,纵观整个四角地区,高氦气藏集中在地区南部泥盆系—三叠系,该地区白垩系和侏罗系的He含量较低,CO₂浓度与He南北相反(图13);整个地区广泛发育分布有新生代中期的侵入岩,但是古生代气藏的CO₂含量都很高;结合该地区CO₂主要为幔源火山活动充注的情况,可推断出气藏最初主要被壳源惰性气体占据,CO₂后期充注对其稀释,CO₂充注过程中与不同地层气体均发生混合,从而使得该地区气藏显示不同的N₂/He比值。

5 结论

(1)氦的释放和富集受到地幔和地壳及其间的地质作用过程的共同影响。U和Th元素α衰变产生的氦保存在矿物晶格中,经过数千万至数亿年的再结晶和扩散,氦被浓缩到孔隙水及地下流体中。迁移中的火山成因气体或是热变成因气体将氦和氮从古老的孔隙水中脱气带出。酸性气体在长距离迁移过程中参与重结晶而成为固体矿物成分的一部分,则使得氦和氮在气相中得到一定程度的浓缩。因此,迁移时间和距离越长,气藏中氮和氦含量越高。

(2)二氧化碳和氮气作为地下氦气富集的重要载体气,富氦气藏的储层并不局限于特定年龄或类型的岩石。由于甲烷的产生会严重稀释氦气,因此在生产大量碳氢化合物盆地的中心地区通常难以发现氦气富集。一般来说,古生代岩石通常比年轻的岩石有更多的时间生成和聚集更多的氦气,但这种关系是基于填充孔隙空间的是含氦气和氮气的更古老(古生代)的地下水,而不是岩石本身的年龄。因此,研究富氦相关的地球化学水动力很重要。迁移地下水中的溶解氦会在较低的储层温度和压力下从液相中脱溶,也是盆地-隆起过渡区的一些浅层储层出现高氦气聚集的原因。

(3)对于为什么富氦氮气藏在美国以外的地区极少发现,通过综合分析富氦无机成因气藏的氦气富集模式,笔者观点倾向于相比于富氦烃类和二氧化碳气藏,富氦氮气藏的出现标志着该地区拥有更好的源储配置以及更有利的有效圈闭及保存条件。从大范围地区来看,四角地区三类气藏都存在,如Harley Dome气田同时具有富氦的氮气井与烷烃气井,表明在构造演化相对复杂而保存条件较好的地区,含氦气系统存在复杂性和多样性。

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