0 引言
氦是宇宙中含量仅次于氢的元素，占整个星系星体质量约23%[1]。氦气广泛存在于宇宙空间，但地球内部氦气资源较为贫乏。鉴于目前有规模、经济可采的氦气资源存在于天然气藏中，故本文讨论的重点内容是天然气藏中的氦气资源。氦气是典型的无机成因气，尤其是其特殊氦源及其生氦机理、运移输导体系跨层多而复杂。氦气资源通常与天然气相伴而生，与天然气共享“储、圈、盖、保”4要素，两者运聚机理、过程和规律既有相似之处，也存在特色差异。氦气作为地球上的一种稀缺资源，目前提取方法主要有天然气分离法、地热系统提取法、空气分馏法、合成氨法（尾气提氦）和铀矿石法，含氦天然气分离提纯是目前工业用氦唯一经济的途经[2]。中国具有工业开采价值的富氦天然气藏数量有限，且氦气资源丰度低、提氦及降本难度大，国内氦气年产量在100×104 m3以下，但需求量则在2 000×104 m3/a以上，且每年以10%以上的速度增长[3]，缺口较大，短时间内氦气市场资源短缺乃至断供的风险持续存在。
以往氦气研究主要是作为研究天然气地球化学成因和来源的一种手段[4]，没有把它作为单独的一种资源类型进行研究。氦气作为一种单独组分和专门资源研究起步较晚，只是近年才开始。氦气资源特征、地质条件、成因来源和富集规律，既是氦气作为天然气地质分支学科的基本问题，也是实际勘探中需要解决和明确的首要问题，目前缺乏系统的探讨和阐释；同时，氦气勘探依赖天然气兼探或并探，没有独立开展系统性、针对性的勘探研究。针对富氦有利区及目标的刻画和评价，目前仍处在探索阶段，缺乏定性、定量系统表征指标；同时，氦气运移聚集机理仍需要进行深入研究，针对已发现的富氦天然气藏，讨论其可能的氦源岩供氦范围与通量，二次运移的通道与有效性地质评价，以及聚集成藏的动力学机制等。
本文旨在探讨分析氦气资源形成与分布的共性特征和规律，即氦气资源形成的地质条件、成因来源与富集规律3大问题。基于目前已发现的大量典型富/含氦气田的解剖、详实勘探资料和生产数据，结合已发表的文献，进行综合统计分析，剖析中国目前已知富氦气田的形成条件与富集因素。借鉴含油气系统思路方法，基于氦气“源-运-聚”条件研究，揭示天然气中氦气富集主控因素，以期为后续氦气勘探开发评价选区及氦气产业链技术发展提供参考。
1 氦气资源与地质特征
①氦气的来源和成因方面，同种元素的不同同位素具有不同成因，He有两种主要来源和两种稳定同位素（3He和4He）。一种是原始He（包括壳源氦和幔源氦），由固体地球内部各种核过程（重核裂变、n-反应，α-反应和γ-射线反应）产生，地幔中保存着大量的原始He，在地球脱气过程中向浅层和地表排出；另一种是放射性成因He，放射性4He主要由U、Th元素的α衰变产生（见图2 ）[7]，放射性3He主要由反应6Li（n, α）+3H（β-）→3He产生[8]，另外还有极少量宇宙射线散裂作用产生的宇宙成因3He和4He。大气中3He的同位素丰度为0.000 13%，4He的同位素丰度是99.998%，因此氦的丰度实质上是指4He的丰度。
②氦气分子物理特征方面，氦源岩中U、Th元素衰变周期长，生氦速率低，地下流体及天然气藏中氦气浓度很低，本身不能单独成藏。同时由于氦气的分子量很小，与其他气体相比具有更强的渗透性和扩散性，决定了氦气极易散失，圈闭、盖层及保存条件的有效性至关重要。
③氦气运移通道的跨圈层、多样性和复杂性。幔源氦的运移需要有沟通地壳、地幔的通道，即穿越岩石圈深大断裂或岩浆活动通道；壳源氦的运移通道具有多样性，包括盆地基底断裂、盖层断裂及不同级次/规模的断裂裂缝、不整合面和储层等。
④氦气地质系统要素与常规天然气既具有差异，也具有共同点（见表1 ）。两者的共同点主要体现在氦气的有效运聚和成藏同样具备“生、储、盖、圈、运、保”六大地质要素（只是对于氦气，重点应关注“生、运、聚”3大方面，有些要素如圈闭和保存等条件与天然气成藏要素一并考虑和协同评价），以及相同/相似的静态地质要素和动态地质过程（见表1 ）。
表1 “氦气-天然气”系统要素的共同点和差异性 |
| 异同点 | 系统/要素 | 常规天然气系统 | 氦气系统 | 地质评价依据和思路 |
|---|---|---|---|---|
| 共同点 （统一性） | 含（油）气系统 | 遵从源岩到圈闭的“含（油）气系统”共性规律，具备相同/相似的静态地质要素和动态地质过程 | 针对氦气与天然气的共性特征，参考借鉴含油气系统和油气成藏系统的评价研究思路，建立氦气地质综合评价方法与流程 | |
| 成藏系统 | 同样存在“生、储、盖、圈、运、保”6大地质要素 | |||
| 运聚动力 | 对于天然气运载气与氦气混合气相运移，常规载体气浮力发生作用，非常规载体气生烃增压及扩散力发生作用；对于水溶氦主要是水动力或扩散作用发生运移，至圈闭气水界面处由于亨利效应脱溶进入天然气相中聚集成藏 | |||
| 成藏特点 | 气体运移聚集过程中，同样存在气体同位素分馏作用 | |||
| 差异性 （特殊性） | 气源 | 有机质 | 235U、238U、232Th于地壳中衰变产生α粒子 | 针对氦气的特殊性，研发针对性资源评价方法、体现氦气运移聚集特征的富氦气藏评价方法及氦气资源评价方法 |
| 成熟演化 | 烃源岩埋藏热演化，有机质生气 | 富U、Th源岩长时间衰变释放氦气的积累 | ||
| 分子特征 | 分子相对较大、渗透性较强、浓度相对较高 | 分子小、渗透性极强、浓度很低 | ||
| 初次运移动力 | 生烃增压（从固态干酪根到流体油气的相变导致体积增加） | 矿物受热至闭合温度以上，岩石和矿物的压裂和矿物溶解 | ||
| 二次运移动力 | 浮力驱动（常规气）、生气增压活塞式驱动或扩散（非常规致密气等） | 地下水动力、浮力驱动、压差驱替、亨利效应 | ||
| 分异分馏 | 分子结构相对复杂、化学性质各异，经历的组分分异和同位素分馏效应相对复杂 | 分子结构简单、化学性质稳定，经历的同位素分馏效应相对简单或较弱 | ||
| 聚集（储层+ 圈闭） | 天然气聚集于有效圈闭或甜点中 | 依附于圈闭中载体气，含氦过饱和水脱气或存在气相时脱溶进入天然气藏 | ||
| 保存 | 盖层及侧向致密层毛细管压力封闭 | 上覆盖层及侧向致密层有效封闭 | ||
| 次生调整 | 渗滤扩散、构造活动调整或破坏，再次运移散失或聚集成藏 | 渗滤扩散、构造活动调整或破坏，对氦气更为敏感，随天然气再次运移散失或聚集成藏 | ||
“含（油）气系统”与“含氦气系统”都是“源—圈闭”的系统组构，遵循系统从源到圈闭的静态成藏要素和动态作用过程的共性地质规律，只是两者“源、运、聚”的属性和特征不同，聚焦/共伴生于“富/含氦油气藏”。氦气运移聚集过程中，气体同位素分馏作用相对较为简单且较弱，因为氦气仅有3He和4He两个稳定的同位素，且以4He含量占绝对优势，相对于多组分和多种类同位素的烃类天然气，氦气表现出分异分馏过程的弱化和简单化，即经历的地质色层效应较弱。
2 氦气气源与成藏条件
表2 氦源划分方案与类型 |
| 划分方案 | 类型 | 亚类/特征 |
|---|---|---|
| 按地球圈层划分 | 幔源 | 3He/4He值大于1.1×10-5 |
| 壳幔混源 | 3He/4He值为2.0×10-8~1.1×10-5 | |
| 壳源 | 3He/4He值小于2.0×10-8 | |
| 大气源 | 3He/4He值等于1.4×10-6 | |
| 按岩石类型划分 | 岩浆岩 | 花岗岩、伟晶岩等 |
| 沉积岩 | 黑色页岩、铝土岩、煤岩等 | |
| 变质岩 | 片麻岩、花岗片麻岩、板岩 | |
| 按含气系统划分 | 天然气系统 | 生、储、盖岩石 |
| 基底 | 古老基底富U、Th各类岩石 | |
| 地幔 | 地球形成的原始3He |
表3 重点盆地典型富氦气田形成条件与富集主控因素统计表 |
| 盆地 | 构造单元/ 地区 | 气田/区 | 载体气类型及特征 | He及非烃组分范围（平均值/取样数） | 富He气田形成条件 | He气富集主控因素 | 资料 来源 | ||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 主要产层 | 类型及特征 | He/% | R/Ra | CO2/% | N2/% | He源条件 | 输导体系条件 | 聚He载体条件 | |||||
| Anadarko盆地 | Amarillo 隆起 | Panhandle 油气田 | K, P, C | 碳酸盐岩烃类气 | 0.01~2.20 (0.55/882) | 0.21 | 0~11.70 (0.26/882) | 1.0~98.2 (12.7/882) | 寒武系—前寒武系 火成岩基底 | 富氦孔隙水沿基底断裂运移 | 大规模烷烃气，隆起区硬石膏-页岩完整封盖 | 大规模烷烃气长距离二次运移，整个地区低孔、低渗、低势、浅埋藏，近氦源，新生代构造活动减压膨胀脱气并随地层水运移聚集 | [9-10] |
| Hugoton 洼陷 | Hugoton 气田 | P, C | 0.02~6.99 (0.52/687) | 0.18 | 0~11.60 (0.11/687) | 1.23~95.80 (16.60/687) | |||||||
| Paradox盆地 | Doe Canyon | Doe Canyon 气田 | C | 富氦二氧化碳气藏 | 0.19~2.62 (0.78/8) | 0.15 | 73.49~97.24 (91.74/8) | 2.27~19.90 (6.11/20) | 地区性广泛分布的 基底岩浆岩 | 载体气溶于富氦地层水，沿深断裂二次运移后脱气成藏 | 新生代岩浆活动提供大规模载体气，盐岩-硬石膏完整封盖 | 富氦地层水随大规模二氧化碳运移脱气聚集 | [9, 11] |
| Paradox- Unita- Piceance盆地 | Uncompahgre隆起 | Harley Dome 气田 | J | 富氦氮气藏 | 0.11~7.31 (3.86/20) | 0.11 | 0~1.10 (0.47/20) | 10.7~91.7 (62.1/20) | 前寒武系基底花岗岩、变质岩 | 沿基底断裂短距离垂向运移 | 有利圈闭条件，盆地 级完整页岩区域封盖 | 构造高部位聚氦，砂岩储层仅高于前寒武系基底300 m，浅埋藏（平均井深236 m），低压区 | [9, 12] |
| 波斯湾 盆地 | 卡塔尔 隆起 | North Dome- South Par 气田 | P, T | 碳酸盐岩烃类气 | 0.04 | 2.23 | 3.37 | 前寒武系花岗岩、变质岩基底 | 断裂切割储层，成岩作用改造储层 | 白云岩、石灰岩与硬 石膏夹层提供良好 储盖层 | 低丰度大规模（世界上最大规模的天然气田），圈闭和保存条件好 | [139-14] | |
| 东西伯利亚盆地 | 东西伯利亚盆地 | Kovykta、Chayanda气田等 | 里菲纪， 文德纪， —C | 碳酸盐岩烃类气 | 0.13~0.67 | 0.05~1.29 | 0.1~0.3 | 1.50~25.26 | 太古宇片麻岩、结晶片岩、花岗岩、流纹岩 | 基底深大断裂、不整合面 | 位于古隆起高部位的载体气 | 纵横畅通输导体系、古隆起载体气、下古生界区域性厚盐岩盖层 | [15] |
| 鄂尔多斯盆地 | 伊盟隆起 | 东胜气田 | P | 致密砂岩气 | 0.045~0.487 （0.112/166） | 0.022~0.025 | 0.030~0.200 （0.115/6） | 0.81~1.34 （1.18/6） | 基底的太古宇—元古宇变质岩-花岗岩系，杭锦旗地区U、Th含量为（1.49~19.40）×10-3 mg/g，其次是上古生界富U、Th烃源岩氦源 | 泊尔江海子和乌兰吉林庙二级大断裂与四级断裂有效沟通了基底氦源岩和储集层 | 低丰度规模载体气聚集条件，储盖圈保时空有利匹配 | 古老变质岩-花岗岩基底及上古生界古老富U、Th烃源岩生氦，二级断裂的通氦源断裂与四级断裂的输导体系交汇处，纵向上从下到上氦气含量降低 | [16-21] |
| 伊陕斜坡 | 苏里格 气田 | P | 致密砂岩气 | 0.054~0.091 （0.072/11） | 0.01~0.03 | 0.650~2.640 （1.304/12） | 0.800~16.940 （3.168/12） | 盆地基底下元古界强磁性深变质岩系，其次是上古生界富U、Th烃源岩氦源 | 基底断裂、天然气成藏系统断裂及输导层 | 大面积低丰度规模载体气聚集条件，储盖圈保时空有利匹配 | 盆地富氦基底供氦和基底断裂、低丰度、低压力系数与良好封盖保存条件有利地区 | [20-21] | |
| 庆阳气田 | P | 致密砂岩气 | 0.073~0.237 （0.110/12） | 2.86~3.72 | 0.88~0.89 | 基底古老富U、Th花岗岩-变质岩系，其次是上古生界富U、Th烃源岩氦源 | 下通基岩、上通天然气成藏系统的基底断裂 | 适度规模、充满度低、低势区、局部隆起区 | 富U、Th古老基底氦源及上古生界烃源岩氦源、.输导体系、局部隆起区及低分压聚气载体 | [21-22] | |||
| 晋西挠折带中段 | 石西区块 | P | 西部致密气、东部煤层气 | 0.020~0.230 （0.089/81） | 0.010~0.080 （0.025） | 0~1.22 （0.33/81） | 0.04~19.46 （1.63/81） | 基底尖家沟—紫金山岩浆岩体氦源，其次是上古生界烃源岩氦源 | 离石地区超壳/ 壳内深断裂、盆地盖层有利断裂发育带 | 适度载体气丰度和规模、多套盖层叠加 | 基底和烃源岩两套氦源，有利的输导体系，多套储盖层组合，保存条件好 | [23] | |
| 渭河 盆地 | 咸阳 | 咸阳 | N | 地热水伴 生气 | 0.610~2.310 （1.666/7） | 0.037~0.068 （0.055/7） | 0.05~11.05 （4.47/7） | 70.290~98.000 （82.309/7） | 盆地基底太古宇、元古宇花岗岩、片麻岩和周缘燕山期和印支期形成的花岗岩。U、Th含量为（1.9~11.8）×10-3 mg/g、（10.6~27.5）×10-3 mg/g | 渭河断裂的兴平—咸阳段以及斗门镇—临潼断裂与桑镇—秦渡镇断裂 | 地热水、烃类气体及有利载体气赋存和保存条件 | 花岗岩基底和石炭系—二叠系煤系地层优质源岩、渭河盆地基底隆起上的继承性背斜及穹丘状圈闭、切割花岗岩基底的断裂体系优势通道 | [24] |
| 西安 | 西安 | 0.420~3.230 （0.953/13） | 0.023~0.060 （0.039/13） | 0.02~0.46 （0.153/13） | 79.620~98.790 （88.525/13） | ||||||||
| 渭南 | 渭南 | 0~0.860 （0.236/9） | 0.054~0.157 | 0.040~2.750 （1.403/9） | 0.260~96.050 （26.811/9） | ||||||||
| 塔里木盆地 | 塔西南坳陷 | 和田河 | O，C | 凝析油气 | 0.300~0.370 （0.316/10） | 0.06~0.08 | 0.09~1.36 | 10.39~12.80 | 台盆区基底新元古代花岗岩氦源，壳源氦为主体，少量幔源氦 | 玛扎塔格深大断裂及浅部构造缝 | 有利圈闭、壳幔来源氦依附有机成因气体一起聚集成藏 | 基底氦源、断裂，喜马拉雅期构造活动重新调整运聚富集于构造高部位 | [25-26] |
| 阿克莫木 （阿克1） | K | 有机热解气与少量深部气体的混合 | 0.038~0.093 | 0.549 | 13.33 | 8.97 | 盆山耦合区壳幔混源，古元古代花岗岩为主 | 南天山与昆仑山断褶带相互作用形成的断裂体系 | 通源断裂沟通的有利载体气圈闭条件 | 基底壳源氦与断裂输导体系匹配，部分幔源组份通过断褶带运移到地壳并成藏 | [26-27] | ||
| 塔北隆起 | 哈得、英买力 | C，E | 哈得：油型气；英买力：煤型气 | 0.000 2~ 0.290 0 | 0.024~0.062 | 0.12~5.89 （1.99/7） | 2.58~52.45 （15.00/7） | 台盆区基底花岗岩、变质岩氦源 | 基底断裂和盆地盖层断裂系统 | 英买力气田壳源氦通过有机成因气体运移至圈闭聚集成藏 | 基底有利氦源、断裂系统、喜马拉雅期构造活动、有利圈闭和保存条件 | ||
| 四川盆地 | 川南 | 威远 | Z， —C，P | 原油裂解气 | 0.003~0.342 （0.192/21） | 0.013~0.022 | 1.230~5.070 （4.064/10） | 0.40~26.70 （6.87/22） | 前震旦系基底花岗岩、寒武系筇竹寺组页岩和志留系龙马溪组页岩 | 断层、裂缝、孔隙等地下水运移通道 | 古隆起、沿斜坡长距离运聚和调整萃取地层流体中的氦气 | 基底前震旦系花岗岩氦源、九老洞组富U、Th泥页岩及古隆起有利聚氦圈闭条件 | [28-31] |
| 川东 | 涪陵 | O—S | 页岩气 | 0.034~0.062 (0.045/44) | 0.05~0.37 （0.22/18） | 0.80~2.19 （0.89/18） | 页岩中放射性元素铀、钍的含量普遍较高，U含量为（5.97~38.12）× 10-3 mg/g，平均值为24×10-3 mg/g；Th含量为（6.61~22.81）×10-3 mg/g，平均值为20×10-3 mg/g；同时有基底氦源贡献 | 盆地基底断裂和盆地盖层天然气成藏系统断裂 | 自生自储的载体气与自生自储的氦气共存，以及富U、Th基底氦源，顶底板封盖遮挡、保存条件好 | 五峰组—龙马溪组页岩氦源及基底富U、Th氦源，页岩气层顶底板厚度大、岩性致密、突破压力高、封隔保存性能好 | [32-33] | ||
| 川中 | 资阳 | Z2d | 烃类气 | 0.010~0.320 （0.115/6） | 0.010~6.590 (3.925/6) | 0.970~11.880 (4.835/6) | 前震旦系花岗岩 | 基底断裂和盆地盖层断裂系统 | 有利载体气藏和圈闭条件，喜马拉雅期威远气田抬升了4 000 m | 基底花岗岩氦源、断裂体系、有利天然气载体条件，后期调整而呈现低氦含量 | [34-35] | ||
| 柴达木 盆地 | 东坪斜坡 | 东坪气田 | 基岩 | 原油裂解气 | 0.045~1.069 （0.331/31） | 0.007~0.090 （0.031/4） | 0.010~2.020 (0.293/31) | 2.359~30.490 (12.624/40) | 元古宙、加里东期、华力西期和印支期花岗岩和花岗闪长岩及变质岩基底 | 南北向的深大断裂以及斜坡带区域不整合面 | 东坪斜坡带位于多个生烃凹陷之间，具有良好的载体气 | 花岗岩与花岗片麻岩基底分布广泛，具有在基岩风化壳及其高部位形成高氦含量的条件 | [36-38] |
| 尖顶山构造 | 尖北气田 | 基岩，E | 原油裂解气 | 0.160~0.569 （0.277/4） | 0.010~0.504 （0.139/4） | 15.54~22.34 （17.47/4） | 元古宇和古生界基底花岗岩或花岗片麻岩 | 基底断层与区域不整合面 | 构造高部分、有利载体气聚集和保存条件 | 基底氦源、输导体系与有利运聚保存条件匹配 | |||
| 松辽盆地 | 长岭断陷 | 长岭凹陷 | K | 高CO2气 | 0~0.030 （0.008/7） | 1.900~2.300 （2.071/7） | 0.02~97.18 （17.95/15） | 0~6.730 （2.368/15） | 幔源、基底花岗岩、酸性火山岩及部分沉积岩 | 深大断裂、盆地盖层断裂与输导层 | 有利载体气圈闭和保存条件、构造高部位 | 壳幔混源氦、输导体系与有利圈闭匹配 | [39] |
| 徐家围子断陷 | 庆深气田 | C, P, J, K | 烃类气体 为主 | 0.001 6~ 0.046 0 （0.018 0/20） | 0.771~5.843 （1.601/20） | 0.000 3~ 95.830 0 （10.528 0/20） | 0.330~10.240 （2.503/20） | 幔源、基底花岗岩、从营城组 到火石岭组火山岩U含量为（2.42~2.90）×10-3 mg/g、Th含量为（4.14~7.80）×10-3 mg/g | 徐深断裂、次级断裂与输导层 | 构造高部位、有利天然气载体气圈闭和保存条件 | 深大断裂、基底与幔源氦、高部位有利圈闭组合 | [40] | |
| 渤海湾 盆地 | 济阳坳陷 | 平方王油田、平南、花17、高青、阳新 | E, N | CO2气藏 | 0.008 4~ 0.084 7 （0.030 0/10） | 2.00~3.73 （2.84/13） | 68.85~98.59 （84.64/19） | 0.060~5.430 （1.155/17） | 基底酸性侵入岩、盆地内火山岩及富有机质泥页岩 | 郯庐断裂及分支体系、天然气系统输导体系 | 沟通深大断裂的有利圈闭和保存条件 | 郯庐（分支）断裂、基底和深部氦源、有利圈闭条件匹配 | [41] |
| 黄骅坳陷 | 港西断裂、港东断裂、板桥凹陷 | E, N | CO2气藏 | 0.001~0.048 （0.012/14） | 0.24~3.62 （1.66/20） | 0.26~93.61 （11.25/20） | 0.190~1.910（1.001/17） | 基底中基性至酸性岩浆岩 | 港西/港东断裂，岩浆是幔源氦的运移载体 | 近断裂有利载体气圈闭和保存条件 | 深断裂、岩浆活动带附近有利圈闭和保存条件区 | [42] |
2.1 氦气气源条件及成因判识
氦气具有多种来源（见表2 ），按所处地球圈层可分为幔源、壳幔混源、大气源、壳源；按含油气系统要素，可分为烃源岩氦源、储集岩氦源、盖层岩石氦源、基底氦源、地幔氦源；按储层岩性可分为岩浆岩（花岗岩、伟晶岩等）、变质岩（片麻岩、花岗片麻岩等）、沉积岩（黑色页岩、铝土岩、煤岩等）。其实只要富/含U、Th放射性矿物都可以衰变生成氦，只是上述岩石中U、Th元素含量相对较高而已，目前发现的富氦气田多数为基底富含U、Th元素衰变形成，其次是源自富U、Th烃源岩、储气层及地幔来源。
纵观全球氦气资源成因来源，壳源氦是氦气资源的主体。来自不同类型氦源的氦气在同位素地球化学组成特征上有明显差异，如中国中西部天然气中氦气主要为壳源成因氦[43]，具有较轻的同位素组成特征，R/Ra值小于0.5，同时R/Ra值与其寄生载体气CH4和CO2的相关数据分布趋势上有明显规律性，壳源型氦气处于图中包络线的左上方区域，具有3He/4He值较低且3He含量较低的特征（见图3 ）[37,39,44⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓⇓ -55]。目前发现的富氦气田其下伏古老基底花岗岩和变质岩为主力氦源，控制了中国氦气富集区的宏观分布。东部裂谷盆地氦气具有壳幔混源特征[44⇓-46]，R/Ra值为0.1~6.0，具有3He/4He值较高且3He含量较高的特征（见图3 ），幔源氦含量可高达60%，其中幔源氦主要沿着构造岩浆活动带释放，并在有利圈闭及天然气载体中聚集保存。
2.2 氦气输导条件及运移机理
沟通“源-藏”的有效输导体系是氦气进入天然气成藏系统发生聚集的重要桥梁（见图4 ）。壳源和幔源氦的输导体系构成及复杂程度有较大差别。对于幔源、壳幔混源氦的有效聚集和成藏而言，“岩石圈断裂—基底断裂—沉积层断裂（即天然气成藏系统断裂）—有效输导层”等多构造层有效复合输导体系控制氦气运移输导和聚集成藏，壳源氦运聚输导主要受“基底断裂—沉积层断裂—有效输导层（不整合面和储层等）”3个层级复合输导体系控制。
输导条件包括有效的输导通道和有利的输导载体。当然地下不乏各种输导载体，如地下水、天然气及其他流体（油田卤水、热液流体等），畅通有效的输导通道是关键，在此前提下，即使存在地下真空区域，氦气也能够发生有效运移。当然，存在有利输导载体时，氦气运移更为高效。东西部地区由于大地构造环境的差异性，输导体系结构存在一定或较大差异。中西部盆地基底断裂、盖层断裂、不整合面及储层是壳源氦有效的输导体系；东部地区盆地处于伸展裂陷的活跃构造环境，盆地内部发育多组深大断裂，壳幔混源氦的深部运移与超壳深大断裂-岩浆活动有关，浅部与基底断裂及天然气成藏系统输导通道有关。适度的构造活动（走滑、伸展、抬升、岩浆活动等）有利于地下流体及氦气运移和释放，适度构造抬升是有利条件之一，但非必要条件，畅通的输导通道是关键，裂谷盆地以伸展裂陷为主，强烈构造活动往往会造成调整和破坏作用。
基于地下氦源—天然气圈闭的含气系统中，流体中“氦-天然气-水”之间的相平衡及相-势耦合关系，综合研究提出氦气运聚过程中存在“水溶相、气溶相、游离相”3种主要赋存状态和运移方式，相应地得出氦气“集流、扩散和渗流”3种运移机理。“集流”是成群的氦分子，如含氦介质（水溶相、气溶相）或游离相氦，在压力梯度（水动力、构造应力等）或浮力作用下依附于载体或独立相态呈集群式运移：①氦气与其依附的载体介质相对不动，主要表现为载氦介质发生运动，如水动力较活跃地区随流动水体迁移的水溶氦（四川威远富氦气田）、天然气二次运移过程中萃取形成的气溶氦随天然气一同运移（柴达木盆地东坪富氦气田）；②存在于氦源岩内部自由水缺乏区域的游离相及二次运移过程中较浅部位水溶氦过饱和析出的游离相氦气在浮力作用下的运移方式。“渗流”是指含氦流体或游离相的氦气，沿着多孔介质包括岩石孔隙喉道、裂隙或水体中发生运移，如氦源岩体内富含U、Th矿物衰变释放的氦沿着岩石孔隙、微裂隙运移；二次运移过程中各种含氦流体，包括一定时空域内流体中过饱和氦脱溶形成游离相氦气，在多孔介质、喉道及微裂隙内的“渗流”运移作用；“扩散”是指由于氦浓度差引起的扩散力或膨胀力驱使分子状态（氦源岩内初次运移——元素衰变释氦扩散）、溶解状态（孔隙水中溶解氦二次扩散运移）或游离状态由于浓度压差或渗透压差（氦源岩微裂隙或喉道中的初次运移、离开氦源岩以外的岩石裂缝或输导层后的二次运移）而发生氦气“扩散”运移。
2.3 聚集成藏及保存条件
氦气的聚集条件包括氦气的储集、盖层、圈闭及保存条件，以及载体气的充满度、压力系数及气藏所处构造部位等。氦气一般不能单独成藏，除少部分依附于地热水，多数依附于天然气聚集成藏，因此有利天然气圈闭及其载体气、有利地质环境以及后期构造活动破坏弱是氦气聚集和稳定保存的基础。基于典型富氦气田解剖及天然气-氦气成藏对比研究，揭示氦气聚集成藏主要有“脱溶汇聚、浮力驱动、压差驱替”3种机理[2]，下文将展开讨论。
气藏（层）后期调整和破坏时，氦气散失量明显高于烃类气。例如，沁南煤层气[62]氦气含量极低，均值仅为8×10-3 mg/g（散失后），盆地晚期抬升形成微裂缝，导致40%甲烷和90%的氦气散失，成为贫氦气藏[63]。苛刻的封闭（盖层）和保存条件，决定了天然气中氦气聚集过程中封闭（盖层）和保存条件的必要性和重要性，同时，后期调整破坏过程中，氦气会优先散失（见图5 ）。页岩中发育不同尺度的微孔、中孔和宏孔，当孔隙喉道被水充满时，水溶液中溶解氦扩散系数最高（见表4 ）[64]。通常无机矿物孔隙喉道优先被水膜覆盖，有机质孔隙喉道优先被甲烷分子吸附，如果再有可能空间，哪怕是小于一个CH4分子直径（0.414 nm）的剩余喉道空间，但只要大于He分子直径（0.26 nm），在地下以百万年为单位的地质历史中，由于气体分子杂乱无章的布朗运动，所有气体分子均处于动态之中，He有无数机会运移突破喉道出口逸散。
表4 常见天然气组分在常温（25 ℃）水中的扩散系数[64] |
| 天然气组分 | 扩散系数/ (10−5 cm2•s−1) | 天然气组分 | 扩散系数/ (10−5 cm2•s−1) |
|---|---|---|---|
| 空气 | 2.00 | H2S | 1.41 |
| Ar | 2.00 | CH4 | 1.49 |
| CO2 | 1.92 | N2 | 1.88 |
| C2H6 | 1.20 | O2 | 2.10 |
| He | 6.28 | C3H8 | 0.97 |
| H2 | 4.50 |
氦气主要赋存于天然气中，但也有部分氦气存在于水中，形成水溶氦气。对于地下水中水溶氦气的地球化学特征与资源分布，与天然气中氦气有明显不同，但也有共性特征，只是载体不同而已，同样具有“源-运-聚”地质地球化学特征及富集控制因素。
中国在部分省份地区发现了水溶氦气[65⇓⇓-68]，其中渭河盆地渭南地区的华阴渭热76井水溶氦气体积分数可高达9.23%；渭河盆地部分取样井3He/4He值为（2.06~9.39）×10-8，为典型的壳源成因氦气[67]。 在渭河盆地不同地区的取样井统计氦气含量可知，渭南地区的水溶氦气体积分数平均值较高，为2.211%，西安和咸阳地区的水溶氦气含量次之。晋中盆地的“晋热1号井”20件井口气体样品中氦气体积分数为8.50%~18.86%，平均值为13.40%，氦气含量之高为世界少有[68]；三水盆地宝1井和水深3井氦气体积分数可达0.259%，部分取样井3He/4He值为（0.010 6~6.360 0）×10-6，为壳幔混合成因氦气。尽管地下水溶气中氦气含量高，但只是相对于体量有限的水溶气而言，且水-气分离与气-氦分离提纯的双重成本，远高于天然气提氦。因此，水溶氦是目前难以经济效益动用的资源。
3 氦气富集与分布规律
世界不同地区大地构造动力学背景及天然气成藏系统具有较大差异（见表3 、表5 ），氦气富集程度及规模差异较大。美国发育Panhandle-Hugoton高含氦烃类气田（He平均含量大于0.5%，最大值为7%）[69]、Harley Dome富氦高氮气田（He平均含量大于3.86%，生产井He平均含量为7%，最大值为7.31%，N2平均含量为85%）[70]及Doe Canyon富氦高二氧化碳气田（He平均含量大于0.78%，最大值为2.62%，CO2平均含量为91.7%）[11]。中国各类常规—非常规天然气田中氦气广泛弥散分布，资源品位总体较低（多数为氦气含量0.10%左右或0.10%以下的贫氦资源），但贫中有富，低中有高，非均质性强，存在富氦资源。美国之所以发育富氦/高氦气藏（田），主要是因为美国大型古老富U、Th克拉通发育、输导体系较简单、构造稳定后期破坏散失少[71]（见表5 ）。而中国大地构造背景和氦气聚集条件截然相反，发育中小型克拉通、输导体系跨度大、多旋回构造演化复杂、活动性强且保存条件相对较差。
表5 中美氦气形成条件与地质特征对比 |
| 地区 | 地质背景 | 氦源岩 | 储层特征 | ||||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 构造背景 | 沉积背景 | 源岩及有机质类型 | U、Th含量 | 基底氦源岩 | 地幔深部氦源 | 主要岩性 | 储层分布情况 | ||||||
| 北美 | 稳定的构造背景 | 海相沉积 为主 | 海相源岩，有机质 类型简单 | 含量较高，分布稳定 | 古老大型克拉通，U、Th衰变释放氦量大 | 主要发源于大型构造岩浆活动带（岛弧地震带等） | 碳酸盐岩、 碎屑岩 | 储集体规模较大，分布稳定，连续 性好 | |||||
| 中国 | 多旋回构造演化，晚期构造 活动强烈 | 海相、海陆交互相、 陆相 | 海相、湖相、海陆交互相源岩，有机质类型复杂 | 含量变化大，非均质性强 | 中小克拉通，U、Th衰变释放氦量 变化大 | 东部伸展拉张地区 | 碳酸盐岩、碎屑岩、湖相碳酸 盐岩 | 储集体规模较小，非均质性强，连续性较差 | |||||
| 地区 | 输导体系 | 富/含氦气藏特征 | 保存条件 | ||||||||||
| 盆地基底 | 盆地盖层 | 载体气 | 氦气 | 盖层及保存情况 | 后期破坏和调整 | ||||||||
| 北美 | 输导体系相对简单，距离相对较短 | 海相地质体输导体系类型和结构相对较为简单 | 气藏/田规模大，组分复杂多样 | 含量普遍较高，0.30%以上的富氦资源广泛分布 | 盖层分布较为稳定，封盖性能及保存条件较好 | 构造背景相对稳定，后期破坏改 造弱 | |||||||
| 中国 | 输导体系相对复杂，东西部不同地区距离差别较大 | 陆相地质体输导体系类型和结构相对较为复杂 | 气藏/田规模小，烃类组分为主，富含CO2气藏/田和富含N2气藏/田规模小 | 总体含量较低，多数体积分数为0.10%左右或0.10%以下的贫氦资源 | 盖层分布稳定性及封盖性能及保存条件相对较差 | 构造活动相对强烈，后期破坏改造较强 | |||||||
天然气中N2具有来自地幔、岩石圈、基底、沉积层、地下水、大气等多源性，不同N2来源同位素组成差异明显（见图6 ）[72]。通常He与N2含量总体呈正相关趋势（见图7a ），但往往不同气田相关系数差别较大，同一气田/区的批量数据分布较为离散，局部地区和层系的相关性更为复杂，两者之间或正相关，或局部负相关，是否存在成因上关联性，需要依据氮同位素组成等证据判别其来源。从天然气He-N2-CO2含量相关性、数据点分布及包络线趋势来看，He与N2之间、He与CO2之间关系类似且复杂（见图7b ），两者之间并非单调性的正相关或负相关关系，原因可能是其成因和来源较复杂。天然气中的He主要为富U、Th矿物衰变，而N2的多源决定了多数情况下He、N2为异源同储，He、N2同源共生的可能性大小，需要有N2的同位素地球化学等证据确认。上述美国Harley Dome富He高N2气田中He-N2呈非正相关，甚至部分呈负相关性。
综上所述，富/含氦气藏的形成，需要具备有利的大地构造背景及氦气“源-运-聚”条件（见表3 、图4 ）。与天然气含气系统和成藏系统有一定的相似性，氦气的生成、运聚成藏和富集分布同样受控于古老规模有效氦源、畅通有效的输导体系、有利聚集载体及保存条件等3大地质要素。
3.1 规模有效的氦源是富氦气田形成的资源基础
规模有效的氦源是富氦气田形成的资源基础和先决条件。“规模有效”目前尚无定量的标准和规范，意在强调要有较大厚度和体量，同时U、Th含量较高、较为古老，同时埋藏浅、距离圈闭较近，如圈闭直接披覆、座落于古老富U、Th基底之上或与之毗邻，以确保有足够的氦气生成和汇聚量。目前发现的富氦气藏基底或天然气成藏系统存在有利氦源（见表3 ），不同盆地、不同气区（田）氦气含量存在较大差异。表3 中氦含量是目前已发现气田已检测的数据分布情况，随着进一步加大检测样本以及后续新的气田发现，氦气含量数据分布状况将会发生一定变化。天然气藏中的氦气（壳源氦和幔源氦）具有多种来源和成因。壳源氦是由赋存在盆地基底或盖层中岩石（矿物）中的U、Th衰变产生的，富含放射性U、Th元素的较古老沉积岩（泥页岩、铝土岩、煤岩等）、岩浆岩（花岗岩等）、变质岩（片麻岩等）都可以是有效的氦源岩。氦源岩的规模、时代、U/Th含量、深度、距离天然气藏的远近等决定了氦源岩放射性元素释放氦的规模、运聚效率和聚集系数。一般地，氦源分布面积和厚度规模越大、时代越老、U/Th含量高、埋藏较浅、距离天然气藏距离越近，对氦气有效运聚和富集较为有利。幔源氦为地球深部（地幔）赋存的原始氦，即地球形成时赋存于地球内部的氦，具有相对富集3He的特征。幔源氦通常由深大断裂或岩浆活动带地幔脱气作用释放到地壳浅层流体及天然气藏中，幔源氦的有效供给主要强调深大断裂的畅通性和有效性。
目前已发现的富氦气田解剖表明，充足优质氦源是富氦气田形成的前提基础。富U、Th基底花岗岩、花岗变质岩、酸性火山岩、富有机质页岩或煤层、铝土岩等，对富氦气田的形成具有不同程度的贡献。古老富U、Th基底氦源、富U、Th富有机质页岩和煤层，尽管其生烃速率远大于其生氦速率，但由于其生氦具有长期全天候性质，而高效生烃主要局限于短期的生烃高峰期内，且生成的氦气原地滞留、自生自储，相对于非自生自储富氦气藏具有氦气聚集得天独厚的条件。页岩气和煤层气的氦气富集，与其本身的生氦作用不宜忽视，澳大利亚、波兰、美国等不乏高氦煤层气和高/富氦页岩气（氦含量大于1%）的实例[75]。中国煤层气中氦含量低中有高，笔者2022年在鄂尔多斯盆地东缘煤层气采集了8个样品，其中4个样品含氦（0.10%~0.16%）。
3.2 优势输导体系及有利运载介质是氦气从源到载体气圈闭高效运移的必要条件
氦源岩中U、Th元素衰变后沿裂隙、裂缝发生初次运移，释放到氦源岩体外，进入输导介质（岩石孔缝洞及其中气体、水等流体）中发生二次运移。通常沟通盆地基底和盖层的深部断裂裂缝系统，尤其是不同方向断裂的交汇部位，是氦气高效运移的优势通道。进入天然气成藏系统之后，依附于储层中的地层水或天然气为载体，在水动力、浮力或扩散作用下，发生二次运移直至进入圈闭或甜点区聚集成藏。例如鄂尔多斯东胜大型富氦气田，泊尔江海子和乌兰吉林庙二级大断裂与四级断裂有效沟通了基底氦源岩和储层，古老变质岩-花岗岩基底氦源释放的氦气，通过上述断裂向上运移，在二级断裂的通氦源断裂与四级断裂的输导体系交汇处聚集，纵向上从下到上氦气含量逐渐降低[17]。
对于大多数富氦气田而言，除了需要天然气含气系统输导体系及运载介质以外，尚需要有天然气系统之外，即基底或岩石圈深部富U、Th岩石甚至地幔氦源畅通、高效的输导通道。通常天然气及地质流体系统中的氦氩稀有气体主要有3大来源，并且具有相应的特征指标[47,66]。因此，判断是否存在有效的幔源通道，可以根据幔源氦同位素指示特征（如氦同位素较重或R/Ra较高，在0.5或1.0以上，见图8 ）、幔源二氧化碳及较重的氩同位素组成等综合指标来确定（见图8 、图9 ）。另外，氦的非烃载体组分CO2也可作为存在深部幔源通道的辅助指标，重δ13Cco2和高CO2含量（通常大于60%）是幔源无机成因来源的标志[52,76]。幔源氦的有效输入，需要有切穿岩石圈通达地幔的断裂或岩浆活动带，壳源氦输导体系需要有基底断裂等基本条件。目前有工业经济价值的氦气资源主要是壳源氦的贡献。
3.3 有利的聚氦载体和保存条件是富/含氦气田形成的关键
氦气由于其极低的浓度难以单独成藏，需要依附于载体气聚集成藏[87-88]。如上所述，富氦气藏形成和氦气富集通常受控于“优质氦源、高效输导、适宜载体”3方面主控要素，其中“适宜载体”是氦气赋存和聚集场所，富氦气藏具有相对“近氦源、邻断裂、低势区、高部位”的分布规律和地质模式。全国富氦气田分布明显依附或受控于有利的聚氦载体，即有利的构造背景、天然气形成及保存条件，以及适宜的丰度和规模体量等（见图10 ）[87]。氦气要形成规模效益聚集成藏，需要具备“通源连圈、低势高位、气氦适配”的有利条件，即氦源与圈闭通连，载体天然气相对低压力系数和低丰度区，局部构造高部位，天然气的规模体量和氦气供给通量适配，才能有利于氦气聚集形成规模效益储量。天然气规模太大或太小都不利于规模效益氦气聚集。氦气并不偏爱天然气载体“（丰度）高、（规模）大、（生烃）强”的区域。相反，往往相对“低势区”（低生烃强度、低充注、低丰度、低压力系数等的局部区域）才是氦气运聚的有利指向区。
如上所述，氦气聚集成藏主要有“脱溶汇聚、浮力驱动、压差驱替”3种机理。一般常规储层及圈闭中天然气载体及伴生氦气在“浮力驱动”作用下聚集成藏，非常规天然气及烃源岩自生氦气在生烃增压、毛细管压差及扩散作用等“压差驱替”下进入甜点中聚集。在构造活动及水动力较强区域，含氦地下水由于后期构造抬升，温度压力下降，氦气在水中溶解度下降，含氦过饱和水脱溶，在浮力驱动作用下运移至天然气圈闭中聚集成藏；在含氦地层水运移至圈闭中气水界面的情况下，由于亨利效应，直接“脱溶汇聚”成藏。在构造活动及水动力较弱的区域，通常水体相对不动，气相发生运动，如烃源岩生成释放的天然气和氦气，以气溶相方式向圈闭方向运聚；或天然气长距离运聚成藏过程中，由于亨利效应不断“萃取”地下水中的溶解氦，或存在游离气相时脱溶，在浮力驱动下，运移进入圈闭中聚集成藏[87-88]。
天然气比原油对盖层及保存条件的要求高，故具有运聚动平衡和晚期成藏特征。尽管氦气可以依附、寄生于其他天然气分子共存，因范德华力作用而减少了离散和散失。但由于氦气分子直径比甲烷分子直径更小，扩散性强，相对于其他气体组分具有优先溢出散失的条件，特别是遭遇后期强烈构造活动调整破坏的情况下更是如此，因此对盖层及保存条件要求更高，且至关重要。
在漫长地质演化中，氦在“气藏-盖层-上覆体”之间存在运聚动平衡（布朗运动、溶解、渗流和扩散），其“主力”及“合力”流向取决于氦源补充情况、不同介质之间氦的丰度和压力系数大小、盖层的含水性等。对于氦气和天然气持续补给较充分的情况下，相对较差的盖层可能封得住天然气和氦气，维持气藏一定时期的运聚动平衡。但一般情况下，特别是对于新区、新井氦气选区及目标评价时，务必高度重视盖层和保存条件，这是氦气乃至天然气聚集成藏和稳定保存，以及确保钻探成功率的重要先决条件。
综上，本文基于国内外典型富氦气藏解剖、地下流体中“氦-气-水”相平衡及相-势耦合分析，明确了天然气中氦气具有地壳放射性元素衰变、地幔脱气、大气成因（微量）3种来源。研究提出氦气运移过程中存在“水溶相、气溶相、游离相”3种赋存状态和运移方式、“集流、渗流、扩散”3种运移机理，揭示氦气聚集成藏主要有“脱溶汇聚、浮力驱动、压差驱替”3种机理，提出氦气富集受控于“优质氦源、高效输导、适宜载体”3大要素，分布受控于相对“近氦源、邻断裂、低势区、高部位”4因素，规模经济储量的形成需要具备“通源连圈、低势高位、气氦适配”的有利条件。据此建立了氦气基于“源-运-聚”体系框架模型（见图11 ），以揭示氦气资源形成的地质条件、成因机理与富集规律。
上述氦气“源-运-聚”体系成藏条件与勘探评价中，有几个方面值得重视。①源储一体型载体气（煤层气、页岩气）富氦因素。煤层和页岩相对短期大量生气，但全天候长期生氦，氦气稀释程度不取决于高有机碳和高生气量，而取决于有限滞留气量，自身氦源有效供氦，同时存在基底氦源贡献。②输氦构造组合存在多类型，伸展、走滑、挤压、隆升等构造活动均能催生断裂输导体系和运聚动力，适度的构造活动有利于地下流体及氦气运聚，构造隆升是有利条件之一，强烈的构造活动往往导致破坏调整。③运移动力具有多样性。氦气运移动力有水动力、浮力、压差（生烃增压、氦浓度差等），水动力活跃区和稳定区均能以相应不同方式实现氦气有效运聚成藏。④共伴生组分之间相关性。He与CH4、CO2、N2和H2之间含量高低，并非成因上的依赖关系，而是“异源同储”伴生关系，具有含量数据表观上的相关性。⑤盖层与封闭保存条件的重要性。盖层是圈闭构成要素及富氦气藏形成和稳定保存的前提基础，氦气的强渗透、高扩散和易散失性决定了盖层及封闭条件至关重要。
4 结论
氦气“生-运-聚”机理与天然气有显著差异性，氦气聚集成藏除了天然气系统中储气层和烃源层氦源贡献外，外部主力氦源多为基底富U、Th元素α缓慢衰变或深部壳幔氦释放，沿地球外圈多构造层复合输导体系运移至天然气藏，依附适宜载体气聚集成藏。“岩石圈断裂—基底断裂—沉积层断裂—有效输导层”等多构造层有效复合输导体系控制幔源、壳幔混源氦运移输导，壳源氦运移输导主要受上述后3者控制。基于地下流体中“氦-气-水”相平衡分析提出氦气运聚过程中“水溶相、气溶相、游离相”3种赋存状态和运移方式以及氦气“集流、扩散、渗流”3种运移机理。
富氦气藏形成通常受控于“优质氦源、高效输导、适宜载体”，即富U、Th古老基底及盆地富U、Th岩层、沟通“源-藏”跨圈层复合输导体系，有利构造背景下的相对低充注、低丰度、低分压、局部高部位载体气等控制因素。氦气聚集成藏主要有“脱溶汇聚、浮力驱动、压差驱替”3种机理。已发现富氦气藏具有相对“近氦源、邻断裂、低势区、高部位”的分布规律和地质模式。
氦气聚集主要受有利的构造背景、区域岩石地体（氦源条件）、断裂体系、适宜聚氦天然气载体控制，不同地区氦气含量差异较大。氦气富集区主要分布于古老克拉通坳陷内活动性隆起带（基底断裂活动及氦气生成释放）、古老克拉通边缘活动带内有利圈闭及保存条件区、前陆盆地斜坡凸起带、陆内裂谷盆地近邻断裂岩浆活动带等区域。
有利氦气富集区勘探和评价，需要依托“天然气-氦气”兼探/并探，按照氦气生成、运移、聚集的有利条件，在评价落实氦气“源-运-聚”要素与天然气“生-储-盖”条件耦合匹配性、局部相对低势高部位有利圈闭载体气区的基础上，综合评价优选“通源连圈、低势高位、气氦适配”的有利氦气富集区。
符号注释：
R——样品3He/4He，无因次；Ra——空气3He/4He，无因次。