0 引言
1 氦源岩中母体元素（U、Th）的丰度与赋存状态
母体元素（U、Th）的丰度和岩石的年龄是He源岩生He强度的决定因素。U和Th属于强不相容元素，在地幔和地核中的含量很低，主要分布在地壳中。U在上地壳中的平均含量约为2.7×10-6，Th在上地壳中的平均含量为10.5×10-6［15］。虽然岩石中的U、Th元素含量仅为10-6级，且半衰期很长，但是由于岩石的体量大，在漫长的地质时间内，仍然可在地壳中生成相当数量的He［3，16-17］。岩石中U和Th的赋存状态有多种形式，主要包括U、Th独立矿物形式（如沥青铀矿、晶质铀矿、铀钍石、钍石、方钍石等）、类质同象进入矿物晶格（如锆石、独居石、磷灰石、榍石等）和分散吸附形式（有机质、黏土矿物都是强吸附剂）［18］。不同类型的岩石，U、Th元素的丰度与赋存形式存在较大的差异（表1）。
表1 不同类型He源岩U、Th赋存形式与He释放特征Table 1 The occurrence characteristics of U/Th and He release characteristics in different types of helium source rocks |
| 岩石类别 | U、Th分布规律 | U、Th赋存形式 | 富U、Th岩石类型 | He释放特征 |
|---|---|---|---|---|
| 沉积岩 | 有机质及黏土矿物的含量越高，原生U、Th含量越高 | 有机质与黏土矿物的吸附、络合为主 | 黑色页岩、铝土岩 | 孔隙度高，地层水溶He能力强，难释放。为气藏作出贡献的有效烃源岩和气藏的储集层中生成的He可有效聚集 |
| 岩浆岩 | 酸性岩U和Th含量最高，基性岩最低；晚结晶比早结晶部分U、Th含量高 | 主要以类质同象富集于硅酸盐和磷酸盐矿物中 | 花岗岩 | 花岗岩孔隙度小，溶He能力低；构造抬升破裂，He可大规模释放 |
| 变质岩 | 含量取决于原岩U、Th含量和变质程度；高级变质作用会使U、Th活化迁移 | 多种赋存形式共存，活化U、Th可进入流体 | 富U、Th原岩的浅变质岩 | 孔隙度高于花岗岩，地层水溶He能力较强，He较难释放 |
1.1 沉积岩U、Th丰度与赋存状态
1.2 岩浆岩U、Th丰度与赋存状态
1.3 变质岩U、Th丰度与赋存状态
1.4 氦源岩体量
由于U、Th元素的相对丰度较低，且半衰期较长，单位体积岩石生成的He非常有限。但是，He源岩体量在一定程度上可以弥补生He强度的不足，是决定生He总量的关键因素。从美国Hugoton-Panhandle、Cliffside，中国四川威远、塔里木盆地和田河、鄂尔多斯盆地东胜等富He气田来看，气田下部均存在巨大的花岗岩体［29］。巨大的体积是花岗岩体成为有效He源岩的重要因素之一。
2 氦源岩中氦的释放机理
2.1 氦的初次运移
2.2 氦的脱溶与二次运移
He的二次运移是指He源岩孔隙中累积的He运移出He源岩的过程。该过程包括水溶He脱溶之后，在浮力作用下的缓慢运移，也包括溶解He随地层水的运移。He源岩中的He能否发生二次运移是判识He源岩是否有效的关键指标。He源岩孔隙水中溶解的He脱溶的途径主要有2个：第一，He源岩中出现烃类天然气或非烃气体（CO2、N2），He分压降低，从孔隙水中脱溶，随天然气或非烃气体一起运移［5］；第二，孔隙中He的总量超过孔隙水的溶解能力，He从水中脱溶形成气相，造成这种现象的原因包括地层抬升、异常高温等。沉积岩中烃源岩和储层内的He主要通过第一种方式脱溶。由于沉积岩中生成He的初次运移比较容易，烃源岩排烃过程中可以将已经生成的He一起带出。天然气进入储层之后，储层孔隙水中溶解的He会快速脱溶，成为天然气的微量组分，因此，天然气藏的储集层同样是有效氦源岩。当然，天然气运移通道中He同样可以与天然气一起运移。第二种方式脱溶主要发生在盆地基底花岗岩中。花岗岩U、Th含量相对较高，孔隙度小，He溶解饱和时间较短（图1）。在地层发生抬升或者异常高温条件下，孔隙中He的总量超过孔隙水的溶解能力，He从水中脱溶形成气相发生二次运移。
3 有效氦源岩特征及其主要岩石类型
3.1 沉积岩中的有效氦源岩
沉积岩中，作为优质烃源岩的黑色页岩也是U、Th元素相对富集的层段，一般情况下，烃源岩中U元素含量与总有机碳（TOC）含量存在正相关关系。烃源岩层段生成He的初次运移相对容易，同时在排烃过程中可随天然气一起运移成藏，但是由于有机质的生烃强度太高，生烃作用对He相对丰度产生极高的稀释作用［38］。图2统计了天然气He含量与气源岩地质年代相关关系，统计数据排除了有明显幔源He以及明显基底岩石He贡献的样品。统计结果显示，随气源岩年龄增加，天然气中He的含量有明显增加的趋势（图2）。但是即使是寒武系—震旦系的烃源岩，磨溪—高石梯常规天然气中He的含量分布在（400~800）×10-6之间，仍小于1 000×10-6。因此，对于常规天然气藏，烃源岩是有效氦源岩，但只靠烃源岩中的He贡献很难形成富氦天然气。
对于“源储一体”页岩气而言，He相对丰度的演化可分为“早期累积阶段”、“生烃稀释阶段”和“保持富集阶段”［38］。生烃稀释阶段，页岩体系中甲烷大量生成致使页岩气中He相对丰度逐渐降低，此后地层抬升，页岩气部分散失，甲烷不再生成，但是He仍在不断地产生。因此“保持富集阶段”形成的He对现今页岩气中He的相对丰度起到重要作用［7，38］（图3）。我国南方上奥陶统、五峰组—下志留统龙马溪组页岩气中He以自生为主，丰度主要分布在（200~800）×10-6之间［38］，寒武系牛蹄塘组页岩U、Th含量是五峰组—龙马溪组页岩的2倍，寒武系页岩气He含量普遍较高（>1 000×10-6），达到工业开发利用的条件［38］。
沉积岩中铝土岩的U、Th含量也相对较高，其平均U、Th含量可达25×10-6、56×10-6［44］，铝土岩也可成为重要的天然气储集层，鄂尔多斯盆地陇东地区本溪组铝土岩天然气勘探取得重大成功［45］。按照平均U、Th含量计算，本溪组铝土岩每立方米岩石生成He为3.49×10-3 m3（标准状态，铝土岩密度取值为2.73 g/cm3），以孔隙度为14.67%，深度为4 000 m（温度为140 ℃，压力为40 MPa），压力系数为1.0计算，每立方米铝土岩的含气量为38.3 m3（标准状态），因此铝土岩为天然气贡献了91.1×10-6的He。虽然本溪组铝土岩U、Th含量高，但是由于地质年龄较小（≈307 Ma），天然气相对丰度较高，其生成的He对天然气藏He的丰度贡献仍然有限。
除了为气藏做出直接贡献的有效烃源岩和气藏的储集层之外的其他类型沉积岩，由于其高的孔隙度造成He溶解饱和时间相对较长（图1），He的脱溶与二次运移受限。
3.2 盆地基底的有效氦源岩
花岗岩具有相对较高的U、Th元素丰度，U、Th有独立矿物和类质同象矿物等2种赋存状态，温度是控制花岗岩中氦气初次运移的首要因素。不同矿物对氦气的封闭温度差异较大，晶质铀矿中4He封闭温度最低，为27~76 ℃，而磁铁矿封闭温度最高，可达250 ℃，即花岗岩在温度大于250 ℃时对4He无封闭能力，温度在27~250 ℃之间具有部分封闭能力，27 ℃以下具有完全封闭能力［29］。
3.3 富氦天然气复合成藏过程
从前文的分析来看，天然气藏的有效烃源岩和直接储层是沉积岩中最有效的He源岩类型。但是即使寒武系富U、Th页岩，其形成常规天然气He含量仍小于800×10-6。鄂尔多斯盆地本溪组铝土岩作为天然气储层，虽然U、Th含量高，生成的He也只能使天然气He丰度增加91.1×10-6左右。
盆地基底中花岗岩的U、Th含量低于富有机质页岩和铝土岩，但是其体量大、产生气体中He相对丰度高，成为壳源富He天然气的主力He源岩。幔源气体主要以CO2为主，幔源CO2气体在沉积地层发生的溶解与矿物作用可使He丰度增加近千倍，形成的富He流体成为富He天然气中重要来源［58］。因此，充足的盆地基底或者地幔来源的He是天然气富He的重要条件。
4 结论
（1）不同类型氦源岩的母体元素（U、Th）含量差异显著。沉积岩中有机质及黏土矿物的含量越高，原生U、Th含量越高；岩浆岩中酸性岩的U和Th含量最高，基性岩最低，晚结晶比早结晶部分U、Th含量高。变质岩的U、Th含量取决于原岩U、Th含量和变质程度，高级变质作用会使U、Th活化迁移。
（2）不同类型氦源岩的母体元素（U、Th）赋存状态各异。沉积岩中的U、Th主要以有机质和黏土矿物吸附、络合的形式赋存，缺乏矿物晶体的束缚，He的初次运移容易。岩浆岩中U、Th主要以类质同象富集于硅酸盐和磷酸盐矿物中，温度是影响其初次运移的主要控制因素。变质岩中U、Th的多种赋存形式共存。
（3）天然气藏的有效烃源岩和储集层是最主要的有效He源岩，除此之外的其他沉积岩，由于其高的孔隙度造成He溶解饱和时间较长，He的脱溶与二次运移受限。花岗岩孔隙度小，溶He能力较低，地层抬升和异常高温可造成He的大规模释放。变质岩孔隙度高于花岗岩，地层水溶He能力较强，He同样较难释放。
（4）虽然天然气藏的直接烃源岩和储集层是有效He源岩，但是由于烃类稀释作用的影响，很难形成富He天然气。充足的盆地基底或者地幔来源的He是天然气藏富He的关键条件。
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