0 引言
氦气是一种稀有气体，具有特殊的物理、化学性质，在航空航天、国防军工、高端制造业、民生和关键科学技术领域都具有非常重要且不可替代的作用［1-4］。随着我国国民经济、航天、国防、高新技术产业及民生工程的快速发展，氦气的需求量逐年增加，年增长率达到5%~6%［5］。但是，我国氦气资源的勘探开发程度低，近年来虽投产了一批提氦项目，但我国的氦气产量仍相对较低，需求缺口巨大，对外依存度长期在90%以上。2024年国内氦气消费量为2 705×104 m3，产量仅为442×104 m3，进口量为2 260×104 m3，对外依存度84%。全球氦气生产集中在少数国家，2023年全球氦气产量约为1.7×108 m3，其中美国为7 900×104 m3（46%）、卡塔尔为6 700×104 m3（39%），而我国氦气进口主要来源于卡塔尔，渠道单一，断供风险大，资源供应安全面临严峻挑战。我国尚未发现单体规模较大的富氦气田，且氦气品位较低，和田河气田是目前已发现的氦气含量大于0.3%的唯一一个大气田，但其天然气探明储量已核减至228×108 m3。我国绝大多数大气田氦气含量以中—低丰度为主，因此，必须尽快建立适合于我国含油气盆地地质特点的氦气富集理论，积极寻找富氦气田，为提升我国氦气自给率提供资源基础。
通过评价和研究，近些年我国相继在鄂尔多斯、四川、塔里木、松辽等含油气盆地发现多个富氦气田（藏），展现了良好的氦气资源勘探前景［6-11］。氦气作为微量组分，在不同地质背景中与不同含量天然气（CH4、CO2、N2）相伴生，与天然气共享“储、圈、盖、保”等成藏要素［12-16］。但相对于天然气藏中的其他气体组分，来源于地球深部脱气与岩石圈放射性元素衰变的氦气在运移和聚集的微观机理上与天然气存在较大差异。此外，我国含油气盆地普遍具有构造活动性强、热演化历史复杂、多期成藏叠加改造等特征，不同地区大地构造动力学背景存在较大差异，导致不同富氦气藏分布、成因来源和形成条件也存在差异［17］。例如，中西部壳源氦气主要来源于古老基底岩石中U、Th元素的放射性衰变，经断裂系统向上运移并与天然气藏耦合富集［8-9，18-21］；而东部地区裂谷盆地则受幔源流体影响，形成壳幔混合型富氦气藏［22-27］。这些差异凸显了构建符合中国地质背景的氦气富集理论体系的必要性。然而，现有研究多聚焦于特定盆地或单一气田的局部过程（如氦源识别、运移通道或聚集条件），缺乏从“生—运—聚”全链条、系统性视角对中国全域性富氦气藏成藏理论的整合与深化，对氦气富集机理及其关键主控因素的耦合关系认识尚显笼统和薄弱。
本文基于我国目前已发现富氦气藏组分、同位素的统计分析和地质特征的解剖，系统阐述了我国富氦气藏的空间分布规律和地球化学特征，厘清了氦源、输导体系、聚氦载体、有利构造背景和保存条件等富氦气藏形成的“生—运—聚”地质理论认识，归纳总结了典型富氦气藏的构造背景和形成条件，创新性提炼出控制氦气富集的核心主控因素及其耦合关系，为我国探寻富氦气藏勘探有利区带、评价优选富氦井位提供科学依据，助力我国氦气资源自主供给战略的实现。
1 中国富氦气藏空间分布规律
氦气是一种重要的战略性稀有气体，如今规模经济可采的氦气资源主要赋存在天然气藏中，少部分以水溶氦气的形式存在。我国一般将天然气藏中氦气体积分数大于0.1%的天然气藏称为富氦气藏，将氦气体积分数小于0.05%的天然气藏称为贫氦气藏［28］。我国氦气资源广泛分布，但已发现具有商业开采价值的富氦天然气藏有限，在部分含油气盆地，如鄂尔多斯、四川、塔里木、柴达木、松辽、渤海湾及苏北等含油气盆地发现了富氦气藏（图1）。其次，与东部盆地相比，中西部盆地富氦气藏氦气丰度较低，但天然气藏整体规模较大，氦气探明地质储量较高。例如，鄂尔多斯盆地庆阳气田的氦气平均含量为0.118%，但其氦气储量却超过3.5×108 m3，为国内氦气规模最大的特大型富氦气田；塔里木盆地和田河气田氦气平均含量为0.31%，探明氦气储量约为0.72×108 m3，是我国继威远气田后新评价发现的第一个大型富氦气田；相比之下，东部苏北盆地黄桥气藏氦气平均含量高达1.27%，但其氦气储量仅有1.28×105 m3，整体规模较小，氦气资源潜力相对有限［1］。
表1 中国典型富氦气藏埋藏深度Table 1 Burial depths of typical helium-rich gas reservoirs in China |
| 盆地 | 气田（藏）、构造或地区名称 | 层位及储层类型 | 平均氦含量/% | 气藏深度/m |
|---|---|---|---|---|
| 四川 | 威远（震旦系） | 震旦系碳酸盐岩 | 0.19 | 2 200~2 500 |
| 威远寒武系组页岩气 | 寒武系筇竹寺组页岩 | 0.13 | 1 700~2 450 | |
| 大探1井 | 震旦系灯影组碳酸盐岩 | 0.11 | 6 040~6 309 | |
| 塔里木 | 和田河 | 奥陶系碳酸盐岩 | 0.31 | 1 546~2 272 |
| 阿克 | 白垩系、石炭系砂岩 | 0.12 | 900~1 130 | |
| 罗斯2井 | 奥陶系碳酸盐岩 | 0.24 | 5 741~5 830 | |
| 雅克拉 | 奥陶系碳酸盐岩、白垩系砂岩 | 0.17 | 4 969~5 777 | |
| 鄂尔多斯 | 庆阳 | 二叠系致密砂岩 | 0.16 | 4 100~4 390 |
| 黄龙 | 二叠系、奥陶系砂岩 | 0.13 | 2 167 | |
| 东胜 | 二叠系致密砂岩 | 0.11 | 3 250 | |
| 柴达木 | 尖北 | 基岩、第三系 | 0.19 | 1 700~2 150 |
| 东坪 | 基岩 | 0.29 | 1 100~3 070 | |
| 松辽 | 北部 | 白垩系砂岩、砾岩 | 0.33 | 705~3 630 |
| 太平庄—五站 | 白垩系砂岩 | 0.14 | 713~1 265 | |
| 苏北 | 黄桥 | 新近系盐城组砂岩 | 1.27 | 371~378 |
| 1 800~2 300 |
2 中国富氦气藏地球化学特征
2.1 地球化学组分特征
由于自身特殊的属性，氦气通常伴生于天然气中。本文统计了中国主要含油气盆地富氦气藏（田）的地球化学特征（表2），发现不同盆地的富氦天然气组分特征差异较大，氦气以伴生的方式赋存于以烃类为主的天然气藏，及以氮气或二氧化碳为主的非烃类天然气藏中。鄂尔多斯、四川、塔里木和柴达木等中西部盆地的富氦天然气主要以烃类气体为主，非烃气体为辅。鄂尔多斯盆地东胜气田甲烷平均含量为93.79%，四川盆地威远气田、大探1井区甲烷平均含量分别为87.20%、91.97%，塔里木盆地和田河气田甲烷平均含量为83.72%，柴达木盆地东坪气田甲烷平均含量为85.20%，中西部盆地富氦气藏均表现出以烃类气体为天然气的主要组分。
表2 中国东中西部富氦气藏地球化学特征Table 2 Geochemical characteristics of helium-rich gas reservoirs in eastern, central, and western China |
| 区域 | 盆地 | 构造单元、地区或气田 | 气体组分/% | 同位素 R/Ra | 参考文献 | |||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| He | CH4 | N2 | CO2 | |||||
| 西部 | 塔 里 木 | 阿克莫木 | 0.11~0.13 （0.12/6） | 77.82~78.40 （78.03/6） | 7.86~8.39 （8.05/6） | 13.40~14.26 （13.79/6） | 0.47~0.76 | ［29］ |
| 和田河 | 0.28~0.37 （0.31/6） | 76.91~85.62 （83.72/6） | 7.48~11.00 （9.83/6） | 1.26~12.55 （4.04/6） | 0.08~0.10 | ［29］ | ||
| 雅克拉 | 0.0001~2.19 （0.17/23） | 57.94~90.85 （82.16/16） | 0.01~33.76 （6.93/16） | 0.04~19.43 （4.08/15） | 0.042~0.166 | ［31，37-40］ | ||
| 哈德逊 | 0.15~0.70 （0.32/23） | 4.56~48.91 （32.12/23） | 22.62~73.59 （43.99/23） | 0.53~6.68 （2.22/23） | 0.01~0.02 | ［30］ | ||
| 柴 达 木 | 东坪 | 0.01~1.07 （0.29/77） | 61.75~95.77 （85.20/70） | 1.36~30.49 （11.97/70） | 0.01~2.02 （0.39/49） | 0.004~0.025 | ［29，41-47］ | |
| 尖北 | 0.16~0.26 （0.19/7） | 72.96~85.69 （81.96/7） | 12.00~22.34 （14.98/7） | 0.01~0.05 （0.03/3） | 0.03 | ［29，45］ | ||
| 马北 | 0.07~0.81 （0.27/25） | 75.52~80.46 （78.55/6） | 4.31~33.28 （6.52/20） | 0.28~0.35 （0.32/2） | 0.02~0.04 | ［29，44-45，48］ | ||
| 中部 | 鄂 尔 多 斯 | 东胜 | 0.05~0.49 （0.11/166） | 93.69~93.96 （93.79/6） | 0.81~1.34 （1.18/6） | 0.03~0.20 （0.12/6） | 0.022~0.025 | ［8，20，49］ |
| 庆阳 | 0.07~0.31 （0.15/41） | 79.63~93.04 （87.82/41） | 1.94~13.6 （6.46/41） | 1.39~4 （2.29/41） | 0.02~0.03 | ［34］ | ||
| 黄龙 | 0.02~0.23 （0.13/50） | 68.00~98.15 | 0~3.00 | 0.01~3.00 | / | ［33］ | ||
| 四 川 | 威远 | 0.003~0.342 （0.24/33） | 67.03~97.02 （87.20/34） | 0.54~26.7 （7.29/34） | 0.36~5.63 （4.14/32） | 0.01~0.02 | ［6-7，60-61］ | |
| 大探1井区 | 0.10~0.13 （0.11/7） | 91.19~92.92 （91.97/7） | 2.05~2.84 （2.31/7） | 4.46~5.75 （5.46/7） | 0.031~0.034 | ［32］ | ||
| 东部 | 松 辽 | 北部 | 0.10~2.10 （0.33/15） | 53.35~94.39 （80.62/14） | 0.08~45.20 （4.62/15） | 0.56~87.91 （12.13/15） | 0.2~3.0 | ［10］ |
| 太平庄—五站 | 0.10~0.21 （0.14/8） | 82.1~94.8 （91.07/8） | / | 0.22~0.55 （0.37/8） | 0.19~0.48 | ［11］ | ||
| 渤 海 湾 | 济阳坳陷 | 2.08~3.08 （2.58/2） | 1.01~74.76 （25.85/3） | 6.10~61.86 （39.63/3） | 18.04~44.98 （32.43/3） | 3.10~3.20 | ［50］ | |
| 苏 北 | 黄桥 | 1.20~1.34 （1.27/2） | 27.39~27.44 （27.42/2） | 57.87~63.26 （60.57/2） | 4.26~8.80 （6.53/2） | 2.60~3.50 | ［36］ | |
| 溪桥 | 0.48~1.34 （1.01/3） | 26.86~28.34 （27.64/3） | 57.12~63.00 （60.42/3） | 4.67~10.29 （7.57/3） | 2.64 | ［35］ | ||
|
东部盆地富氦气藏（田）主要以非烃气体为主，烃类气体为辅。济阳坳陷花沟地区气藏、溪桥气田、黄桥气田上层气藏以N2为主，为典型富氦N2藏。黄桥气田下层气藏以CO2为主，CO2含量在65.0%~89.4%之间，N2含量在10.4%~12.0%之间，He含量在0.1%~0.2%之间，为典型富氦CO2藏。松辽盆地北部与太平庄—五站地区气藏仍以烃类气体为主，甲烷平均含量分别为80.62%和91.07%，CO2平均含量分别为12.13%和0.37%，烃类气体充注强度较大，为典型富氦烃气藏。
2.2 成因特征
东部含油气盆地富氦气藏主要为壳—幔混合成因（以4He为主，含少量3He），如渤海湾盆地济阳坳陷，苏北盆地溪桥气田、黄桥气田，松辽盆地北部地区及南部的太平庄—五站地区等，其R/Ra值分布于0.19~3.50之间，幔源氦贡献比率多达40%（表2）。东部伸展构造区在中—新生代经历了强烈的岩石圈减薄作用，地壳厚度由西向东逐渐减小，减薄区地幔软流圈上涌，导致地幔脱气作用增强，幔源氦便可通过深大断裂（如郯庐断裂）垂向输导至沉积地层［58］。东部盆地中新生代岩浆活动（如渤海湾盆地古近纪玄武岩喷发、松辽盆地白垩纪火山岩侵入［59］）则为幔源氦的释放提供了热动力条件。岩浆侵入过程中，地幔流体通过岩石圈尺度的断裂通道向上运移，携带幔源氦及伴生挥发分（CO2、N2、H2等），在浅层圈闭中与氦源岩中U、Th元素放射性衰变形成的壳源氦、来源于烃源岩的贫氦烃类气体混合，形成富氦天然气藏。例如，渤海湾盆地济阳坳陷花501井He含量高达3.2%，伴生CO2占比44.98%，R/Ra值为3.1，其高CO2/CH4值（>10）与幔源岩浆脱气的典型特征一致，证明幔源贡献的 3He特征显著［23］。这种壳—幔混源供氦机制深刻影响了东部伸展构造区氦气富集模式与资源分布规律。
3 富氦气藏氦气生—运—聚特征剖析
通过剖析我国目前已发现的富氦气藏的形成条件，从氦气生—运—聚角度，总结了氦源、输导体系、聚氦载体、有利构造背景和保存条件等富氦气藏形成的成藏因素。
3.1 富氦气藏氦气生成特征
壳源氦来源于氦源岩中U、Th等元素的放射性衰变，但不同类型岩石中U和Th的含量差异较大。已有的研究表明，富有机质泥页岩和铝土岩的U和Th含量相对较高，生氦速率也较高，花岗岩等酸性岩次之，而碳酸盐岩和砂岩一般贫铀、钍，生氦速率很低（图4）。富含放射性U、Th元素的沉积岩（富有机质泥页岩、煤岩、铝土岩等）、岩浆岩（花岗岩、闪长岩等）、变质岩（片麻岩等）都是潜在氦源岩，其生产的氦气对气藏均具有不同程度的贡献［67］。但由于氦源岩中U、Th元素丰度相对较低、半衰期长、释氦速率慢，单位体积岩石的生氦量十分有限，因此氦源岩岩石类型、体积规模、形成年龄、U和Th丰度等因素共同决定了氦气的生成总量，不同氦源岩对氦气富集成藏的贡献存在较大差异。
为了进一步说明不同体积规模、形成年龄、U和Th丰度的氦源岩对氦气富集成藏的贡献，这里以鄂尔多斯盆地庆阳气田为例，庆阳富氦气田发育多种类型的潜在氦源岩，包括基底变质岩、泥岩、泥质白云岩、煤岩和铝土岩等，不同的氦源岩U、Th含量、体积规模和形成年龄差别较大（表3）。虽然铝土岩的U和Th含量最高，生氦强度最大，但基底变质岩分布规模最大且年龄古老，巨大的地质体和漫长的地质历史时间，使得基底变质岩生成的氦气总量巨大，贡献值超过99%。该实例有力证实了古老、大体积基底花岗岩—变质岩体作为主力氦源的核心地位，其巨大的生氦总量主要源于长时间尺度下的持续累积效应，而高生氦强度的局部岩层（如铝土岩）则因其规模有限，贡献相对次要。目前，国内已发现的富氦气藏下方或附近均发育大规模古老的花岗岩—变质岩体，例如柴达木盆地东坪气田、四川盆地威远气田、鄂尔多斯盆地东胜气田及渭河盆地水溶氦等（表4）。柴达木盆地东坪气田下伏元古宇和海西期花岗岩和花岗片麻岩，鄂尔多斯盆地东胜气田基底为太古宇—元古宇变质岩—花岗岩系，四川盆地威远气田则坐落于前震旦系花岗岩基底之上，渭河盆地水溶氦主要来自于盆地南缘花岗岩体及内部隐伏磁性体［19，21，64］。除了古老基岩外，时代古老且富含U、Th的黑色页岩也是重要的主力氦源。四川盆地及其周缘地区寒武系、奥陶系和志留系页岩层系中发现了丰富的氦气资源［69-70］，但仅有寒武系页岩层系中氦气含量较高，达到富氦气藏标准，如威201井区氦气含量达到0.14%［71］。时代古老且U、Th含量高的寒武系页岩是寒武系页岩气藏中氦气含量高的关键。综合上述分析，中国富氦气藏，尤其是中西部盆地，其壳源氦的主力供给者是大面积展布、富含U、Th元素的古老花岗岩—变质岩体、黑色页岩；而东部裂谷盆地则表现为壳源（基底及周缘花岗岩/火山岩）与幔源流体的复合供氦模式。
表3 鄂尔多斯盆地庆阳气田潜在氦源岩U和Th含量及生氦强度、生氦量（年龄、铀钍含量、面积和厚度数据来自文献[72-73]）Table 3 U and Th contents, helium generation intensity, and helium yield of potential helium source rocks in the Qingyang Gas Field, Ordos Basin (age, U-Th concentrations, area, and thickness data are from Refs.[72-73]) |
| 岩性 | 层位 | 年龄/Ma | 平均U含量 /10-6 | 平均Th含量 /10-6 | 平均生氦强度 /［10-12 cm3/（a·g）］ | 面积/km2 | 平均厚度/m | 生氦量 /（104 m3） |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 铝土岩 | 太原组 | 28.5 | 26.48 | 46.30 | 4.58 | 12 000 | 10 | 3.60 |
| 花岗片麻岩 | 太古宇 | 230~250 | 8.58 | 12.50 | 1.41 | 24 000 | 5 000 | 8 950.68 |
| 泥岩 | 太原组 | 28.5 | 4.50 | 14.44 | 0.97 | 28 000 | 60 | 10.68 |
| 煤 | 太原组 | 28.5 | 3.60 | 3.12 | 0.53 | 发育较少 | 4.65 | / |
| 砂岩 | 山西组 | 28.5 | 1.37 | 6.05 | 0.34 | 13 000 | 10 | 2.90 |
| 石盒子组 | 28.5 | 1.13 | 4.44 | 0.26 | 20 500 | 15 | 5.24 | |
| 白云岩 | 马家沟组 | 48.7 | 0.67 | 1.07 | 0.11 | 5 000 | 厚度较薄 | / |
| 硅质岩 | 毛庄组 | / | 0.32 | 0.24 | 0.05 | 面积较小 | 厚度较薄 | / |
|
表4 我国典型富氦气藏基底岩性和展布规模Table 4 Basement lithology and distribution scale of typical helium-rich gas reservoirs in China |
| 盆地 | 气田（藏）名称 | 平均氦含量/% | 氦源条件 | 展布规模 |
|---|---|---|---|---|
| 四川 | 威远（震旦系） | 0.19 | 前震旦纪基底花岗岩 | 较大 |
| 威远页岩气（寒武系） | 0.13 | 寒武纪—前震旦纪基底花岗岩、筇竹寺组页岩 | 较大 | |
| 塔里木 | 和田河 | 0.31 | 新元古代花岗岩 | 大 |
| 阿克 | 0.12 | 古元古代花岗岩 | 较大 | |
| 鄂尔多斯 | 庆阳 | 0.16 | 太古代花岗岩、片麻岩 | 大 |
| 黄龙 | 0.13 | 太古代花岗岩、片麻岩 | 较大 | |
| 东胜 | 0.11 | 太古代花岗岩、片麻岩 | 大 | |
| 柴达木 | 尖北 | 0.19 | 元古代和古生代基底花岗岩、变质岩 | 较大 |
| 东坪 | 0.34 | 元古代和古生代基底花岗岩、变质岩 | 较大 | |
| 苏北 | 黄桥 | 1.27 | 前震旦纪基底花岗岩、幔源 | 小 |
| 渭河 | 水溶气 | 0.99（水溶气氦含量） | 太古代、元古代花岗岩、片麻岩 | 大 |
3.2 富氦气藏氦气运移特征
3.2.1 高温与构造运动促进壳源氦气的释放
与来自地幔的幔源氦不同，壳源氦自矿物形成后，大部分被封闭在矿物晶格内部，通过反冲、扩散、破裂、转化4种方式从矿物中释放出来［56］。一般认为U、Th宿主矿物的种类及大小、温度及一定的地质作用是影响氦气释放的主要因素。不同氦源岩U、Th赋存状态存在一定差异，氦气释放方式也存在一定差异，泥页岩中的U、Th主要以吸附的方式赋存在黏土矿物表面，生成的氦气以衰变反冲的方式释放，直接进入到孔隙中，具有连续释放的特点，而古老花岗岩—变质岩体的U、Th元素主要赋存在重矿物中，生成的氦气不能通过衰变反冲的方式直接释放，主要通过扩散作用释放。前人［48］研究表明，温度是控制花岗岩中4He扩散释放的首要因素，低于27 ℃时，4He被完全封存，27~250 ℃时花岗岩中富铀钍矿物对4He部分封存，高于250 ℃时花岗岩对4He无封存能力。除此之外，构造运动在形成一系列的断层和裂缝的同时，往往也会伴随有岩石中矿物的破裂，从而促使保存在矿物晶格中的氦气进行释放，如四川盆地威远气田进行水平压裂开采的威201-H1井志留系龙马溪组和威201-H3井寒武系筇竹寺组页岩气中氦气体积分数为（973~1 375）×10-6，而未进行水平压裂的威201井和威202井志留系龙马溪组和寒武系筇竹寺组页岩气中的氦气体积分数则为（240~500）×10-6，说明岩石中矿物的破裂促进了氦气释放［21］。
3.2.2 活跃的地下水保存和运移壳源氦
壳源氦气在生成之后通过多种方式突破矿物晶格束缚释放后，由于生成速度极其缓慢，难以形成连续流体，加之氦气极易扩散，需要活跃的地层水作为运移载体来保存氦气［56，61］。氦气溶解在岩石的孔隙水中，可以随着时间推移在地层水中慢慢累积。在遇到气相之前，地层水一直是氦气保存和运移的载体。对我国和田河气田、东坪气田、尖北气田、威远气田等典型富氦天然气藏中的稀有气体开展了研究，发现我国典型富氦气藏与美国Panhandle-Huguton气田、我国渭河盆地水溶氦气类似，4He含量和20Ne含量表现出较为显著的正相关关系（图5）。这种4He和20Ne正相关关系清晰地揭示了在含氦气藏形成之前，活跃的地下水系统是溶解态壳源氦得以长期保存、累积并进行侧向运移的关键载体。地下水不仅提供了氦气溶解的介质，其循环流动还为氦气从源区向运聚区提供了动力。由于地下流体系统中20Ne只有空气来源，只能在地表水溶解后运移至地下水系统，因此可以通过20Ne的总体含量来表示地下水的总量［74-75］。又因4He和20Ne在水相、油相中的溶解度相似，在水中不会发生较大分馏，4He和20Ne的正相关关系揭示了氦气的富集与地下水有着密切关系，目前已发现的富氦气藏具有活跃的地下水活动，气藏中的4He来源于地下水脱氦［29］。目前在很多富氦天然气井位中获取的地下水中，常发现含量很高的氦气，如东坪气田DP305井下水中氦气含量为0.376%，P3H-6-2井下水中氦气含量为0.348%，这不仅直观印证了地下水作为氦气运移载体的重要性，也暗示了深部含氦地层水向上运移或侧向补给在氦气富集过程中的潜在贡献［62］。
3.2.3 天然气是氦气长距离运移的载体
由于氦在孔隙水中的扩散速度非常缓慢，需要通过地质流体迁移才可以实现远距离的运移，不同类型天然气（CH4、N2、CO2）是氦气长距离运移的载体。中国东部盆地富氦气藏是幔源挥发分（包括CO2、N2、He、H2等）、氦源岩中U、Th元素放射性衰变形成的壳源氦、来源于烃源岩的贫氦烃类气体混合形成的氦气藏，携带幔源氦的幔源无机成因载体气是幔源氦和壳源氦长距离运移的主要载体［58］。幔源流体向上运移时，由于温度和压力的骤变，其携带的挥发分会发生脱气。初始的幔源挥发分本身并不富He，CO2是主要组分，He和N2含量较低。幔源无机成因气在向上运移过程中，会萃取出在运移通道和储层孔隙水中溶解的长期累积的壳源氦，并一起继续向上运移，与来源于烃源岩的贫氦烃类气体在有利圈闭中混合（图6）。在运移过程中，若幔源无机成因气中的大量CO2发生溶解矿化，则会形成富氦CO2气藏，黄桥气藏属于这种类型；若幔源无机成因气中的绝大部分CO2发生溶解矿化，则会形成富氦N2气藏，溪桥气藏和花沟气藏属于这种类型；若来源于氦源岩中U、Th元素放射性衰变形成的壳源氦和来源于烃源岩的贫氦烃类气体的贡献较大，则会形成富氦烃气藏，松辽盆地双城—太平川地区五站气田和太平庄气田属于这种类型［58］。
中西部盆地富氦气藏中主要组分为烃类气体，缓慢生成的氦气难以形成连续气流，初始会溶解在层间孔隙水中，但可以天然气作载体气形成独立气相进行运移［54］。古老储层年代越久远、铀钍含量越高，其层间孔隙水所溶解的氦气含量便越多。根据亨利定律，当贫氦的天然气流流经富含溶解氦的储层孔隙水时，会显著降低氦气在局部的水相分压，诱发溶解氦脱溶并进入气相，这一过程使得原本缓慢生成、分散的溶解氦得以被天然气流“捕获”并高效携带，实现长距离运移，最终在圈闭中与主体天然气混合富集［12，76］。例如，柴达木盆地东坪气田，是在喜马拉雅期构造运动下形成的基岩型盆缘鼻状古隆起气藏，其天然气来自于东坪鼻隆东南向的侏罗系煤系烃源岩，天然气从东南向西北运移期间不断捕获地层水中的氦气，携至东坪鼻隆富集成藏（图7）。此外，富氦气藏中He与N2含量具有很好的正相关性（图8），表明N2可能也是He富集和定向迁移的载体，2种气体在与烃类气体混合前在地下水中共同富集、迁移，成藏过程中烃类气体的相对量决定了最终气藏中氦、氮浓度的共同变化［77］。CHENG等［78］利用气体扩散—脱溶模型证实了北美Williston盆地中基底生成的氮气饱和脱溶形成的氮气诱导了水溶氦的脱溶和积累，进而形成初始的富He—N2气相流体。
3.2.4 深大断裂等输导体系为氦气运移提供通道
运移通道是连接氦源岩与储层的关键纽带，其类型、规模及活动性直接控制氦气的运移效率与富集程度。基于中国典型富氦气藏研究，氦气运移通道主要以深大断裂系统、不整合面等运移通道为主，其空间配置和地质演化共同塑造了不同成因氦气的差异富集模式。
中西部克拉通盆地中，通基底断裂、不整合面和古隆起裂隙结构构成壳源氦运移的优势通道。以四川盆地威远气田为例，震旦系灯影组白云岩储层与基底花岗岩间的区域性不整合面，成为寒武系筇竹寺组烃源岩生成的天然气与基底水溶氦混合运移的界面，氦气以地层水为载体，沿不整合面侧向迁移至古隆起高部位［21］。其次，沟通基底的深大断裂也在中西部盆地氦气运移中起重大作用，如鄂尔多斯盆地杭锦旗地区东胜气田氦气含量高值区主要沿泊尔江海子等通基底断裂两侧分布（图9），说明泊尔江海子断裂为该区氦气优势运移通道［8］；在庆阳气田断裂与氦气含量关系图中也可看到，位于断裂发育区的井的氦气含量多大于0.1%，远离断裂发育区的井的氦气含量均小于0.1%（图10）。这充分证明了沟通深部氦源的深大断裂系统是壳源氦优势运移的关键通道，其活动性直接控制着氦气的垂向输导效率和富集区分布。
3.3 富氦气藏氦气聚集特征
3.3.1 适量聚氦载体气控制氦气含量
迄今为止，全球尚未发现有纯氦气藏，氦气以伴生气形式赋存于天然气藏中。在我国中西部含油气盆地中，富/含氦气藏以烃类气体为主要成分，其中的氦气含量受烃类气体调控。烃类气体的存在不仅可以促进含氦流体中氦气的快速解析和高效聚集，还可以显著降低氦气的扩散性能，减少氦气的逸散通量［81］。通过分析我国中西部含油气盆地富/含氦气藏的氦气含量和天然气储量丰度数据可以发现，天然气充注量对氦气含量具有较为显著的调控作用，两者存在明显的负相关关系，天然气储量丰度越小，氦气含量越高（图11）。例如，鄂尔多斯盆地苏里格气田为我国第一大气田，烃类气体将基底和烃源岩中释放的氦气高效地携带进入气藏，氦气储量规模大，可达10×108 m3以上，但由于烃类的大量充注，造成区内氦气含量低，主要分布在0.03%~0.05%之间［82］。并且，除尖北气田外，中西部富氦气藏的天然气储量丰度基本在7×108 m3/km2以下（图11中红线框部分所示）。目前，尚未在天然气储量丰度高的地区发现富氦气藏（田），这是因为氦气进入合适的圈闭中形成含氦气藏时，单位面积的含氦通量是一定的，此时影响氦气含量的是气藏的单位面积含气丰度。当天然气储量丰度越大时，对氦气稀释程度越大，气藏中的氦气含量就越低；反之，储量丰度越小，氦气含量就越高。安岳气田与威远气田的对比即是此规律的典型例证，安岳贫氦气田与威远富氦气田同处于乐山—龙女寺隆起带，这是由于安岳气田的天然气储量（1.5×1012 m3）远大于威远气田的天然气储量（400×108 m3），天然气充注强度过高，氦气被严重稀释，导致其氦气含量低于威远气田［83］。克拉2气田天然气储量超过2 840.29×108 m3，含气丰度为59×108 m3/km2，是中国储量丰度最高的气田［84］。巨大的天然气充注量导致克拉2气田氦气含量仅为0.005%。
在我国东部裂谷盆地中，富/含氦天然气以非烃气体为主要成分，烃类气体为辅，He以壳—幔混源为特征，非烃气体的充注量与氦气含量密切相关。前人研究表明，原始地幔挥发分以CO2为主，He和N2含量较低，其中He含量仅为0.02%左右，幔源He的富集过程主要与CO2的溶解与矿化有关［58］。幔源CO2溶解矿化形成片钠铝石等碳酸盐矿物，在这一过程中幔源CO2被大量消耗，幔源He和N2气体相对丰度则大幅增加。位于松辽盆地徐家围子断陷的芳深7井和芳深9井均受控于徐西断裂，芳深9井位于构造低部位，更靠近地幔流体，但芳深7井幔源氦比例更高，可能是位于构造低部位的幔源氦向构造高部位运移分馏的结果［88］。由此可见，聚氦载体气的类型、总量及其在运聚过程中的演化（如CO2矿化消耗），是调控最终气藏氦气绝对浓度与相对富集程度的核心要素之一。
3.3.2 浅埋的隆起构造高点是氦气聚集的有利区
目前已发现富氦气藏均位于（古）隆起、（古）斜坡的构造高部位，大规模的构造运动不仅可以为深部含氦流体的向上运移提供动力和优势通道，还能形成有利圈闭，为氦气和天然气的聚集提供有利指向区。
中西部含油气盆地富氦气藏（田）均位于（古）隆起、（古）斜坡带且被低孔渗盖层封盖（表5，表6）。这些构造的形成受控于多期构造抬升运动。抬升作用不仅塑造了不同层级的断裂系统，为深部含氦古老地层水提供了高效的垂向运移通道，还为其向上运移提供了驱动力，否则，地层水只能在极小范围内缓慢流动，难以实现大规模、长距离运移。更重要的是，强烈的构造抬升还会导致局部地区短期内快速抬升并形成有效圈闭，为氦气和天然气的聚集提供了有利指向区。当深部含氦古老地层水沿着断裂系统运移到浅层抬升区时，随着埋深变浅、温度和压力显著降低，氦气在地层水中的溶解度急剧下降［61］。这极易使溶解氦达到过饱和状态，从而发生大规模脱溶作用。脱溶出的氦气或直接进入已存在的游离气相，或与N2等气体结合形成独立的气相，并继续向上运移，最终在浅层构造高点（如古隆起核部、鼻状构造脊线）的圈闭中聚集。位于古隆起最高部位的威远气田在喜马拉雅期以来抬升幅度超过4 000 m，其氦气含量远高于同地区具有相同地质条件但抬升幅度较小的资阳气区［61］。构造抬升幅度不同造成位于不同构造位置的气藏的氦气含量不同，富氦气藏纵向分布规律研究也表明，我国富氦气藏主要位于中—浅层位（图2）。此外，当溶解于地层水中的氦气遇到游离态天然气时，氦气在水中的分压会显著降低，在亨利定律的作用下，氦气在水中的溶解度迅速下降并从水中脱溶出来，进入游离气相。东坪气田位于柴达木盆地阿尔金山前隆起带，天然气来源于东坪鼻隆东南的坪东凹陷，当天然气从构造低部位沿断裂和不整合面向构造高部位运移时，会沿途捕获地层水中溶解的氦气，氦气由此不断脱溶并在天然气中不断累积富集［19，43，45］。位于东坪鼻隆构造高点的东坪3井区氦气含量高达0.81%，相比之下，位于东坪鼻隆低部位的东坪1井区的氦气含量均小于0.1%（图13）。此外，同处于阿尔金山前隆起带的牛中气藏和昆特依气田同样也具备花岗片麻岩基底和深大断裂等富氦主控条件，但由于其埋藏较深且构造抬升高度不足，深部含氦流体不能向上运移，导致昆特依气田的氦气含量约为0.01%，牛中气藏的氦气含量也仅约为0.03%［43］。因此，经历显著构造抬升的浅埋古隆起、古斜坡高部位，不仅提供了优势运移动力、高效通道和有利圈闭，其诱导的温压降低和氦气脱溶效应，更是氦气从水相向游离气相聚合并最终高效富集的关键环节。
表5 国内外主要富氦气田（藏）盖层厚度Table 5 Caprock thickness in major helium-rich gas fields (reservoirs) aboard and in China |
| 气田名称 | 盖层 | 盖层厚度/m |
|---|---|---|
| 四川盆地威远 | 寒武系页岩 | 400 |
| 塔里木盆地和田河 | 石炭系泥岩 | 400 |
| 鄂尔多斯盆地庆阳 | 二叠系泥岩 | 390 |
| 鄂尔多斯盆地东胜 | 400 | |
| 鄂尔多斯盆地黄龙 | 二叠系泥岩、膏盐岩 | 100 |
| 柴达木盆地东坪 | 古近系—新近系泥岩 | 200 |
| 柴达木盆地尖北 | 100 | |
| 苏北盆地溪桥 | 新近系泥质岩 | 50 |
| 美国Hugoton-Panhandle | 二叠系蒸发岩 | 1 500 |
表6 我国典型富氦气藏氦气形成条件与主控因素Table 6 Formation conditions and main controlling factors of helium in China’s typical helium-rich gas reservoirs |
| 区域 | 盆地 | 构造单元、地区或气田 | 富He气藏形成基本条件 | 储层 | 盖层 | 圈闭 | 构造背景 | 主控因素 | 参考 文献 | ||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| He源 | 输导体系 | 聚He载体 | |||||||||
| 西 部 | 塔 里 木 | 阿克莫木 | 古元古代花岗岩基底 | 断裂、不整合面、渗透性地层 | 烃类气体 | 白垩系克孜勒苏群、库克拜组砂岩，石炭系砂岩 | 第三系阿尔塔什组膏盐、泥岩盖层和新近系膏泥岩、泥岩盖层 | 逆冲推覆断背斜构造 | 塔西南喀什凹陷北缘隆起区 | 切穿基底的断裂体系及喜马拉雅期幕式抬升成藏 | ［38，89］ |
| 和田河 | 新元古代花岗岩基底 | 深大断裂 | 烃类气体 | 奥陶系碳酸盐岩及石炭系巴楚组生屑灰岩、砂砾岩 | 石炭系泥岩区域性盖层 | 断背斜构造 | 塔西南坳陷东北部玛扎塔格断裂带 | 古老花岗岩基底、切穿基底的玛扎塔格深大断裂及晚期构造运动抬升高部位成藏 | ［9］ | ||
| 雅克拉 | 古老花岗岩基底 | 断裂系统 | 烃类气体 | 白垩系亚格列木组砂岩 | 古生界及中生界吉迪克组、卡普沙良群及下侏罗统泥质岩、蒸发岩 | 披覆背斜 构造 | 沙雅隆起雅克拉断凸 | 古老花岗岩基底、古隆起高部位、切穿基底的深大断裂体系 | ［90］ | ||
| 哈德逊 | 古老花岗岩基底，侵入岩，玉尔吐斯组页岩 | 深大断裂 | 烃类气体 | 石炭系巴楚组东河砂岩 | 石炭系卡拉沙依组泥岩 | 背斜构造 | 塔北隆起和北部坳陷过渡区 | 切穿基底的深大断裂，邻近氦气源岩 | ［30］ | ||
| 柴 达 木 | 东坪 | 元古宙、古生代花岗岩类及变质岩基底 | 基底断裂、裂缝系统、不整合面 | 烃类气体 | 花岗闪长岩风化壳 | 风化壳顶部泥质风化层、古近系路乐河组膏质泥岩 | 构造圈闭 | 阿尔金山前隆起带 | 近氦源、边底水活跃、良好的储盖条件 | ［41-42，45］ | |
| 尖北 | 元古宇、古生代花岗岩类基底 | 基底断裂、裂缝系统、不整合面 | 烃类气体 | 花岗岩、花岗片麻岩风化壳 | 风化壳顶部泥质风化层、古近系路乐河组膏质泥岩 | 构造圈闭 | 阿尔金山前隆起带 | 近氦源、边底水活跃、良好的储盖条件 | |||
| 马北 | 元古宇、古生代花岗岩类基底 | 基底断裂、不整合面 | 烃类气体 | 古近系下干柴沟组砂砾岩 | 古近系路乐河组膏盐岩盖层 | 构造圈闭 | 祁连山前隆起带 | 近氦源、边底水活跃、良好的储盖条件 | |||
| 中 部 | 鄂 尔 多 斯 | 东胜 | 太古宇、元古宇花岗岩类基底，上古生界烃源岩 | 深大断裂 | 烃类气体 | 二叠系下石盒子组、山西组、太原组砂岩 | 二叠系上石盒子组泥岩、砂质泥岩 | 构造—岩性复合圈闭 | 鄂北伊盟隆起带 | 古老花岗岩类基底、通基底深大断裂体系 | ［8，20，91］ |
| 庆阳 | 太古宇、元古宇基底变质岩、花岗岩系，上古生界烃源岩 | 基底断裂 | 烃类气体 | 二叠系下石盒子组、山西组、太原组砂岩，奥陶系马家沟组砂岩 | 二叠系上石盒子组泥岩、砂质泥岩 | 构造—岩性复合圈闭 | 鄂尔多斯中央古隆起核部 | 古老花岗岩类基底、基底断裂、高势区 | ［34］ | ||
| 黄龙 | 太古宇、元古宇基底变质岩、花岗岩系，上古生界烃源岩 | 深大断裂 | 烃类气体 | 二叠系下石盒子组、山西组、太原组砂岩，奥陶系马家沟组砂岩 | 二叠系太原组、山西组泥岩、膏盐岩 | 构造—岩性复合圈闭 | 伊陕斜坡与渭北隆起交会处 | 古老花岗岩类基底、上古生界烃源岩，基底断裂体系、良好封盖条件 | ［33］ | ||
| 四川 | 威远 | 前震旦系基底花岗岩、上古生界烃源岩 | 断裂、裂缝系统 | 烃类气体 | 震旦系灯影组碳酸盐岩 | 早寒武世九老洞组页岩 | 构造—岩性复合圈闭 | 乐山—龙女寺古隆起 | 古老花岗岩类基底、高势区、断裂及裂缝等良好发育 | ［6，21，92-93］ | |
| 大探1井区 | 前震旦系基底花岗岩、上古生界烃源岩 | 断裂、裂缝系统 | 烃类气体 | 震旦系灯影组碳酸盐岩 | 寒武系泥页岩 | 构造圈闭 | 康滇断隆 | 古老花岗岩基底、通源断裂 | ［32］ | ||
| 东 部 | 松 辽 | 北部地区 | 基底花岗岩、幔源流体 | 深大断裂 | 非烃类气体 | 白垩系、侏罗系砂岩 | 白垩系嫩江组、青山口组泥岩 | 构造—岩性复合圈闭 | 断裂带附近凸起带 | 深大断裂、基底与幔源氦、高部位有利圈闭 | ［10］ |
| 太平庄— 五站 | 结晶基底、火山岩、部分沉积岩 | 次级断裂、输导层 | 烃类气体 | 白垩系营城组火山岩、登娄库组碎屑岩 | 白垩系嫩江组、青山口组泥岩 | 构造—岩性复合圈闭 | 断裂带附近凸起带 | 基底、次级断裂及有利圈闭 | ［11］ | ||
| 渤 海 湾 | 济阳坳陷 | 基底火成岩 | 深大断裂、裂缝系统 | 非烃类气体 | 第三系明化镇组砂岩 | 第三系泥岩 | 岩性圈闭 | 济阳坳陷南部青城凸起及花沟断鼻带 | 深大断裂、基底和深部氦源及有利圈闭 | ［50， 94-95］ | |
| 苏 北 | 黄桥 | 基底花岗岩、幔源流体 | 深大断裂 | 非烃类气体 | 新近系盐城组砂岩 | 新近系盐城组泥质岩 | 构造—岩性复合圈闭 | 黄桥斜坡 | 深大断裂，良好储盖条件 | ［35-36，96］ | |
| 溪桥 | 盆地基底火成岩、变质岩，幔源流体 | 断裂体系 | 非烃类气体 | 新近系盐城组砂岩 | 新近系盐城组泥岩 | 构造—岩性复合圈闭 | 黄桥斜坡 | 通源断裂，良好储盖条件 | |||
东部含油气盆地为拉张断陷盆地，毗邻郯庐深大断裂带，周缘地层多发生非均质性沉降，富氦气藏发育在断裂带附近的凸起带或隆起与坳陷之间的斜坡带（表6），氦气的聚集同样指向构造高点的隆起区。
3.3.3 良好的保存条件是富氦气藏稳定存在的屏障
4 富氦气藏氦气富集主控因素
基于前文对中国富氦气藏“生—运—聚”全过程的系统剖析及关键地质要素耦合关系的深入阐释，以及对我国典型富氦气藏氦气富集要素的剖析（表6），本研究提炼出控制氦气高效富集成藏的三大核心主控因素。
4.1 充足的氦源是富氦气藏形成的资源基础
充足的氦源是富氦气藏形成的资源基础和先决条件。我国中西部含油气盆地富/含氦天然气中的氦气来源于岩石或矿物中U、Th元素的放射性衰变，虽然富含放射性U、Th元素的沉积岩（富有机质泥页岩、煤岩、铝土岩等）、岩浆岩（花岗岩、闪长岩等）、变质岩（片麻岩等）都是潜在氦源岩，但大面积展布的富含U、Th的古老花岗岩—变质岩体、黑色页岩才是我国富氦气藏的主力氦源，其在漫长的地质历史中可以提供丰富的氦源，是富氦气藏形成的物质基础。中西部含油气盆地已发现的富氦气藏下方或附近均发育有大规模的古老花岗岩—变质岩体或黑色页岩。我国东部盆地氦气为壳—幔复合成因，幔源流体活动强度和深大断裂开启状态控制着幔源氦注入到气藏的通量，而盆地基底和周缘分布的花岗岩和火山岩则控制着壳源氦的供给量。
4.2 优势输导体系及有利运载介质是源到富氦气藏的桥梁
深大断裂是氦气运移的高效通道，天然气（CH4、N2、CO2等）、地下水、幔源挥发分（CO2、N2、H2等）等地质流体则是氦气运移的载体。由于氦气极易扩散，无论是来源于幔源流体的He，还是古老花岗岩—变质岩体中U、Th元素的放射性衰变形成并释放的4He，都必须依赖地质流体进行运移，其中活跃的地下水是氦气在遇到气相之前保存和运移的载体，天然气和幔源无机成因气是携带氦气进行长距离运移的重要载体。联通深部氦源和浅部气藏的断裂体系则是深部富/含氦流体向上运移的高效通道，氦气含量较高的气藏主要沿着深大断裂及其周缘分布。
4.3 适宜的聚氦载体气、有利的构造背景和保存条件是富氦气藏形成的关键
氦气在圈闭中的最终富集程度与长期保存，受制于聚氦载体气的性质与规模、构造背景诱导的聚氦动力机制以及盖层的封闭效能三者的联合控制。目前已发现富/含氦气藏均为氦气伴生天然气藏，中西部盆地气藏以烃类气体为主，需要载体天然气的储量丰度和压力系数较低，天然气的充注量和氦气供给通量适配，才能有利于氦气聚集形成富氦气藏。东部盆地存在富氦CO2气藏、富氦N2气藏和富氦烃气藏3种类型富氦气藏，氦气含量受控于幔源挥发分向上运移过程中CO2的消耗量和贫氦烃类气体的充注量。氦气的聚集还需要有利的构造背景，中西部盆地富/含氦气藏中的氦气为壳源成因，放射性衰变产生的氦气脱离生氦矿物释放后，由于氦气生成缓慢，难以形成独立氦气流，加之氦气极易扩散，需要活跃的地下水作为载体来先保存和累积氦气。深部含氦古老地层水流动缓慢，难以大规模长距离运移。构造抬升、挤压等构造运动不仅为深部含氦古老地层水向上运移提供动力和高效通道，有利于氦气脱溶进入气藏，还形成了有利圈闭—浅埋的隆起区构造高部位，是氦气和天然气聚集的有利指向区。而东部盆地强烈的岩浆和火山活动产生了沟通上地幔的深大断裂，同时在深部地壳也产生了一系列断裂，幔源氦和溶解了壳源氦的深部地层水沿断裂向上运移进入断裂带附近的凸起带或隆起与坳陷之间的斜坡带的构造高部位，与贫氦的烃类气体混合形成富氦气藏。形成富氦气藏后，盖层的性质影响到氦气能否保存和成藏，封闭能力强的蒸发岩和厚层泥页岩可以减少氦气的散失，有效保存氦气。因此，有利的聚氦载体气充注模式、构造抬升背景诱导的脱溶富集机制与优质盖层的有效封存三者缺一不可，共同构成了氦气在圈闭中最终富集并稳定保存的“三位一体”控制要素。
综上，中国富氦气藏的形成与富集，本质上是“充足氦源供给—高效运载体系—有利聚保条件”三要素在特定地质时空尺度下优化匹配与协同作用的结果。该认识突破了以往侧重单一要素或局部过程的研究局限，并构建了适用于中国复杂地质背景的氦气全链条成藏理论框架，对深化氦气富集规律认知和指导勘探实践具有重要理论价值。
5 氦气勘探有利区预测
基于我国富氦气藏“生—运—聚”成藏要素及主控因素的系统研究，结合典型气藏解剖与区域地质背景分析，本文提出以下氦气勘探有利区预测：
塔里木盆地塔西南巴楚隆起麦盖提斜坡及喀什凹陷周缘区域，广泛发育古老花岗岩基底，深大断裂（如玛扎塔格断裂）为氦气垂向运移提供了高效通道，目前已发现和田河、阿克、罗斯2、恰探1等多个气田（藏），该区仍然是今后重要的富氦气藏勘探区。另外，塔中、塔北古隆起，经历多期构造抬升，形成了浅层圈闭优势区，且石炭系泥岩区域性盖层封闭性良好，符合壳源氦富集条件。
柴达木盆地阿尔金山前、祁连山前及昆仑山前三大隆起带，基底元古宙花岗岩与古生代变质岩广泛出露，山前深大断裂与活跃的地下水系统共同驱动氦气向浅层鼻状构造运移，古近系—新近系膏盐岩盖层则为氦气保存提供了有效屏障，东坪、尖北气田的成功发现进一步验证了该区勘探潜力。
鄂尔多斯盆地北部伊盟古陆、南部庆阳古陆及东缘等隆起区，基底太古宇—元古宇变质岩—花岗岩系广泛分布，铀钍元素丰度高，生氦潜力巨大；泊尔江海子等通基底断裂为氦气运移提供输导网络，而二叠系致密砂岩储层与上覆泥岩盖层组合，有效抑制了氦气逸散，具备形成大型富氦气田的地质基础。
四川盆地前震旦系基底花岗岩发育区及寒武系页岩分布带，具基底岩石放射性衰变生氦与页岩吸附氦释放优势，古隆起高部位发育的断裂系统与不整合面为氦气运移提供了优势通道，威远气田、大探1井、宣页1井等的勘探实践已证实该区的氦气富集潜力。此外，中下扬子地台寒武系页岩发育区兼具壳源氦生成与页岩气载体优势，构造抬升背景下的浅层圈闭与低压力系数条件，同样为页岩气伴生氦资源的重要勘探领域。
东部裂谷盆地中，渤海湾盆地郯庐断裂带周缘、松辽盆地深大断裂带交会区，幔源流体沿深大断裂上涌，与壳源氦混合形成复合成因富氦气藏。如济阳坳陷花沟地区新生代火山活动频繁，幔源CO2溶解矿化促使氦气相对富集，而新近系泥岩盖层有效抑制了氦气散失；苏北盆地黄桥斜坡带受郯庐断裂次级断裂控制，基底花岗岩与幔源挥发分共同贡献氦源，盐城组泥岩—砂岩储盖组合为氦气聚集提供了条件。
此外，在一些有花岗岩基底发育的中小型盆地，如二连、民和、雅布赖、渭河等盆地，也是寻找富氦气藏的有利领域。二连盆地洪浩尔舒特凹陷气层下伏浅埋的元古代基底花岗岩发育沟通基底的深大断裂［97］；民和盆地及周边出露有加里东—华力西期花岗岩、闪长岩、超基性岩等，岩体中放射性U、Th含量较高，且盆地内断层发育，规模较大的NW向、NNW向和NWW向3组主要断裂控制了盆地构造格局和构造带展布［98］；雅布赖盆地为断陷盆地，西部为变质岩结晶基底，东部为花岗岩基底，发育以边界断层为代表的一组东西向断裂和盆地内北东向、北西向次级断裂等3组不同性质的断裂系统［99］；渭河盆地为新生代断陷盆地，广泛分布花岗岩体，其内部断裂构造十分发育［100］。广泛发育的富铀钍花岗岩、沟通基底的深大断裂等成藏基本条件使得二连、民和、雅布赖、渭河等中小盆地具备了形成富氦气藏的地质基础。
6 总结
基于氦气来源、赋存载体、构造背景及典型富氦气田解剖，分析梳理了我国典型富氦气藏（田）的空间分布规律、地球化学特征、“生—运—聚”成藏要素和富集规律，形成以下认识：
（1）分析指出了我国东中西部富氦气藏纵横向分布变化特征和地球化学特征，东部裂谷盆地富氦气藏多分布于新生代地层中，以非烃气体为主，烃类气体为辅，存在富氦CO2气藏、富氦N2气藏和富氦烃气藏3种类型富氦气藏，氦气主要为壳—幔源混合成因；中西部富氦气藏多分布于中生代—元古代地层中，以烃类气体为主，氦气主要为壳源成因。
（2）剖析了氦源、输导体系、聚氦载体、有利构造背景和保存条件等富氦气藏形成的“生—运—聚”成藏因素。壳源氦主要来源于大面积展布的富含U、Th的古老花岗岩—变质岩体及黑色页岩，幔源氦来源于地幔流体脱气的挥发分。氦气的保存和运移依靠地质流体，包括天然气（CH4、N2、CO2等）、地下水、幔源挥发分（CO2、N2、H2等），并通过深大断裂系统等通道实现跨层系输导。氦气的聚集主要受适量的聚氦载体气、浅埋的隆起区构造高点、良好的保存条件控制。
（3）在总结富氦气藏中氦气的生—运—聚特征基础上，提出了我国富氦气藏氦气富集主控因素。富氦气藏是“充足氦源供给—高效运载体系—有利聚保条件”三要素时空耦合适配的产物。充足的氦源是富氦气藏形成的物质基础。天然气（CH4、N2、CO2等）、地下水、幔源挥发分（CO2、N2、H2等）等地质流体则是氦气运移的有利介质。深大断裂等输导体系是氦气运移的高效通道。有利构造背景下的低丰度、低压力系数的聚氦载体气充注氦气并在浅埋的隆起区构造高部位成藏。封闭能力强的厚层蒸发岩和泥页岩可以有效保存氦气。
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