天然气地球科学 >

2025 , Vol. 36 >Issue 11: 2017 - 2028

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2025.05.014

非烃气：氦气

川中古隆起氦气差异富集因素——以威远气田和安岳气田灯影组为例

  • 朱俊阳 , 1 ,
  • 伏美燕 , 1 ,
  • 黄婷婷 2 ,
  • 彭嘉钰 1 ,
  • 曾鑫耀 2 ,
  • 叶荣杰 1
展开
  • 1. 成都理工大学能源学院（页岩气现代产业学院），四川 成都 610059
  • 2. 中国石油川庆钻探工程公司地质勘探开发研究院，四川 成都 610051
伏美燕（1982-），女，四川阆中人，博士，副教授，主要从事油气储层研究.E-mail：.

朱俊阳（1999-），男，河南南阳人，硕士研究生，主要从事油气地质研究.E-mail：.

收稿日期: 2025-03-17

  修回日期: 2025-05-29

  网络出版日期: 2025-06-24

基金资助

中国石油集团川庆钻探工程有限公司地质勘探开发研究院课题“四川盆地油气伴生战略资源评估与提取技术预研究”(CQ2024B-14-Z1-1)

收起

Origin of differential enrichment of helium in paleouplift based on water-soluble helium calculations： A case study of Dengying Formation in Weiyuan and Anyue gas fields

  • Junyang ZHU , 1 ,
  • Meiyan FU , 1 ,
  • Tingting HUANG 2 ,
  • Jiayu PENG 1 ,
  • Xinyao ZENG 2 ,
  • Rongjie YE 1
Expand
  • 1. College of Energy Resources （College of Modern Shale Gas Industry），Chengdu University of Technology，Chengdu 610059，China
  • 2. Research Institute of Geological Exploration and Development，PetroChina Chuanqing Drilling Engineering Company，Chengdu 610051，China

Received date: 2025-03-17

  Revised date: 2025-05-29

  Online published: 2025-06-24

Supported by

The Project of Research Institute of Geological Exploration and Development, PetroChina Chuanqing Drilling Engineering Company(CQ2024B-14-Z1-1)

Fold

摘要

四川盆地威远气田灯影组是氦气富集层系，该区为我国第一个实现工业提氦的地区，但其东侧安岳气田灯影组的氦气含量却较低。四川盆地为典型的古老叠合盆地，氦源岩广泛分布，氦气的差异富集控制因素尚不明确。通过对威远、安岳2个气田灯影组的天然气组分、稀有气体同位素等地球化学特征和脱溶前水溶氦浓度与初始水溶氦浓度比值，明确了2个气田的氦气来源和造成差异富集的控制因素。结果表明：①威远气田灯影组平均氦气含量为0.25%，安岳气田灯影组平均氦气含量仅为0.024%；②2个气田的幔源氦贡献比例均低于1%，为典型壳源成因氦；③威远气田灯影组的氦气来源为基底花岗岩的水溶氦脱溶，安岳气田灯影组部分氦气含量较高（He>0.04%）的井氦气来源为基底变质岩的水溶氦脱溶，氦气含量较低井的氦气来源主要来源为筇竹寺组游离态氦气；④花岗岩和变质岩2类氦源岩初始水溶氦浓度不同是造成2个气田灯影组氦气差异富集的主要原因，构造抬升过程中氦气脱溶和烃类气体充注的稀释作用也是造成2个地区灯影组氦气进一步差异富集的原因。研究通过类比为古老叠合盆地的富氦气藏勘探提供了新的思路。

关键词： 氦气; 水溶氦; 氦源岩; 威远气田; 安岳气田; 差异富集

本文引用格式

朱俊阳 , 伏美燕 , 黄婷婷 , 彭嘉钰 , 曾鑫耀 , 叶荣杰 . 川中古隆起氦气差异富集因素——以威远气田和安岳气田灯影组为例[J]. 天然气地球科学, 2025 , 36(11) : 2017 -2028 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2025.05.014

Abstract

This paper clarifies the helium sources and the controlling factors for the differences in helium enrichment in the Dengying Formation of the Weiyuan and Anyue gas fields through the geochemical characteristics of natural gas components， rare gas isotopes， and the proportion of water-soluble helium desorption. The results show that： （1） The average helium content in the Dengying Formation of the Weiyuan Gas Field is 0.25%， while that of the Anyue Gas Field is only 0.024%. （2） The mantle-derived helium contribution ratio in both gas fields is less than 1%， indicating a typical crustal source of helium. （3） The helium in the Dengying Formation of the Weiyuan Gas Field comes from the desorption of water-soluble helium in the basement granites， while in the Dengying Formation of the Anyue Gas Field， the helium in some wells with higher helium content （He > 0.04%） comes from the desorption of water-soluble helium in the basement metamorphic rocks， and the helium in wells with lower helium content mainly comes from the free helium in the Qiongzhusi Formation. （4） The different initial water-soluble helium concentrations in the two types of helium source rocks， granites and metamorphic rocks， are the main reasons for the differences in helium enrichment in the Dengying Formation of the two gas fields. The desorption of helium and the dilution effect of hydrocarbon gas injection during the tectonic uplift process are also the reasons for the further differences in helium enrichment in the Dengying Formation of the two regions. This study provides new ideas for the exploration of helium-rich reservoirs in ancient superimposed basins through analogy.

Key words： Helium; Water soluble helium; Helium source rock; Weiyuan Gas Field; Anyue Gas Field; Differential enrichment

0 引言

氦气是一种稀有气体，有着低沸点、低密度和化学性质不活泼等性质［1-3］。由于其特殊的物理化学性质，氦气被广泛地应用于军工、半导体、超导磁悬浮、航空航天及生物医疗等重要领域。氦虽然是宇宙第二丰富的元素，但是在地球上却十分稀少［4-5］。关于氦气的来源，目前普遍接受的是BALLENTINE等［6］提出的3种类型，分别是大气源、壳源和幔源。大气中的氦丰度极低，而地幔中的氦气开采难度又极大，因此不可能大规模地利用这2种方式。综合考虑，唯有天然气中的氦气具有开采价值［3］。
我国含氦气藏分布广泛，层位多，潜力大，具有良好的资源前景［7-9］。四川盆地威远气田是唯一进行工业提氦的天然气田，氦气富集层位为震旦系灯影组，氦气含量在0.1%~0.342%之间。位于高石梯—磨溪地区的安岳气田与威远气田都位于乐山—龙女寺古隆起上，但安岳气田灯影组氦气含量极低（0.01%~0.03%）［10］。虽然威远地区灯影组气层含氦量远高于邻区安岳气田灯影组，但目前对于2个气田氦气差异富集的认识存在不足。丁振刚等［11］认为鄂尔多斯神木气田氦气富集受氦源岩、构造和适量载体气共同控制；有学者［10］对安岳气田贫氦原因进行研究，认为水动力不足是安岳气田氦气含量低的主要原因。本文通过计算威远和安岳气田灯影组脱溶前水溶氦浓度与初始水溶氦浓度比值，结合稀有气体组分及同位素特征，明确威远气田和安岳气田灯影组氦气来源；并综合威远气田和安岳气田氦源岩差异及基础地质背景，明确氦气差异富集原因，为后续氦气勘探提供一定支撑。

1 研究区地质概况

威远和安岳气田都位于四川盆地乐山—龙女寺古隆起带，主力产气层位为震旦系灯影组［12-13］。其中，威远气田位于现今构造核部的大型穹隆背斜构造带上［14］。安岳气田所在的高石梯—磨溪地区位于构造的平缓地区，发育大型构造圈闭［15］，受基底平缓隆起的影响，其特征属于低平构造，在演化过程中一直处于有利的构造位置，有利于油气聚集成藏［16-17］。威远气田在印支期前为资阳背斜的翼部，燕山期—喜马拉雅期资阳古背斜规模逐渐缩小。由于地壳遭受急剧抬升和强烈的挤压作用，威远和资阳地区的构造发生反转，早期处于背斜翼部的威远地区挤压成为背斜，而资阳地区萎缩成为威远背斜的翼部［18-20］。四川盆地灯影组是一套以碳酸盐岩为主的地层，自下而上可分为灯一段至灯四段，主要由白云岩和角砾岩组成，少量泥岩和硅质岩分布在灯三段中，储层发育在遭受岩溶改造的白云岩中［21］。其中，灯二段和灯四段顶部通常发育不整合面，灯二段和灯三段之间，灯四段与上覆筇竹寺组之间呈不整合接触［22］。威远地区的基底岩性为花岗岩，如威远地区W117井完钻井深3 746 m，钻遇灯影组下伏陡山沱组厚度约为41 m，钻至花岗岩侵入体；高石梯—磨溪地区基底主要为经过了一系列中高级变质作用的混合岩和混合片麻岩构成的结晶基底，为康定群［15，23］（图1）。
图1 研究区基底岩性（据文献［15］修改）及地层发育情况

Fig.1 Basement lithology of the study area （modified according to Ref.［15］） and the development of the strata

2 天然气地球化学特征

通过对天然气样品中的天然气组分分析可知，威远和安岳气田灯影组甲烷含量都较高（表1）。其中，威远气田的天然气样品，甲烷含量在86.97%~89.51%之间，平均为88.45%；安岳气田的天然气样品，甲烷含量在88.56%~97.48%之间，平均为93.01%。总体来说，安岳气田的干燥系数要普遍高于威远气田。
表1 威远气田和安岳气田气体组分（数据来源于文献［10］，编号5~12数据来自文献［24］）

Table 1 Gas composition of Weiyuan Gas Field and Anyue Gas Field (data from Ref.[10], data numbered 5-12 from Ref.[24])

编号 气田 井号 烃气组分含量/% 非烃气组分含量/%
CH4 C2H6 C3H8 H2 He N2 H2S Ar CO2
1 威远 W112 88.54 0.087 0.002 1 0.019 0.177 6.5 0.43 0.09 4.16
2 W36⁃1 88.77 0.095 0.002 6 0.022 0.172 6.34 0.37 0.08 4.14
3 W42 86.97 0.083 0.002 2 0.032 0.172 7.66 0.64 0.08 4.35
4 W71 89.51 0.112 0.003 0.08 0.175 6.66 0.08 0.09 3.29
5 W30 \ \ \ \ 0.324 7.55 \ \ 4.4
6 W39 \ \ \ \ 0.273 7.08 \ \ 4.53
7 W46 \ \ \ \ 0.252 8.11 \ \ 4.66
8 W63 \ \ \ \ 0.22 7.89 \ \ 5.63
9 W100 \ \ \ \ 0.298 6.47 \ \ 5.07
10 W106 \ \ \ \ 0.315 6.26 \ \ 4.82
11 W34 \ \ \ \ 0.28 6 \ \ 5.78
12 W70 \ \ \ \ 0.36 8.53 \ \ 4.03
13 安岳 GS125 90.39 0.042 0.005 8 0.01 0.026 2.32 0.22 0.48 6.45
14 GS018⁃2⁃H1 92.08 0.047 0.001 1 0.009 0.023 1.07 0.03 0.31 6.41
15 GS018⁃4⁃H1 91.57 0.049 0.001 0.01 0.025 1.39 0.09 0.25 6.59
16 GS103⁃C1 92.87 0.05 0.007 8 0.021 0.02 1.13 0.32 0.01 5.53
17 GS001⁃H39 93.16 0.058 0.014 0.005 0.017 0.75 0.58 0.05 5.32
18 GS001⁃X40 91.49 0.044 0.002 0.006 0.017 1.08 0.66 0.46 6.22
19 GS3 93.19 0.16 0.059 0.001 0.02 0.81 1.48 0.04 4.06
20 GS134 92.24 0.042 0.001 2 0.003 0.015 0.7 0.62 0.19 6.17
21 GS135 93.03 0.14 0.044 0.012 0.021 0.77 0.86 0.04 4.98
22 GS131X 92.59 0.044 0.000 9 0.007 0.04 1.55 0.51 0.03 5.21
23 GS009⁃H1 92.32 0.2 0.055 0.005 0.036 1.1 0.54 0.43 5.21
24 GS009⁃H2 92.67 0.12 0.04 0.004 0.061 1.83 0.12 0.16 4.87
25 GS009⁃H3 92.66 0.041 0.000 7 0.011 0.054 1.98 0.26 0.15 4.83
26 GS009⁃H4 91.5 0.044 0.000 9 0.004 0.057 2.04 0.46 0.41 5.47
27 MX8 95.9 0.32 0.098 0.001 0.013 0.73 0.34 0.36 2.04
28 MX019⁃H2 92.35 0.069 0.02 0.003 0.022 0.84 1.2 0.45 4.96
29 GS001⁃H15 92.48 0.043 0.000 7 0.144 0.02 1.02 1.08 0.01 5.2
30 PT1 92.76 0.077 0.001 5 0.313 0.016 1.96 1.9 0.01 2.96
31 PT101 93.86 0.079 0.001 0.123 0.016 1.51 2.06 0.01 2.35
32 PT102 93.43 0.068 0.000 9 0.018 0.017 1.07 2.37 0.01 3.01
33 GS123 88.56 0.034 0.001 1 0.035 0.089 4.2 1.67 0.05 5.36
34 MX124 93.07 0.047 0.000 5 0.007 0.019 1.23 0.26 0.01 5.36
35 MX022⁃H33 93.21 0.042 0.000 3 0.009 0.02 1.62 0.08 0.01 5.01
36 MX118 92.55 0.045 0.000 4 0.131 0.021 1.04 0.95 0.01 5.25
37 GS001⁃X41 92.39 0.039 0.000 3 0.011 0.019 0.75 1.25 0.03 5.5
38 GS001⁃H26 92.14 0.046 0.000 4 0.013 0.021 1.04 1.75 0.01 4.98
39 GS001⁃X22 92.68 0.045 0.000 5 0.021 0.025 1.33 0.82 0.01 5.06
40 GS001⁃X25 92.35 0.038 0.000 3 0.023 0.019 0.7 1 0.01 5.86
41 GS001⁃X29 92.71 0.043 0.000 3 0.018 0.021 0.94 0.71 0.01 5.53
42 GS001⁃X3 92.54 0.044 0.000 3 0.006 0.02 0.17 0.63 0.01 6.58
43 GS001⁃X35 92.82 0.043 0.000 4 0.009 0.019 0.78 1.1 0.02 5.21
44 GS001⁃X36 93.01 0.04 0.000 3 0.022 0.022 1.04 0.48 0.01 5.37
45 MX008⁃H22 96.27 0.137 0.003 7 0.006 0.012 1.53 0.3 0.01 1.74
46 MX008⁃H30 96.8 0.151 0.004 1 0.014 0.012 0.88 0.29 0.01 1.84
47 MX009⁃3⁃X1 96.78 0.146 0.004 1 0.004 0.013 0.79 0.39 0.01 1.87
48 MX009⁃3⁃X2 95.78 0.143 0.003 9 0.005 0.012 1.64 0.47 0.01 1.94
49 MX009⁃3⁃X3 92.87 0.141 0.005 2 0.023 0.014 3.21 0.42 0.01 3.3
50 MX16⁃C1 97.48 0.155 0.004 3 0.004 0.013 0.79 0.27 0.01 1.27
51 MX23⁃C1 95.72 0.131 0.004 1 0.009 0.014 1.37 0.76 0.01 1.99
52 GS102 90.74 0.061 0.000 9 1.873 0.019 1.04 3.74 0.01 2.51
53 GS6 90.49 0.074 0.0018 0.017 0.021 1.63 4.45 0.01 3.31
54 MX31⁃X1 96.08 0.078 0.001 6 0.002 0.013 0.44 1.52 0.01 1.86

注：“\”表示无数据

威远气田CO2含量在3.29%~5.78%之间，平均为4.57%，N2含量在6%~8.53%之间，平均为7.08%；安岳气田CO2含量在1.27%~6.59%之间，平均为 4.39%，N2含量在0.17%~4.2%之间，平均为1.3%。两地区对比，威远气田N2含量明显高于安岳气田，CO2含量差别不大。威远气田He含量在0.172%~0.36%之间，平均为0.25%；安岳气田He含量在0.012%~0.089%之间（图2）。按照国家标准《天然气藏分类》（GB/T 26979—2011），天然气中氦含量达到0.1%就可以称为含氦气藏，氦气含量0.05%以上才具有工业提取氦气的价值。陶士振等［25］认为氦气含量低于0.03%为贫氦气藏，在0.1%以上即为富氦气藏，大于0.3%的为高氦气藏。按照前人划分标准，安岳气田的氦气藏基本都为贫氦气藏，而威远气田氦气藏则为富氦气藏。
图2 安岳气田和威远气田灯影组部分井氦气含量对比（虚线为平均值）

Fig.2 Comparison chart of helium content in some wells of the Dengying Formation in Anyue Gas Field and Weiyuan Gas Field （the dotted line represents the average value）

3 研究区氦气成因与来源

3.1　研究区氦气成因

样品中的3He/4He值（R）除以大气中的3He/4He值（Ra）通常用来表示样品中氦同位素特征，即R/Ra=（3He/4He）样品/（3He/4He）大气。当R/Ra<0.1时，认为天然气中的氦基本上都来自壳源［26］。研究区灯影组R/Ra值处于0.008 9~0.056 7之间，均小于0.1（表2）。成因判别图同样可以看出，威远气田和安岳气田灯影组散点均落在壳源成因区域，壳源氦气含量超过99%，属于典型的壳源成因氦气（图3）。
表2 研究区灯影组幔源氦贡献比例

Table 2 The contribution proportion of mantle-derived helium in the Dengying Formation of the study area

编号 气田 井号 He含量/% R/Ra 幔源贡献/%
1 威远 W112 0.177 0.023 6 0.255 604 54
2 W36⁃1 0.172 0.019 6 0.189 944 658
3 W42 0.172 0.021 8 0.226 292 093
4 W71 0.175 0.021 5 0.221 602 101
5 W2 0.25 0.020 7 0.208 704 624
6 安岳 GS001⁃X35 0.019 0.055 3 0.776 193 603
7 GS001⁃X3 0.02 0.044 6 0.600 318 919
8 GS001⁃X36 0.022 0.024 6 0.273 192 008
9 GS001⁃X22 0.025 0.031 6 0.386 924 304
10 GS6 0.021 0.017 9 0.161 804 709
11 GS001⁃X29 0.021 0.036 4 0.466 654 16
12 GS123 0.089 0.027 1 0.314 229 434
13 GS001⁃X25 0.019 0.033 6 0.419 754 244
14 GS001⁃X41 0.019 0.032 5 0.402 166 776
15 GS001⁃H26 0.021 0.046 0.623 768 877
16 MX009⁃3⁃X2 0.012 0.012 8 0.078 557 359
17 MX008⁃H22 0.012 0.017 1 0.150 079 73
18 MX124 0.019 0.018 1 0.166 494 7
19 MX118 0.021 0.026 6 0.306 021 949
20 MX022⁃H33 0.02 0.040 6 0.535 831 536
21 GS001⁃H15 0.02 0.046 7 0.635 493 856
22 PT101 0.016 0.056 7 0.799 643 561
23 PT102 0.017 0.048 1 0.658 943 814
24 MX009⁃3⁃X1 0.013 0.009 9 0.031 657 443
25 MX009⁃3⁃X3 0.014 0.012 4 0.071 522 371
26 MX008⁃H30 0.012 0.011 7 0.060 969 89
27 MX23⁃C1 0.014 0.008 9 0.014 069 975
28 GS102 0.019 0.014 4 0.104 352 312
29 GS131X 0.04 0.038 7 0.504 174 092
30 GS009⁃H1 0.036 0.020 1 0.199 324 641
31 GS009⁃H2 0.061 0.031 2 0.381 061 814
32 GS009⁃H3 0.054 0.032 1 0.396 304 287
33 GS009⁃H4 0.057 0.025 2 0.282 571 991
图3 研究区灯影组氦气成因判别

Fig.3 Diagram for discriminating the genesis of helium in the Dengying Formation of the study area

利用壳幔二元混合模型［公式（1）］，计算研究区天然气中幔源氦贡献比例（表3）：
H e m = 3 H e / 4 H e   S - 3 H e / 4 H e   C 3 H e / 4 H e   m - 3 H e / 4 H e   C × 100 %
式中：下标s、c、m分别代表样品、地壳和地幔。地壳参数取上地壳端元组分（3He/4He=0.008Ra［6］），地幔参数取次大陆岩石圈地幔组分（3He/4He=6.1Ra［27］）。
表3 研究区脱溶前水溶氦浓度与初始水溶氦浓度比例计算

Table 3 Table for calculating the ratio of water-soluble helium concentration before and after de-solvation in the study area

气田

［4He］in-situ

/（cm3/cm3）

［4He］groundwater

/（cm3/cm3）

 比值/%
威远 0.020 602 497 0.003 3~0.006 5 16~31.5
安岳 0.004 319 118 0.000 12~0.003 2.7~68.2
计算结果表明，威远地区幔源氦所占比例为0.19%~0.26%，高石梯—磨溪地区幔源氦所占比例为0.08%~0.79%，即研究区的氦气主要为壳源氦气，来自地壳中铀钍的放射性衰变。

3.2　研究区氦气来源

3.2.1　潜在氦源岩

氦气是由含U、Th元素的岩石放射性衰变产生，地质年龄和U、Th含量是决定生氦能力的重要因素，因此富含潜在U、Th元素的源岩都可以作为氦源岩［28-29］。本文研究取样105件，其中酸性岩49件（以花岗岩为主），中性岩12件（安山岩、闪长岩），基性岩14件（玄武岩、辉长岩），变质岩27件，筇竹寺组页岩3件，取样点为四川盆地及周缘地区。对40块岩样（酸性岩16件，中性岩5件，基性岩12件，变质岩4件，页岩3件）做U、Th含量测试，铀平均含量：筇竹寺组页岩>酸性岩>中性岩>变质岩>基性岩；钍平均含量：酸性岩>变质岩>中性岩>筇竹寺组页岩>基性岩。依据U、Th衰变方程和放射性衰变原理，得到每年每克岩石中产生的4He含量（即生氦潜量）为：4He（cm3）=1.207×10-13［U］+2.868×10-14［Th］（U、Th单位为×10-6）。
计算得到的生氦潜量显示，筇竹寺组页岩生氦潜量最高，花岗岩次之，基性岩最差。根据生氦潜量，威远地区和高石梯—磨溪地区的筇竹寺组页岩和基底的花岗岩、变质岩都可能是2个气田灯影组的氦气来源，威远地区基底花岗岩的生氦潜量高于高石梯—磨溪地区基底变质岩（图4）。
图4 不同岩石种类U、Th含量及生氦潜量对比

Fig.4 Comparison chart of the contents of U and Th and the potential helium generation amounts in different rock types

3.2.2　稀有气体对氦气来源的指示

氦气生成速率极低，通过衰变在矿物中释放后通常进入孔隙水中，进行运移需要靠载体携带，常见的载体有地层水、N2、CO2或者CH4等流体［30］。稀有气体具有化学惰性，被广泛用于地球化学领域中的地下流体示踪研究中。其中，3He、20Ne、36Ar只存在地球演化的初始阶段，他们被地表水捕获后随着饱和地表水流入地层中形成水溶气，遇天然气后再脱溶进入天然气中［31-32］。
前人［33］对威远气田灯影组富氦气藏研究发现，20Ne与4He之间呈现良好的线性关系（图5），由于20Ne来源于地下水，因此威远气田灯影组中He的运移与地下水有着密切关系。威远气田和安岳气田都经历过不同幅度的构造抬升运动，基底古老的溶解了氦的地层水沿断裂或不整合面向上运移至浅层，随着温度和压力降低，水溶氦脱溶形成游离的氦气，因此可以判断出威远地区基底花岗岩可以作为威远地区灯影组氦气来源。
图5 典型富氦气田4He与20Ne含量关系［33］

Fig.5 Relationship diagram between the contents of 4He and 20Ne in typical helium-rich gas fields［33］

本文由于缺少20Ne含量数据，因此选用36Ar判断He与地层水的关系，但首先需要先判断Ar是否为壳源成因，以排除来自地幔或者空气的36Ar对实验结果造成的影响。通过氩气成因判别图（图6），研究区灯影组Ar为典型壳源成因。安岳气田灯影组4He和36Ar相关性很差（图7），说明其部分井中氦气的运移载体不是地层水，可能是来自筇竹寺组的游离态氦气。
图6 研究区灯影组氩气成因判别图（图版来源于文献［34］）

Fig.6 Diagram for discriminating the genesis of argon in the Dengying Formation of the study area （The plate is derived from reference ［34］）

图7 安岳气田灯影组36Ar与4He相关性分析

Fig.7 Correlation analysis between 36Ar and 4He in the Dengying Formation of Anyue Gas Field

前人［31］研究表明，天然气中的氮气与氦气的富集密切相关，例如柴达木盆地东坪气田、美国的Hugoton-Panhandle气田。来源于基底的氦气随氮气含量的增加，氦气含量也逐渐增加。氮气与氦气的富集耦合现象说明两者运移载体相同，都通过共同的地下水作为载体，在构造抬升驱动下，地下水沿断裂往上运移至气藏并释放出氦气和氮气［35］。威远气田灯影组He和N2相关性较强（图8），相关性系数达0.8以上，结合前文20Ne对氦气来源的指示，可以推断出威远气田灯影组氦气来自基底花岗岩。
图8 研究区灯影组He和N2相关性分析

Fig.8 Correlation analysis between He and N₂ in the Dengying Formation of the study area

安岳气田氦—氮相关性较弱，相关性系数为0.655，这可能与安岳气田灯影组中氦气为混合来源有关。可以看到有部分氦气含量较高的井有很明显的氦—氮耦合现象，单独对安岳气田He和N2相关性分析发现，氦气含量较高（He>0.04%）的井氦气和氮气具有强相关性（图9），而来自基底的氮气和氦气才具有较强的耦合关系，说明安岳气田灯影组部分氦气含量较高的井的氦气来源于基底变质岩；氦气含量较低的井的氦气和氮气相关性很差，其氦气是以游离态与筇竹寺组页岩生成的烃类气体一起运移至灯影组，这与前文使用36Ar判断部分井氦气不是水溶氦脱溶生成的结果一致。
图9 安岳气田灯影组He和N2相关性分析

Fig.9 Correlation analysis between He and N₂ in the Dengying Formation of Anyue Gas Field

3.2.3　水溶氦浓度对氦气来源的指示

通过氦源岩中初始的水溶氦浓度与脱溶前的水溶氦浓度对比，可以判断是否有外源氦气输入到储集层中。这个方法一般用在富含铀钍元素的储集层中，判断是否有储集层外的氦气输入。研究区灯影组为一套碳酸盐岩储集层，生氦量可忽略不计。基底上部的陡山沱组页岩在威远地区和高石梯—磨溪地区的生油强度很低［36］，因此，水溶氦在向上运移至灯影组过程中因脱溶而造成的水溶氦浓度损耗可以忽略不计。
假设饱和地层水中的36Ar可以全部脱溶为游离态36Ar，则从地层水中脱溶出的4He浓度可通过公式（2）计算：
  4 H e g r o u n d w a t e r =   36 A r A S W ×   4 H e     36 A r   g
式中：4Hegroundwater为脱溶前水溶氦中4He的浓度；36ArASW定义为盐度为35‰的海水中的36Ar浓度（8.36×10-7 cm3 S T P / g H 2 O），在25 ℃下与大气平衡［37］。
根据TORGERSEN等［38］和BALLENTINE等［39］，可以通过公式（3）计算基底花岗岩—初始地层水中4He浓度4Hein-situ：
  4 H e i n ⁃ s i t u = ρ ⋀ J 4 1 - φ φ t
式中：∧是He从岩石基质到水的传输效率，假设在地质时间内为1；φ为氦源岩孔隙度，%；ρ为地壳密度，g/cm3；t为地层水停留时间，a；［4He］in⁃situ为基底氦源岩地层水中初始4He浓度；J 4为地层每克岩石每年产生的4He量。
基底花岗岩4He生成量计算公式（4）如下：
J 4 = 0.235   5 × 10 - 12 U 1 + 0.123 T h U - 4
通过计算，威远气田灯影组脱溶前地层水中4He浓度在0.003 3~0.006 5 cm3/cm3之间，安岳气田灯影组脱溶前地层水中4He浓度在0.000 12~0.003 cm3/cm3之间（表3）。威远气田灯影组脱溶前水溶氦浓度与初始水溶氦浓度比值在16%~31.5%之间，安岳气田灯影组脱溶前水溶氦浓度与初始水溶氦浓度比值在2.7%~68.2%之间，安岳气田灯影组最小比值仅为2.7%，与正常比例相差过大，可以认为比例异常的氦气并不是水溶氦脱溶生成，而是来自筇竹寺组页岩的游离态的氦气，这与前文得到的安岳气田灯影组贫氦井的氦气来自筇竹寺组页岩的结论一致。
在埋深2 km，He摩尔分数为10%时，花岗岩100 Ma内累积的氦气可全部溶于孔隙水中［40］，因此公式（2）中的t取100 Ma。根据花岗岩的孔隙度φ和密度ρ为实测数据（表4），取平均值1.2%和2.66 g/cm3；安岳气田基底变质岩主要为康定群混合片麻岩，混合片麻岩的孔隙度φ和密度ρ取平均值4%和2.65 g/cm3［41］。
表4 四川盆地花岗岩实测孔隙度和密度

Table 4 The measured porosity and density of granites in the Sichuan Basin

序号 编号 岩性

孔隙度

/%

密度

/（g/cm3）
1 D24 钾长花岗岩 0.61 2.676
2 D13-1 钾长花岗岩 1.81 2.651

4 氦气差异富集因素分析

4.1　氦源岩不同对氦气富集的影响

根据生氦潜量对比，花岗岩生氦潜量略大于变质岩（图4），因此这并不是造成2个气田灯影组氦气含量差异大的主要原因。由前文分析可以看到，2个气田灯影组的初始水溶氦浓度差距很大，而脱溶前水溶氦浓度与初始水溶氦浓度的最大比值基本一致（表2），因此，初始水溶氦浓度不同是2个地区氦气含量差异的主要原因。从地震剖面可以看出，威远气田基底有大量侵入岩分布，安岳气田基底为变质岩（图10）。前人［29］研究表明，不同的氦源岩类型中He溶解在地层水中并达到饱和的时间不同，相同条件下，由于花岗岩孔隙度较低，其生成的氦气溶解至地层水中并达到饱和的时间远低于变质岩（图11），安岳气田基底变质岩中水溶氦浓度未达到饱和状态，这是造成2个地区氦气差异富集的最主要原因。
图10 威远、高石梯—磨溪地区基底侵入岩分布

Fig.10 Distribution of basement intrusive rocks in Weiyuan and Gaoshiti-Moxi areas

图11 不同类型岩石在不同深度条件下He溶解饱和时间（据文献［29］修改）

Fig.11 The saturation time of He dissolution in different types of rocks under different depth conditions （modified from Ref.［29］）

4.2　地层抬升幅度不同对氦气富集的影响

构造活动造成的地层抬升为水溶氦向上运移提供动力，同时地层抬升会导致地层温度降低，根据亨利定律，温度降低导致地层水中氦气溶解度降低，促进地层水中的氦气再次脱溶。通过对比在相同埋深条件下，不同地温梯度的地层中氦气气水比发现，地温梯度高的地层水样品中氦气气水比较低，说明温度更低的地层中，有更多的氦气以游离态存在于气相中［42］。威远气田在喜马拉雅造山运动期抬升近4 000 m［43］，按照地温梯度30 ℃/1 km计算，抬升后的气藏温度比抬升前大约低120 ℃，温度大幅降低使亨利系数随之增加，地层水中氦气溶解度降低，从而使氦气得以脱溶形成游离态氦气。对比安岳气田，在喜马拉雅造山运动期抬升仅1 000 m，水溶氦再次脱溶量远低于威远气田，导致氦气在2个气田差异富集。
威远气田灯影组在喜马拉雅运动之前埋深约为6 000 m，按地层温度梯度，地层温度接近200 ℃（473.15 K），地层抬升后温度接近80 ℃（353.15 K），由He在水中不同温度对应的不同亨利系数可以看出（图12），抬升前对应的He在水中的亨利系数数值为900，抬升后的为2 600，根据亨利定律计算（公式5），抬升后的He在水中的溶解度是提升前的约0.35倍，则地层水中的超过60%的氦气会再次脱溶释放。
图12 稀有气体在水中的亨利常数［44］

Fig.12 Henry's constant of rare gases in water［44］

X = P / K H e
式中：X为氦气在液体中的摩尔分数，无量纲；P为氦气在气相中的平衡分压，单位为Pa；K为亨利常数，单位为Pa·kg/（m·d）。

4.3　烃类气体丰度不同对氦气富集的影响

氦气往往是与天然气伴生，其含量受到天然气丰度的直接影响。若天然气充注强度过大，高丰度的烃类气体会对氦气造成严重稀释作用，导致氦气含量降低，使之达不到工业开采价值；反之，则有利于氦气的富集。威远气田灯影组天然气藏形成于晚三叠世—早侏罗世，为古油藏裂解气。由于后期抬升剥蚀，气藏的盖层条件遭到破坏，甲烷等烃类气体大量散失，导致气藏中烃类气体占比降低；而安岳气田灯影组处于相对稳定的构造环境中，具有良好的保存条件，甲烷等烃类气体在气藏中能够保持较高的占比［45］。威远气田和安岳气田灯影组氦气含量与甲烷含量有明显的负相关关系（图12），由此可见，烃类气体丰度也是造成2个地区灯影组氦气差异富集的原因之一。
图13 研究区灯影组氦含量与甲烷含量关系

Fig.13 Relationship diagram between the helium content and the methane content in the Dengying Formation of the study area

5 结论

（1）四川盆地威远气田灯影组幔源氦所占比例为0.19%~0.26%，安岳气田灯影组幔源氦所占比例为0.08%~0.79%，均小于1%，为典型的壳源成因氦气。
（2）利用20Ne同位素、氮气及水溶氦脱溶前与初始水溶氦比值计算，明确威远气田灯影组氦气来源于基底花岗岩；安岳气田灯影组氦气主要来源于筇竹寺组页岩，部分来源于基底变质岩。
（3）氦源岩不同造成的初始水溶氦浓度差异是造成威远气田和安岳气田灯影组氦气差异富集的主要原因；威远气田喜马拉雅期构造抬升幅度较大，地层温度降低造成地层水中氦气溶解度降低，氦气再次大量脱溶释放，安岳气田抬升幅度较小，氦气再次脱溶量少，进一步导致2个气田灯影组氦气差异富集；威远气田灯影组烃类气体丰度低于安岳气田灯影组，烃类气体对氦气的稀释作用较弱，有利于氦气富集。

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