天然气地球科学 >

2025 , Vol. 36 >Issue 11: 2029 - 2040

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2025.06.009

非烃气：氦气

四川盆地氦源岩类型及其生氦潜力对比

  • 彭嘉钰 , 1 ,
  • 伏美燕 , 1 ,
  • 黄婷婷 2 ,
  • 朱俊阳 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：.

彭嘉钰（2001-），女，四川遂宁人，硕士研究生，主要从事油气地质研究.E-mail：.

收稿日期: 2025-03-30

  修回日期: 2025-06-05

  网络出版日期: 2025-06-19

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

Comparison of helium source rock types and their helium generation potential in the Sichuan Basin

  • Jiayu PENG , 1 ,
  • Meiyan FU , 1 ,
  • Tingting HUANG 2 ,
  • Junyang ZHU 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: 2025-03-30

  Revised date: 2025-06-05

  Online published: 2025-06-19

Supported by

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

Fold

摘要

四川盆地是氦气勘探的有利区域，发育多类型的氦源岩，但目前对不同氦源岩的生氦潜力尚不明确。以四川盆地采集的99件多类型氦源岩样品为研究对象，通过岩石学分析、全岩主微量元素测试（XRF、ICP⁃MS）、锆石U⁃Pb定年（LA⁃ICP⁃MS）及稀有气体同位素分析（加热熔融—质谱法），系统评价了不同岩性的铀钍含量差异及生氦潜力。结果表明：①四川盆地发育多种类氦源岩，其中花岗岩和泥页岩的铀钍含量高（U=2.92×10-6、Th=17.68×10-6），在盆地内部广泛发育的花岗岩是四川盆地的主力氦源；②四川盆地氦气为壳源氦，基底氦源岩中花岗岩类、变质岩类岩石内赋存氦气含量差异性与岩石种类相关，与铀钍含量关系相关；变质岩类内气体存在微弱幔源混入特征，推测与深部热流活动相关。③通过岩石样品铀、钍含量进行测试得出源岩平均铀钍含量为单位质量岩石生氦潜力泥页岩>花岗岩>变质岩>中性岩>基性岩。明确了四川盆地及周缘氦源岩，为进一步评估四川盆地生氦潜力及资源量预测补充了数据基础，为进一步勘探氦气资源提供了参考。

关键词： 四川盆地; 氦源岩; 铀钍含量; 生氦潜力

本文引用格式

彭嘉钰 , 伏美燕 , 黄婷婷 , 朱俊阳 , 曾鑫耀 , 叶荣杰 . 四川盆地氦源岩类型及其生氦潜力对比[J]. 天然气地球科学, 2025 , 36(11) : 2029 -2040 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2025.06.009

Abstract

The Sichuan Basin is a favorable region for helium exploration， hosting multiple types of helium source rocks. However， the helium generation potential of different source rocks remains unclear. This study systematically evaluates the uranium and thorium content differences and helium generation potential of various lithologies using 99 helium source rock samples collected from the Sichuan Basin. The analyses include petrological examination， whole-rock major and trace element testing （XRF， ICP-MS）， zircon U-Pb dating （LA-ICP-MS）， and noble gas isotope analysis （heating-melting mass spectrometry）. The results indicate that： （1） Various types of helium source rocks are developed in the Sichuan Basin， with granites and mudstones/shales exhibiting higher uranium and thorium contents （U： 2.92×10-6， Th： 17.68×10-6）. Among them， granites， which are widely distributed within the basin， serve as the primary helium source. （2） Helium generation in the basement rocks of the Sichuan Basin is predominantly crust-derived. The helium content in granitic and metamorphic rocks varies with lithology and correlates with uranium and thorium concentrations. Gas within metamorphic rocks exhibits weak mantle-derived incorporation， presumably related to deep thermal flow. （3） Based on uranium and thorium content measurements， the average helium generation potential per unit mass of rock follows the order： mudstone/shale > granite > metamorphic rock > intermediate rock > mafic rock. This study clarifies the distribution of helium source rocks in the Sichuan Basin and its surrounding areas， providing essential data for further assessments of helium generation potential and resource estimation. The findings offer valuable insights for future helium exploration in the region.

Key words： Sichuan Basin; Helium source rock; Uranium-thorium content; Helium generation potential

0 引言

氦气是一种稀缺的战略资源，目前全球氦气供应有限且分布不均，寻找新的氦源具有重要战略意义［1-2］。氦气有壳源和幔源2种来源，目前全球所利用的氦气资源几乎都是来自壳源，即岩石中的铀（235U、238U）和钍（232Th）放射性衰变产生的氦气，前人［3-4］将氦源岩定义为富含铀、钍，能大量生成和排出氦气的岩石。壳源氦气来源于铀、钍元素的放射性衰变，其生成过程极为缓慢［5-7］，且元素的衰变反应与地层温度、压力无关［7-9］。
富含铀、钍元素的岩石主要为变质岩、混合岩及花岗岩。全球发现的大部分壳源富氦气藏氦源岩均为基底的花岗岩与变质岩，如美国的胡果顿—潘汉德（Panhandle-Hugoton）气田，坦桑尼亚的Rukwa气田，以及中国的东坪气田［9-10］，氦来自盆地基底富铀、钍元素的花岗岩或变质岩。除此之外，铀、钍含量较高的有机质页岩（黑色页岩）也被视作是潜在氦源岩［11-13］。在我国亦有学者对页岩中氦气资源潜力进行研究，虽然认为页岩作为氦源岩具有自生自储的特征，但由于页岩的生烃能力较生氦能力大，导致氦气含量被稀释而无法达到工业富氦条件［13-15］。除铀、钍元素含量差异外，氦源岩年龄差异也可能是造成氦气含量差异的原因。虽然东坪气田与胡果顿—潘汉德气田等基岩型富氦气田具有相似的地质条件，但由于氦源岩年龄具有400 Ma的差异导致两者氦气含量差异1.5~2倍［16］。
四川盆地位于上扬子板块，作为中国重要的含油气盆地之一，拥有丰富的天然气资源，同时具备氦气成藏的地质条件。四川盆地从基底至烃源岩层系，分布有多种类型的潜在氦源岩，包括岩浆岩、变质岩和泥页岩等。虽然已有学者［17］对四川盆地以沉积岩为主的氦源岩潜力进行研究，但对其他类型氦源岩尚未开展对比研究，缺乏盆地周缘花岗岩类、变质岩等多种类潜力氦源岩的研究数据。本文针对14条野外剖面采集的氦源岩样品开展研究，分析了四川盆地多种类氦源岩的铀、钍含量，明确了主要氦源，并对多种类氦源岩的生氦潜力进行对比研究，旨在为四川盆地氦气勘探提供依据；本文研究对于揭示该盆地氦气成藏规律、氦气资源潜力评价具有重要的理论和实际意义。

1 研究区地质概况

四川盆地作为古扬子板块西缘的次一级构造单元，其基底结构具有显著的复杂性和区域差异性。根据现有研究，盆地基底主要由结晶基底和变质褶皱基底2个部分构成［18-19］。其中，结晶基底以闪长花岗岩和花岗质混合片麻岩为代表，而变质褶皱基底则主要由中酸性火山岩组成。结晶基底平均埋深约为6 000 m，发育较厚的火成岩层系［19］。四川盆地基底具有明显的三分性特征：太古宇至古元古界的康定群构成了结晶基底的主体，而中元古界黄水河群和新元古界板溪群则组成了变质褶皱基底，形成了双层结构［20］。四川盆地基底整体呈现岩浆—变质—热液多期地质作用的叠加作用，符合活动大陆边缘或造山带的岩石组合特征，广泛分布结晶基底（闪长花岗岩和花岗质混合片麻岩）和变质褶皱基底（中酸性火山岩）组成，埋深平均达6 000 m，并发育较厚的火成岩层［18，21］，具有良好的生氦基础。
四川盆地基底的形成时代可追溯至太古宙，其演化经历了多个关键构造期。研究表明，盆地基底经历了晋宁运动（约850 Ma）、长城运动（约700 Ma）、桐湾运动（约570 Ma）等重大构造事件。这些构造运动塑造了基底的基本格架。作为克拉通盆地，四川盆地深部构造具有稳定性［22］。基底特性不仅控制了盆地的构造格局，对油气资源和氦气资源的分布和富集产生了重要影响。

2 样品采集与实验方法

2.1　样品采集

本文研究对四川盆地及周缘地区芦山县大川镇、天全县脚基坪、荥经县凤凰沟、荥经县牛背山镇、洪雅县瓦屋山、峨眉山市高桥镇、乐山市峨边彝族自治县等14条野外剖面基底岩石野外露头进行了地质样品采集，岩石样品采集位置分布见图1。野外取样99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。典型样品见图2。
图1 四川盆地基底岩性分布及野外取样点（修编自文献［22-23］）

Fig.1 Lithological distribution of the Sichuan Basin basement and field sampling locations（modified from Refs.［22-23］）

图2 四川盆地多种类氦源岩照片及野外露头照片

（a）D1，辉长岩，取自大邑县西岭雪山；（b）D13，花岗岩，取自芦山县马桑坪；（c）D14，玄武岩，取自芦山县镇木坪；（d）D21，钾长花岗岩，取自天全县脚基坪；（e）D36，变质岩，取自荥经县凤凰沟；（f）D52-1，流纹岩，取自荥经县芹菜坪；（g）D59，闪长岩，取自峨眉山市张沟

Fig.2 Photographs of various types of helium source rocks and outcrop samples in the Sichuan Basin

2.2　实验方法

2.2.1　岩石学分析

按照标准程序，选取代表性岩块切割成约1 mm厚的薄片，按照石油天然气行业标准《岩石薄片鉴定》（SY/T 5368—2000），利用偏光显微镜观察、鉴定岩性。

2.2.2　全岩主微量元素分析测试

采用X射线衍射荧光光谱法，全岩主量、微量及稀土元素测试在油气藏地质及开发工程全国重点实验室完成。在实验过程中，首先将岩石样品粉碎研磨至小于200目的粉末；然后称取0.5 g粉末样品放置于已去皮称重的坩埚中，并在高温（1 000 ℃）下烧至恒重，以此来测定样品的烧蚀量；之后，将样品与Li2B4O7和LiBO2混合，在1 050~1 100 ℃温度下制成均匀的玻璃盘，以待上机分析；最后，进行上机测试分析，利用标样GBW07101-07114进行基体效应校正，主要元素的分析精度优于1%。
微量及稀土元素的测试分析采用酸溶法。将小于200目的粉末样品称取50 mg置于聚四氟乙烯瓶中，经过消解、烘干、稀释后，用电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）进行测试。

2.2.3　锆石U⁃Pb定年

将样品制成2.5 cm靶，抛光。用超声波清洗样品，45~60 °C烘箱进行烘干备用。锆石U-Pb定年在四川创源微谱科技有限公司利用LA-ICP-MS完成。LA-ICP-MS由RESOlution LR 193 nm ArF准分子激光剥蚀系统和Thermo iCAP TQ组成。实验过程如下：仪器灵敏度的优化用NIST 612进行调谐，激光剥蚀过程中通入少量高纯氮气（5 mL/min）以增强灵敏度。调谐参数设置为43 μm、3 J/cm2、10 Hz，速度为3 μm/s。优化实验参数，将氧化物产率调节至1%以下（232Th.16O/232Th，在本文实验中小于1%），238U的计数大于300 kcps，同时保证232Th/238U值介于0.95~1.0之间。ICP条件为：冷却气流速：14 L/min；等离子体功率：1 550 W；辅助气流速：0.8 L/min；雾化气流速：0.86 L/min。本文分析的激光条件参数为：氦气流速：350 mL/min；光斑：20 µm；频率：8 Hz；能量密度：3 J/cm2。在正式测试之前，先用玻璃标准物质NIST612、91500 （1 062 Ma［24］）锆石和Tanz（566.16±0.77 Ma［25］）锆石做标样测试，确保仪器精确度。每个样品表面剥蚀2下用于清洗表面Pb污染，然后吹扫 10 s，本底收集15 s，剥蚀时间设置为20 s，最后吹扫 5 s。锆石U-Pb同位素定年测试处理中采用锆石91500和玻璃标准物质NIST 612作外标分别进行同位素校正，以锆石Tanz为标样，检验U-Pb定年数据质量。U-Pb同位素比值利用IOLITE［26］完成计算。

2.2.4　稀有气体同位素测试

采用加热熔融法，稀有气体同位素测试在中国科学院西北生态环境资源研究院完成。选取新鲜样品（岩石、矿物或玻璃），粉碎至0.1~1 mm颗粒，超声波清洗去除表面污染，真空烘干（~100 °C，24 h）以吸附大气气体，将样品装入钽、铂或石墨坩埚，置于超高真空（UHV，<10⁻⁸ mbar）提取系统，通过加热（~150 °C，数小时）或离子泵抽气去除系统残留气体。通过高频感应炉或电阻炉逐步加热（200~1 600 ℃）至熔融，逐步释放包裹体中的稀有气体（He、Ne、Ar等）。释放的气体经纯化（去除活性气体如H₂O、CO₂）后，导入质谱仪（Noble Gas MS）测定气体含量及同位素组成（如³He/⁴He、⁴⁰Ar/³⁹Ar）。关键实验步骤包括阶段加热（区分不同赋存相）、空白校正及同位素分馏校准后得出实验结果。

3 实验结果

3.1　岩性特征与元素组成

本文研究选取的40件岩石样品中以岩浆岩为主，共32件，其中：侵入岩（19件）发育中酸性—中性岩石组合，经薄片鉴定后（图3）根据岩石中矿物组成类型，可细分为占主体的石英闪长岩（5件）、正长花岗岩（4件）、花岗闪长岩（2件）、闪长岩（2件）及石英二长岩（2件），以及样品数较少的并含正长岩类（正长岩、石英正长岩及蚀变正长岩共3件）与花岗正长岩（1件）；喷出岩（4件）以基性—中酸性岩为特征，涵盖玄武岩（3件）和英安岩（1件）；浅成岩（9件）包括辉绿玢岩（2件）、辉绿岩（2件）、花岗斑岩（1件）、花岗闪长斑岩（1件）、二长闪长岩（1件）、花岗二长岩（1件）及石英二长岩（1件）。沉积岩3件均为英安质火山碎屑岩，具体为英安质岩屑晶屑熔结凝灰岩（1件）、含岩屑英安质凝灰岩（1件）和英安质晶屑凝灰岩（1件）。变质岩5件以低级变质岩为主，含千枚岩（2件）、石英片岩（1件），另有蚀变正长岩（1件）和蚀变玄武岩（1件）。
图3 四川盆地多种类氦源岩显微照片

（a）D14，石英闪长岩，5×，（+）；（b）D15，正长花岗岩，5×，（+）；（c）D30，英安质岩屑晶屑熔结凝灰岩，5×，（+）；（d） D36，花岗斑岩，10×，（+）；（e）D55，石英二长岩，2.5×，（+）；（f）D57，蚀变玄武岩，5×，（+）；（g）D59，正长花岗岩，5×，（+）；（h）D59-1，石英正长岩，5×，（+）；（i）D62，蚀变正长岩，5×，（+）

Fig.3 Microscopic photographs of various types of helium source rocks in the Sichuan Basin

将本文研究的岩石样品按照侵入岩类（中性深成侵入岩、酸性深成岩），火山碎屑岩类，变质岩类及基性喷出岩类分类进行地球化学分析，分析结果表明：
中性深成侵入岩（闪长岩、石英闪长岩），SiO₂含量为56%~63%，MgO含量为0.76%~3%，全碱（K₂O+Na₂O）含量为0.83%~6.16%，具有富钾、低镁特征，属于中性岩范围，为钙碱性系列。
酸性深成岩（花岗岩）SiO₂含量为68%~76%，Al₂O3含量为12%~15%，K₂O含量为3.81%~5.59%（D65为5.59%），K₂O/Na₂O>1。
基性浅成侵入岩（辉绿岩、辉绿玢岩）SiO₂含量为47%~50%（如D19、D66），MgO含量为3%~6%（D19为3%），低Mg#（<50），CaO含量为8%~10%。
火山碎屑岩SiO₂含量为70%~76%（如D38-1、D58），K₂O含量为4%~5%（D58为4%），LOI含量为1%~2%（D38-1为2%），高硅，属酸性火山岩，高钾钙碱性系列。
变质岩类（千枚岩、片麻岩）SiO₂含量为50%~69%（如D62片麻岩为69%），与原岩成分相关。K₂O含量为2%~5%（D62为2%），Na₂O含量为1%~3%；LOI含量为2%~5%（D61千枚岩为5%），含羟基矿物（如绢云母）。
基性喷出岩（玄武岩）SiO₂含量为47%~53%（如D57、D64），MgO含量为5%~7%（D57为6%），Mg#=50，接近原始岩浆。TiO₂含量为1%~2%（D57为1.2%），为典型基性岩，属低钛玄武岩。

3.2　包裹体气体组分测试结果

本文研究选取7件不同岩性的露头岩石样品，粉碎为100目粉末，采用加热熔融法提取粉末样品中的稀有气体，将气体提纯分离后用稀有气体同位素质谱仪分析氦气、氖气含量与同位素特征。实验结果如表1所示，本文测试样品中4He含量分布范围为（0.57~25.67）×10⁻⁶ cm³STP/g，20Ne含量分布范围为（0.024 9~0.083 9）×10⁻⁶ cm³STP/g，³He/⁴He值范围为2.7×10⁻⁸~3.6×10⁻⁷（0.017~0.258 Ra），20Ne/22Ne值范围为9.64~10.47和21Ne/²²Ne值范围为0.012~0.103。
表1 熔融法包裹体气体组分测试结果

Table 1 Test results of gas components in inclusions by the melting method

样品编号 岩性 4He/10-6 20Ne/10-6 4He/（10-6 cm3 STP/g） 20Ne/（10-6 cm3 STP/g） 3He/4He 20Ne/22Ne 21Ne/22Ne
D9-1 正长岩 16.8 0.078 5.383 0.0249 8.6 × 10⁻⁸ 9.90 0.035
D7 花岗二长岩 81.3 0.137 25.67 0.0434 3.2 × 10⁻⁸ 9.64 0.103
D45 花岗闪长斑岩 38.3 0.198 0.134 0.0693 8.8 × 10⁻⁸ 9.91 0.025
D31 正长花岗岩 71.1 0.182 0.244 0.0624 5.7 × 10⁻⁸ 10.47 0.012
D8-1 石英片岩 7.9 0.131 2.76 0.0456 3.6 × 10⁻⁷ 10.36 0.069
D51 英安岩 99.7 0.221 0.349 0.0774 2.7 × 10⁻⁸ 9.91 0.026
D25 辉绿岩 1.6 0.241 0.057 0.0839 3.2 × 10⁻⁷ 10.01 0.029

3.3　花岗岩的U-Pb定年结果

本文研究选取4件花岗岩样品D5、D17、D49和D53，然后分别选取30个代表性锆石进行U-Pb定年测试。测试分析结果表明：4件花岗岩样品锆石的Th元素含量分别为（32.84~580.04）×10⁻⁶、（63.71~4 676.45）×10⁻⁶、（74.03~771.59）×10⁻⁶、（165.13~2 495.41）×10⁻⁶，U元素含量分别为（96.25~1 704.01）×10⁻⁶、（98.40~1 772.05）×10⁻⁶、（110.12~477.98）×10⁻⁶、（164.02~3 153.88）×10⁻⁶。Th/U值分别为0.18~0.64（平均为0.30）、0.61~2.64（平均为0.85）、0.64~1.76（平均为1.06）、0.27~3.43（平均为0.86），Th/U值均大于0.1，表明锆石为典型的岩浆成因［27］。

4 讨论

4.1　花岗岩为主力氦源岩

氦气的形成与铀、钍元素的放射性衰变密切相关［28］，受铀、钍含量、岩体总体积和衰变时间周期的影响。前人［5-7，9，17］研究表明，不同类型氦源岩（如花岗岩、基性岩、沉积岩）的铀钍含量存在显著差异，这种差异主要受岩石成因、地质年龄、构造背景和后期改造作用的控制［9-10，29］。
本文研究中将表2中测试结果按照花岗岩、中性岩、基性岩及变质岩分类并对每种岩性的铀、钍平均含量进行统计，并引用前人报道的上扬子地区龙马溪组、筇竹寺组的铀、钍平均含量（表3）。结果如表4所示，铀的平均含量：泥页岩>花岗岩>中性岩>变质岩>基性岩；钍的平均含量：花岗岩>变质岩>泥页岩>中性岩>基性岩；从铀、钍含量分析，虽然花岗岩和泥页岩具有较大的生氦潜力，但花岗岩年龄古老且体积大，具备更有利的生氦条件。四川盆地的川南地区、川东地区、川西地区（图1）均有基底花岗岩发育。美国富氦气田潘汉德—胡果顿气田，坦桑尼亚Rukwa气田主力氦源为下伏古老花岗岩［9-10］；我国最早发现的富氦气田——威远气田，其氦气含量可达0.2%以上［29］。尽管安岳气田与威远气田具有相似的天然气成藏条件，且两者天然气均主要来源于筇竹寺组，但安岳气田的氦气含量显著低于威远气田。已有研究表明，安岳气田基底缺乏花岗岩分布［29］，而威远气田基底则发育有广泛的花岗岩体［30］ 。鉴于花岗岩被普遍认为是富氦气藏的主要氦源岩［5，16，29，31］，二者基底岩性差异可能是导致氦气富集程度不同的关键因素。因此，本文研究中将花岗岩作为主力氦源进行详细分析。
表2 研究区岩石样品U、Th元素分析测试结果 (10-6)

Table 2 U and Th element analysis results of rock samples from the study area

元素 样品编号
D41-002 D41-008 D41-009 D41-016 D41-019 D41-020 D41-021 D41-026 D41-027 D41-028 D41-029 D41-030 D41-031 D41-032 D41-033 D41-034 D41-039
Th 13.189 0.918 14.025 24.294 11.850 19.889 16.126 12.478 49.280 17.370 14.213 26.985 36.608 12.474 12.307 30.999 33.053
U 3.109 12.208 4.086 4.758 2.409 3.230 3.117 2.548 4.146 3.101 4.404 3.944 2.920 3.172 1.723 2.518 1.889
表3 研究区龙马溪组、筇竹寺组U、Th含量

Table 3 U and Th contents of the Longmaxi and Qiongzhusi formations in the study area

层位 地区（井号） U/10-6 Th/10-6 出处
龙马溪组 川南威远—长宁地区 10.34（平均） 25.23（平均） 文献［32］
焦石坝地区JYA、JYD井 13.52（平均） 25.1（平均） 文献［33］
川东南黔江地区QQ1井 12.74（平均） 18.05（平均） 文献［34］
上扬子东南地区 13.38（平均） 16.28（平均） 文献［17］
筇竹寺组 J1井 16.13 8.28 本文数据
6.26 9.43
Z1井 9.90 9.05
10.10 10.38
9.27 9.35
10.34 9.37
17.79 9.08
22.71 10.24
9.03 10.24
10.36 13.97
表4 研究区岩石样品U、Th元素平均含量

Table 4 Average U and Th contents in rock samples from the study area

岩性 测试件数 U/10-6 Th/10-6 出处
花岗岩 16 2.92 17.68 本文数据
中性岩 5 2.04 11.21
基性岩 12 1.53 6
变质岩 4 1.88 15.68
筇竹寺组页岩 10 12.19 9.94
龙马溪组页岩 — 12.50 21.165 文献［17，32-34］
本文研究的花岗岩样品取自芦山县大川镇、天全县脚基坪、峨眉山市高桥镇、乐山市峨边彝族自治县等剖面，均位于四川盆地西缘的“松潘—甘孜造山带→龙门山断裂带→扬子克拉通”过渡体系。通过对主量元素进行分析可知花岗岩样品主要属于高钾钙碱性花岗岩［图4（a）］，具有准铝质—过铝质特征［图4（b）］，微量元素呈现出LREE富集，δEu呈现出负异常特征，Ga/Al呈现出低—中等特征，形成了以S型花岗岩为主导（D15、D16、D65、D67），少量I型（D7-2、D18、D22）与过渡类型（D59）的花岗岩类型。结合R 1—R 2花岗岩构造环境判别图［图4（c）］，样品点主要落入造山后及造山晚期区域，指示花岗岩形成于造山带演化后期；在伸展型构造判别图［图4（d）］中，样品点分布至伸展型区域，表明花岗岩主要形成于伸展环境。
图4 研究区内花岗岩K2O—SiO2岩石系列判别图解（a）、铝饱和指数判别图解（b）、R 1—R 2图解（c）和Lg［CaO/（K2O+Na2O）］SiO2 -SiO2图解（d）

（a）图据文献［41-43］；（b）图据文献［44］；（c）图据文献［45］；（d）图据文献［46］

Fig.4 Discrimination diagrams for granite in the study area， including： K₂O-SiO₂ rock series discrimination diagram（a），Aluminum saturation index discrimination diagram（b），R 1 - R 2 diagram（c），Lg［CaO/（K₂O+Na₂O）］SiO₂-SiO₂ diagram（d）

根据本文研究的花岗岩锆石U-Pb定年结果，大邑县西岭雪山与芦山县大川镇剖面、荥经县牛背山镇剖面、天全县脚基坪剖面及峨眉山市高桥镇的4件花岗岩样品的平均年龄分别为830.15±16 Ma（MSWD=1.08）、821.14 Ma（MSWD=0.96）、738 Ma（MSWD=2.7）和832.23 Ma（MSWD=2.2）。经过数据分析后，认为花岗岩样品206Pb/238U年龄主要在830 Ma左右，表明基底花岗岩侵入时代为新元古代，与前人［30，35］报道的威远地区花岗岩的年龄接近。
四川盆地花岗岩在盆内及盆缘广泛分布，作为重要的氦源岩，具有较高的铀钍含量，尤其是S型花岗岩，显著高于I型花岗岩，在本文测定的样品中，S型花岗岩样品U、Th平均值为分别为20.96×10-6，4.22×10-6，远大于I型花岗岩样品的平均含量7.12×10-6、1.01×10-6。这种差异主要与花岗岩的岩浆来源和分异程度有关，S型花岗岩通常来源于地壳物质的部分熔融，富集铀、钍元素，而I型花岗岩则更多地与地幔物质相关，铀、钍含量相对较低［36］。结合样品定年数据，可确定其形成于新元古代时期，反映晋宁期造山带发生拆沉作用，使地壳发生部分熔融，形成造山后活动大陆边缘的高钾钙碱性花岗岩类［37-38］。晋宁运动时期，扬子板块与华夏板块的碰撞造山事件，致扬子板块西缘的陆壳物质发生强烈变形、变质和深熔作用，形成高级变质岩和花岗质岩浆侵入体，构成四川盆地的结晶基底［39］。经过漫长的地质历史，U、Th的放射性衰变积累大量的氦气，受到构造抬升、异常高温等因素影响时，花岗岩中的氦气会大规模释放。由于花岗岩不具备生烃能力［31，40］，避免了氦气在累积过程中被烃类气体大规模稀释，有利于游离氦的富集。

4.2　不同种类氦源岩初始氦成因分析

在判断氦气的来源特征时，通常采用氦气2种同位素比（3He/4He）来判断氦气的成因以及来源［4，46-47］。氦气的2种稳定同位素3He和4He，3He的主要来源是地幔，由脱气作用产生，4He的主要来源是U、Th的放射性衰变。由于两者来源不同，可以根据氦同位素比值（3He/4He）对氦气的来源进行识别（表5）：
R / R a = ( H 3 e / H 4 e ) 样品 ( H 3 e / H 4 e ) 大气
表5 氦气成因同位素划分参数

Table 5 Classification parameters of helium-derived isotopes

R/Ra 3He/4He
R/Ra>3.94 幔源为主，>50%
R/Ra>1 幔源为辅，>12%
R/Ra>0.1 幔源可忽略，>1.1%
R/Ra<0.1 壳源
氦气在岩石中主要赋存于矿物晶粒间、气相与液相包裹体和矿物晶格间［48-51］，加热熔融法可提取岩石样品中矿物晶格中的气体［52-53］，可对花岗岩中赋存氦气成因进行判别。
根据实验结果分析，不同种类岩石样品中的氦气（4He）含量存在明显差异性，其中花岗二长岩（D7）和正长花岗岩（D31）具有较高的氦气浓度，而石英片岩（D8-1）和辉绿岩（D25）中氦气含量相对较低。这与不同种类岩石中铀、钍元素含量差异相关，再次验证了花岗岩的生氦潜力大于变质岩与侵入岩。
从氦同位素特征来看，样品中³He/⁴He值为（0.026 8~0.360 8）×10⁻⁶（对应 0.019~0.258 Ra），显著低于大气值（1 Ra），指示氦气以壳源放射性成因为主；大部分研究样品中的氦同位素小于0.1 Ra（图5），为典型的壳源成因，部分石英片岩和辉绿岩样品（D8-1、D25）表现出略高于0.1 Ra的3He/4He值，反映其可能存在部分微弱幔源贡献的特征，推测与深部热液活动沟通有关。
图5 岩石赋存氦气来源成因及氖同位素判识

Fig.5 The origin of helium gas in rocks and the identification of neon isotopes

从氖同位素特征来看，20Ne/22Ne值范围为9.641~10.47，接近大气值9.8，其中最大值10.36为石英片岩，高于大气中值和地壳值，其3He/4He值也显示出壳幔混合特征；21Ne/22Ne值范围为0.012~0.103，其中花岗二长岩的21Ne/22Ne值较高，这与其富含铀、钍元素，经历α衰变反应生成氦气的过程有关［49］，与其较高的氦气含量形成佐证。研究区的岩石类型对氦气赋存特征具有重要影响，其中高氦含量的岩性主要为花岗岩类，低氦含量的岩性主要为变质岩类。

4.3　多类型氦源岩生氦潜量对比

由前文分析可知，四川盆地的氦气成因以壳源为主，根据放射性衰变原理，U和Th放射性衰变产生4He，岩石内部生成的原位氦量与温度、压力无关［4-5，15］。
由铀、钍衰变生成氦的速率公式［4，54］，可得单位质量岩石生氦速率为：
V 4 H e=1.21×10-13［U］+0.287×10-13［Th］
将表3中数据按照不同岩性代入计算可得不同岩性岩石生氦速率如图6所示：
图6 四川盆地基底不同岩石种类U、Th含量及生氦潜量对比

Fig.6 Comparison of U and Th contents and helium generation potential of different rock types in the basement of the Sichuan Basin

根据计算结果，单位质量岩石生氦速率为龙马溪组页岩>筇竹寺组页岩>花岗岩>变质岩>中性岩>基性岩，虽然2套页岩的生氦速率大于花岗岩，但四川盆地基底花岗岩的年龄（830 Ma）远大于2套页岩（518 Ma、442 Ma［55］），因此仅凭页岩提供的生氦累积量不足以成为主力供应氦源。尽管页岩中氦气被天然气所稀释，但其氦气资源总量十分可观。川南地区五峰组—龙马溪组累积探明页岩气地质储量为2.73×1012 m3，年产量超240×108 m3［56］，氦气平均含量为0.020 8%~0.026 7%［57］，按照比例法计算川南地区龙马溪组氦气储量可达5 678.4×108 m3。随着氦气富集分离技术的进步，能够使低浓度氦气浓缩后富集，提高提氦效率，将低含氦页岩气中总量巨大的氦气资源进入工业开发利用，保证我国氦气资源供应。

5 结论

（1）四川盆地发育多种类氦源岩，其中以基底花岗岩、龙马溪组和筇竹寺组页岩的铀钍含量最高。花岗岩在盆地广泛发育，大部分为晋宁运动时期形成的以S型花岗岩为主，少量I型及过渡型发育的多种类氦源岩，是四川盆地的主力氦源岩。
（2）四川盆地基底氦源岩生氦以壳源氦为主，花岗岩类，变质岩类岩石内赋存氦气含量差异性与岩石种类相关，富铀、钍花岗岩类中氦气含量大于变质岩类；变质岩类内气体存在微弱幔源混入特征，推测与深部热流活动相关。
（3）通过计算源岩平均铀、钍含量可知单位质量岩石生氦潜力为泥页岩>花岗岩>变质岩>中性岩>基性岩。虽然受到烃类稀释作用影响，龙马溪组和筇竹寺组天然气中氦含量较低，但页岩的生氦总量大。随着提氦技术的持续提升，富铀、钍页岩所赋存的自生自储型天然气及其伴生氦资源，正逐步具备实现效益化开采的可行性。

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