Natural Gas Geoscience >

2023 , Vol. 34 >Issue 4: 628 - 646

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2023.03.017

Differential enrichment of helium-rich gas reservoirs in Songliao Basin and favorable area forecast

  • Huanhuan ZHAO , 1, 2, 3 ,
  • Kaikang LIANG 1, 2, 3 ,
  • Zhifu WEI , 1, 2 ,
  • Yongli WANG 4 ,
  • Chunhui CAO 1, 2
Expand
  • 1. Northwest Institute of Eco⁃Environment and Resources，Chinese Academy of Sciences，Lanzhou 730000，China
  • 2. Key Laboratory of Petroleum Resources，Gansu Province/Key Laboratory of Petroleum Resources Research，Chinese Academy of Sciences，Lanzhou 730000，China
  • 3. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China
  • 4. Laboratory of Cenozoic Geology and Environment，Institute of Geology and Geophysics，Chinese Academy of Sciences，Beijing 100029，China

Received date: 2022-10-22

  Revised date: 2023-03-21

  Online published: 2023-04-18

Supported by

The Project of Stable Support for Youth Team in Basic Research Field, CAS(YSBR-017)

Fold

Highlights

Helium is a scarce strategic resource and plays an important role in national security and high-tech fields. Songliao Basin， as one of the large continental petroliferous basins in China， has a good display of helium resources. However， there is no clear understanding of the source of helium， especially lack of systematic summary of its enrichment rule. Hence， the characteristics of helium source and distribution in Songliao Basin are summarized in this paper. Combined with tectonic evolution and magmatism， the migration and enrichment rules are preliminarily analyzed， and the favorable exploration areas of helium-rich gas reservoirs are predicted. The results show that the Songliao Basin is mainly composed of mantle-derived helium and crust-derived helium， and the contribution of mantle-derived helium is different in the north and south. The basement and peripheral granite， deep and large faults and favorable cap beds are the most important factors affecting helium enrichment. The central and southern parts of the basin are favorable areas for mantle source helium accumulation， the southeast is favorable area for crust source helium accumulation， and the central depression and southeast uplift are favorable areas for crust mantle mixed source helium accumulation. The results have guiding significance for efficient exploration and development of helium gas in Songliao Basin.

Cite this article

Huanhuan ZHAO , Kaikang LIANG , Zhifu WEI , Yongli WANG , Chunhui CAO . Differential enrichment of helium-rich gas reservoirs in Songliao Basin and favorable area forecast[J]. Natural Gas Geoscience, 2023 , 34(4) : 628 -646 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2023.03.017

0 引言

氦（Helium）是惰性元素之一，单原子分子，原子半径约为5.3×10-2 nm，氦气具有熔点和沸点低、易扩散、难密封、难溶解和化学惰性等特征。氦气被广泛应用于航空航天、医疗、工业和科学研究等领域，是重要的战略资源［1-4］。目前，由于我国氦气资源探明率低、潜力不明，已探明气藏品位低、储量小，氦气资源需求缺口巨大，对外依存度超过95%，国家氦气资源安全形势十分严峻。因此，开展国内富氦气藏的勘探与氦气资源评价，发展国有气源已成为当前迫切需求［5-7］。
关于富氦气藏中氦源岩和氦气的运聚成藏机理等问题是目前研究的焦点。前人针对全球大多数含氦气田的研究表明，氦源岩多为规模不同的花岗岩基底，如美国潘汉德—胡果顿气田的前寒武纪基底花岗岩体为其主要的氦气来源；中国渭河盆地基底和周边发育火成岩体，无论是壳源氦还是幔源氦气藏，其来源都与深部岩浆作用有关，壳源氦与富铀花岗岩关系密切［8］。我国首个特大致密砂岩型富氦天然气藏——鄂尔多斯盆地东胜气田，氦气为典型壳源成因［9］；卢进才等［10］发现汾渭盆地天然气为国内外少有的以壳源氦为主，有少量幔源氦加入的富氦天然气，并具有较高含量的幔源甲烷。目前，研究者普遍认为，地下水是氦气运移的主要载体，不同地层条件下的气体溶解/脱溶过程是重要的氦气富集机制［11-12］。同时，稀有气体地球化学也是研究地下水迁移的重要手段［13-14］。张文等［15-16］利用稀有气体地球化学指标与气—水分馏、气—油—水分馏机制分析了我国渭河盆地氦气运聚成藏模式；BROWN等［17］利用气体地球化学特征、地层条件与气—水动态分馏机制、不同地层氦气形成通量等相结合的研究手段，分析了潘汉德—胡果顿气田氦气来源与聚集过程；根据前人研究可以看出，关于氦气的运聚成藏，不同区域具有一定的差异性及复杂性。受研究程度限制，这些研究成果对富氦天然气形成机理及影响因素未做深入讨论。因此，对于不同的研究区域，应该具体分析，讨论其氦气成藏规律及划分有利区带。
中国自20世纪80年代开始在松辽盆地中发现具有工业含量氦气显示，至今已发现多个工业含量氦气聚集，在松辽盆地北部已发现30余口氦气含量大于0.1%的天然气藏，揭示其具有良好的氦气发展前景。但目前对于松辽盆地氦气来源没有明确的认识，对其富集规律研究缺少系统总结。本文拟通过对松辽盆地火成岩、沉积岩、变质岩地球化学特征的统计和计算，对比分析松辽盆地构造和地层分布特征、氦气分布和来源，并结合壳幔演化对氦气成藏的控制作用，提出松辽盆地潜在的氦源岩、氦气成因以及富氦气藏运聚成藏机理等，以期为松辽盆地氦气资源潜力评价和进一步勘探提供科学依据。

1 地质背景

松辽盆地位于中国东北部，地处伊兰—伊通断裂以西、大兴安岭以东地区（图1），处在中朝板块和西伯利亚板块复杂的构造演化带内，受郯庐断裂、中亚造山带和太平洋板块俯冲的影响［18-19］，内部由多组深大断裂所分隔，是叠置于古生代基底之上的大型中、新生代陆相沉积盆地［20］。松辽盆地纵横交错的断裂将盆地分割成不同的区域，呈现了东西分带、南北分块的面貌［21］。其中长春—哈尔滨断裂带、孙吴—双辽断裂带及嫩江—八里罕断裂带为NW向岩石圈断裂带［22］，与盆地壳幔演化等具有直接关系。前人［23-26］研究指出，松辽盆地比周边山岭岩石圈厚度薄近百公里，且认为松辽盆地是软流圈上涌的区域，深大断裂将直接沟通地幔源区，作为良好的幔源气体运移通道。壳断裂主要有依安—镇赉壳断裂（北兴西—镇赉壳断裂、依安—镇赉隐伏壳断裂）、绥棱—肇东隐伏壳断裂和北西西向的滨州壳断裂；基底断裂主要有北北东向的海伦—肇州断裂、北西西向的坦途—第二松花江断裂、扎赉特旗—肇源断裂、富裕—绥化断裂、依安—海伦断裂等。壳断裂和基底断裂是连接浅部沉积地层和地壳深部及盆地基底的主要通道，对壳源气体的垂向运移具有重要的作用。
图1 松辽盆地大地构造背景（a）及构造划分（b）（据文献［27-31］，修改）

Fig.1 Tectonic setting（a） and tectonic division（b） of Songliao Basin（modified from Refs.［27-31］）

根据盆地边界断裂和基底形态，可将松辽盆地划分为中央坳陷区、东北隆起区、西南隆起区、东南隆起区、西部斜坡区和北部倾没区6个构造单元［图1（b）］［22］，松辽盆地垂向上显示出“下断上坳”的双层结构［32］，从下到上依次为基底构造层、断陷层、坳陷层和反转构造层4个部分，每个构造层之间均以明显的区域不整合为界［27，33］，并依次对应着石炭纪—二叠纪及以前的变质岩基底和花岗岩，火石岭组—营城组的一套由火山岩和碎屑岩等组成的受正断层控制的地层，登娄库组—嫩江组以碎屑岩为主的沉积地层，以及嫩江组之后的反转构造层［34］。其中盆地基底和盆地周缘的花岗岩构成了侵入岩的主体，且盆地内部花岗岩具有自东向西逐渐年轻的分布规律［35］，断陷层中酸性火山岩为松辽盆地内部主要的喷出岩。松辽盆地独特的地层分布特征、构造及演化特征对松辽盆地内部氦气分布特征造成显著的影响，构造—岩浆作用及盆地演化特征与氦气源储、运聚的相关性将直接影响到松辽盆地氦气资源的勘探与研究。

2 松辽盆地氦气成因分析

氦气来源主要有壳源和幔源2种，在氦的同位素中，3He是在元素合成时所形成的核素，即为地球形成过程中所捕获的原始氦，4He多为地球中U和Th等放射性元素衰变产生的核素，常用氦同位素比值（3He/4He）来判断氦气的成因［36］。本文统计分析了松辽盆地162个固体样品和气体样品的氦同位素（图2，表1），结果表明松辽盆地样品R/Ra值变化范围较大，介于0.088~5.843之间，幔源氦比例介于0.5%~74.2%之间，根据简单的壳幔二元复合公式可知，多数样品数据显示松辽盆地氦以壳幔混源为主。
图2 幔源氦比例和样品数的频数分布

Fig.2 Frequency distribution of mantle-derived helium proportion and sample number

表1 松辽盆地氦来源及同位素统计

Table 1 Source and isotope statistics of helium in Songliao Basin

区域 样品类型 井/孔号 层位 深度/m R/Ra 幔源氦/% He/% 数据来源
松辽盆地南部 南部地区

固体样品

（火山岩）

 长深1 K1 3 575 2.63 33.35 ［38］
长深1-2 K1 3 672 3.10 39.34
长深103 K1 3 723 3.04 38.58
长深103 K1 3 726 3.01 38.20
长深3 K1 2 670 2.51 31.82
老深1 K1 2 574 1.37 17.29
德深5 K1 1 718 1.94 6.58
德深5 K1 2 580 1.45 24.55
坨深1 K1 2 104 1.76 18.31
红73 K1 1 873 3.11 22.26
乾198 K1 2 279 5.24 39.47
万17 K1 2 096 3.18 66.63
万22 K1 2 168 0.93 40.36
孤7 K1 1 550 2.12 26.85
孤9 K1 1 638 3.72 47.25
CS1 K1 yc 3 350~3 594 2.06 25.8 ［39］
CS1-2 K1 yc 3 838 1.90 23.7
CS1-1 K1 yc 3 880 2.10 26.3
CS1-2 K1 yc 3 739 2.08 26.0
长岭断陷 气体样品 Chs1 K1 yc 3 615 1.9 23.7 0 ［32］
Chs1 K1 yc 3 594 2.1 26.3 0.03
Chs103 K1 d 3 498~3 509 2.1 26.3 0
Chs1-1 K1 yc 3 739 2.3 28.9 0.013
Chs1-2 K1 yc 3 697~3 704 2.1 26.3 0.013
Chs2 K1 yc 3 792~3 809 2.1 26.3 0
Chs6 K1 yc 3 165~3 863 1.9 23.7 0
Chs103 营城组 3 723 3.04 38.3
Chs103 营城组 3 726 3.01 37.9
Chs1-2 营城组 3 627 3.1 39.1
Chs3 营城组 2 670 2.51 31.5
长深X1 3 508~3 734 2.79 35.1 ［40］
长深X2 4.56 57.8
长深X3 1.59 19.8
长深X4 3.87 49.0
万金塔 万2 泉三段 839~863 4.91 62.3 ［41-44］
万5 泉三段 740 3.34 42.2
孤店 孤12 泉四段 3.24 40.9
孤9 泉四段 1 572~1 580 3.22 40.6
双城—太平川地区 三3 F 595 0.1 1.05 ［45］
三202 F 804.3 0.09 0.92
三4-1 FY 953 0.12 1.31
三4-2 F 878 0.1 1.14
三2-4 F 688 0.13 1.47
三203 F 693 0.1 1.11
五101 F 818 0.25 3.05
五109 F 848 0.28 3.45
五深1 F 713 0.19 2.19
五106 F 813 0.26 3.11
五102 F 812 0.19 2.19
万11 Y 1 265 0.48 5.99
双17 F 707 0.31 3.72
庄深1 F 743 0.39 4.80
吉林油田 Wan2 K 816~898 4.91 62.3 ［46］
Wan5 K 811~1 072 4.10 51.9
Wan6 K 807~816 4.99 63.3
Wan8 K 816~897 4.30 54.5
Wan9 K 900 4.08 51.6
Qian7-9 K 1 814 4.16 52.7
Hong201 K 1 185~1 216 2.10 26.3
Mao10 K 1 908 0.829 10.0
Mao11 K 1 890 0.941 11.5
Nong28 K 0.678 8.1
301-l K 1 944 0.779 9.4
A4-4 K 2 129 0.375 4.2
松辽盆地北部 徐家围子断陷 气体样品 芳深9 3 602~3 620 3 37.8 2.435 ［47］
芳深9 3 602~3 623 2.79 35.1 2.743
芳深2 2 720~2 995 0.6 7.1 0.03 ［48］
徐深1 4 446~4 466 1.1 13.5 0.01
徐深5 3 611~3 629 0.9 10.8 0.01
徐深6-2 3 570~3 759 0.9 10.6 0.01
升深2-1 2 860~2 869 1.8 21.8 0.02
升深更2 2 955~2 965 1.8 21.9 0.03
Xs1-1 K1 yc 3 416~3 424 1.1 13.5 0.01 ［32］
Xs1-201 K1 yc 3 328~3 358 1.2 14.8 0.011
Xs5 K1 yc 3 611~3 629 0.9 10.9 0.014
Xs6 K1 sh 3 629~3 637 1.0 12.2 0.008
Xs6-04 K1 yc 3 505~3 515 1.3 16.1 0.013
Xs6-2 K1 yc 3 570~3 759 0.9 10.9 0.011
Xs6-208 K1 yc 3 542~3 550 1.2 14.8 0.011
Xs603 K1 yc 3 514~3 521 1.2 14.8 0.012

注：F代表下白垩统泉头组四段扶余油层组；Y代表下白垩统泉头组三段杨大城子油层组

表1 松辽盆地氦来源及同位素统计（续）

Table 1 Source and isotope statistics of helium in Songliao Basin（continue）

区域 样品类型 井/孔号 层位 深度/m R/Ra 幔源氦/% He/% 数据来源
松辽盆地北部 徐家围子断陷 Xs1 K1 y 3 440~3 750 1.03 12.6 ［49］
Xs1-1 K1 y 3 370~3 750 0.92 11.2
Xs6 K1 y 3 561~3 637 0.99 12.1
Ws1 K1 y 3 042~3 075 1.97 24.6
Ss1 K1 y 2 645~2 824 0.88 10.7
Fs1 K1 d 2 864~2 937 0.58 6.8
Fs9 K1 d 3 602~3 632 2.09 26.2
Sq1-1 K1 q 1 726~2 156 0.90 10.9
Sq1-2 K1 q 1 747~2 034 0.98 12.0
W22-21 K1 q 1 920~2 135 1.07 13.1
W28-22 K1 q 1 995~2 099 0.97 11.8
W24-23 K1 q 1 799~2 139 1.11 13.6
S502 K1 q 1 774~2 200 1.00 12.2
W32-19 K1 q 1 894~2 032 0.65 7.7
S58 K1 q 1 696~2 035 0.86 10.4
W21-18 K1 q 1 827~2 051 0.98 12.0
Song18 K1 q 1 670~1 958 0.92 11.2
D4 K1 q 790~799 0.54 6.3
Xd2 K1 q 786~808 0.55 6.5
Z53-44 K2 y 1 425~1 438 0.29 3.1
F122-104 K2 y 1 439~1 501 0.45 5.2
F40-18 K2 y 1 431~1 468 0.18 1.7
X66-34 K2 y 1 605~1 628 0.14 1.2
F3-32 K2 y 1 447~1 488 0.30 3.3
S74-22 K2 y 1 461~1 496 0.27 2.9
庆深气田 气体样品 芳深2 K1 d 3 096 5.843 74.2 0.034 ［50-51］
芳深9 K1 yc 3 632 2.464 31.0 0.013
芳深701 K1 yc 3 840 1.957 24.5 0.002
汪深1 K1 yc 3 528 1.786 22.3 0.046
升深更2 K1 yc 2 965 1.771 22.1 0.03
升深2-1 K1 yc 2 997 1.757 21.9 0.02
升深2-25 K1 yc 3 021 1.743 21.7 0.024
芳深6 K1 yc 3 409 1.571 19.5 0.016
芳深5 K1 d 1 3 210 1.521 18.9 0.024
徐深603 K1 yc 3 521 1.207 14.9 0.012
徐深1-1 K1 sh 3 960 1.100 13.5 0.01
徐深1 K1 yc 4 548 1.100 13.5 0.011
徐深6 K1 sh 4 060 1.043 12.8 0.007
升深1 J 2 933 0.993 12.1 0.024
卫深5 K1 sh 3 791 0.821 9.9 0.024
芳深8 C—P 4 201 0.771 9.3 0.013
徐深5 K1 yc 3 623 0.89 10.8 0.014
徐深1-201 K1 yc 3 328 1.15 14.1 0.011
徐深6-104 K1 yc 3 505 1.29 15.9 0.013
徐深6-208 K1 yc 3 542 1.24 15.3 0.011
北部地区

固体样品

（火山岩）

 达深1 K1 3 088 0.56 6.96 ［38］
徐深1 K1 3 526 1.45 18.31
徐深6 K1 3 851 0.74 9.25
徐深8 K1 3 743 1.49 18.82
徐深9 K1 3 878 1.30 16.39
徐深21 K1 3 529 0.26 3.13
升深1 K1 2 667 1.09 13.72
升深4 K1 2 941 1.44 18.18
升深7 K1 3 731 0.78 9.76
升深201 K1 3 582 1.65 20.86
芳深2 K1 2 885 0.59 7.34
芳深7 K1 3 181 3.70 46.99
汪904 K1 2 969 1.86 23.53
尚深2 K1 281 0.75 9.38
尚深2 K1 3 250 0.98 12.31
宋深1 K1 3 479 1.71 21.62
宋16 K1 939 0.47 5.81
肇深3 K1 2 886~2 902 0.49 6.07
同深1 K1 3 074~3 077 1.84 23.28
古深1 K1 4 490 2.83 35.90
葡深1 K1 5 345 0.20 2.37
杜13 K1 1 624 1.11 13.97
昌德东 芳深9 营城组 3 602~3 623 3.21 40.5 ［41-44］
五大连池 气苗 2.9 36.5
昌德气田 X-1 K1 yc 3 649~3 642 2.46 30.9 ［52］
徐深 8 X-2 K1 yc 3 576~3 602 1.93 24.1
兴城气田 X-4 K1 yc 3 592~3 624 1.1 13.5
X-5 K1 yc 3 542~3 550 0.99 12.1
大庆地区 La6-290 K 935~1 202 2.18 27.3 ［46］
Ta301 K 1 244~1 306 1.91 23.9
Gu3l K 1 201~1 213 1.38 17.1
Xing5 K 900~1 200 1.28 15.8
Kai58 K 1 271~1 321 0.829 10.0
Zhao51 K 700~704 0.088 0.5
Fangshen4 K 2 825~2 869 0.948 11.6

注：F代表下白垩统泉头组四段扶余油层组；Y代表下白垩统泉头组三段杨大城子油层组

从图2可以看出，统计的162个样品中，有110个样品的幔源氦比例集中在10%~50%之间，42个样品的幔源氦比例小于10%，表明松辽盆地整体上以壳幔混源氦为主，单纯的壳源和幔源氦相对少见，由此推断，在松辽盆地中，单一的地壳或地幔成因氦气成藏可能性较小。

2.1　幔源氦

松辽盆地南部和北部幔源氦贡献比例存在明显的差异。松辽盆地南部R/Ra值介于0.09~5.24之间，平均值为3.0；北部R/Ra值介于0.088~5.843之间，平均值为1.3，明显低于南部地区。在图3（a）中，就R/Ra值而言，松辽盆地北部整体偏低，而南部整体偏高；同样如图3（b），可以看出松辽盆地北部幔源氦比例比较小，R/Ra值也偏低，而松辽盆地南部幔源氦占比较高，R/Ra值也比北部要高，这就说明松辽盆地南部幔源氦的贡献比北部高。表明松辽盆地南部和北部的构造环境存在明显的差别。由此可见，松辽盆地幔源氦的贡献在区域上和垂向上展现出了较大的差异性。
图3 松辽盆地幔源氦与R/Ra关系

Fig.3 Relationship between mantle-derived helium and R/Ra in Songliao Basin

结合松辽盆地构造特征，笔者发现，R/Ra值较高的区域正好距离深大断裂位置较近。在南北向剖面［图4（b）］中，随着深度的增大，深大断裂与深部地层的沟通性更强，其中松辽盆地南部R/Ra值高的地区大致位于长岭断陷、万金塔、孤店以及吉林油田附近，其岩石圈断裂为孙吴—双辽断裂带、扎赉特—吉林断裂带［图4（a）］；松辽盆地北部R/Ra值高的地区大致位于徐家围子断陷以及昌德气田附近，基底断裂为孙吴—双辽断裂带、滨州断裂。孙吴—双辽断裂带、滨洲断裂带、扎赉特—吉林断裂带同属来自太平洋的NNW向挤压力场，形成动力以重力为主，水平挤压力为辅，占据最短的运移距离和最大断裂开启程度2个方面优势，因此成为岩浆和幔源气自中地壳向上运移的最佳路径［37］。这些基底断裂的形成为其后断陷盆地的发育奠定了基础，也对后期盆地沉积、沉降、油气生成、运移、成藏有重要的控制作用［18］，这可能是导致南北幔源氦贡献比例差异性的原因。
图4 松辽盆地断陷分布（a）与构造剖面（b）（据文献［30-31，53］，修改）

Fig.4 Distribution of fault depressions （a） and structural profile （b） in Songliao Basin （modified from Refs.［30-31，53］）

幔源氦比例对氦气含量存在一定的影响。在氦含量与R/Ra的关系图［图5（a）］中可以看到，随着R/Ra值的增大，氦气含量略有增大的趋势，也就是说呈现出一定的正相关关系，显示天然气中的氦气浓度与幔源氦气的加入有关，对比氦气含量与深度的关系［图5（b）］，探讨幔源氦对氦气含量的影响发现，随着深度的增大，不管是在盆地南部还是北部幔源对氦气含量都有一定的影响。
图5 氦含量、深度与R/Ra关系

Fig.5 Relationship between helium content， depth and R/Ra

尽管样品数据中氦气含量多数小于工业品位，但依然说明在松辽盆地氦气资源组成研究中，幔源氦依然是不可忽视的重要组成部分，盆地氦气藏中有较多的幔源氦混入，氦气成因类型为壳—幔混合型，氦气藏普遍为由壳源氦和幔源氦所组成的复合气藏。

2.2　壳源氦

根据松辽盆地幔源氦的比例可以看出，虽然幔源氦占到了一定的比例，但是剩余的大部分仍然为壳源氦，摸清壳源氦的氦源岩是重要的任务。一般情况下，壳源氦主要来自于地壳岩石中放射性元素的衰变，包括U、Th、Li以及Ra的衰变。
然而，作为微量元素，岩石中U、Th含量通常要高于Li和Ra，所以U、Th在氦源岩中通常作为主力元素生成壳源氦气。在地壳岩石当中，除某些异常富集之外，U、Th含量通常具有在岩浆岩中酸性岩>中性岩>基性岩>超基性岩的特点；在沉积岩中具有泥页岩>砂岩>碳酸盐岩的特征［54］。在松辽盆地的演化历史中，沿大兴安岭、小兴安岭及张广才岭等盆地周缘造山带形成了一系列花岗岩及火山岩，沿盆地周缘呈带状分布。在盆地内部，在构造—岩浆作用下，沿盆地内部深大断裂出露大面积的火山岩和花岗岩体。
同时，盆地内部部分地层砂岩沉积厚度大，分布面积广，具有较好的生氦潜力。松辽盆地深层侏罗系、泉头组，浅部姚家组、四方台组生氦速率分别为13.99×10-7 m3/（t·Ma）、84.31×10-7 m3/（t·Ma）、4.63×10-7 m3/（t·Ma）、355.42×10-7 m3/（t·Ma），生氦总量分别为0.142 7×108 m3、0.697 1×108 m3、0.000 2×108 m3、0.203 0×108 m3，其中泉头组沉积厚度大，在盆地中分布面积广泛，是沉积岩中相对较为有利的氦源岩（表2）。
表2 松辽盆地生氦能力统计

Table 2 Statistical table of helium generation capacity in Songliao Basin

盆地

位置

 地层 岩性 面积/km2 U/10-6 Th/10-6

生氦速率

/［10-7 m3/（t·Ma）］

时间

/Ma

 平均厚度/m 生氦潜力/（104 m3/km2） 生氦总量/（108 m3） 数据来源
中部 四方台组 富铀砂岩 34 280.39 45.69 355.42 84 200 5.970 6 0.020 3 ［55］
东北缘 姚家组 砂岩 35 2.44 5.66 4.63 93.5 140 0.057 1 0.000 2 ［56］
北东部 泉头组 富铀粉砂岩 554 147.18 16.50 184.38 100 1 600 29.5 1.634 3 ［57］
粉砂岩+泥岩 720 13.76 24.30 23.88 103 1 600 3.934 7 0.283 3
花岗岩 1 024 29.6 29.27 44.66 190 200 1.697 3 0.173 8
东南部 侏罗系 砂岩 1 500 9.50 8.23 13.99 160 425 0.951 3 0.142 7 ［58］
西缘 糜棱岩+花岗岩 425 0.81 4.89 2.42 289.1 100 0.070 6 0.003 0 ［59］
北缘 流纹岩+花岗岩 84.5 3.59 19.57 10.09 130.5 100 0.130 2 0.001 1 ［60］
东北缘 海西期 花岗岩 4501 3.05 14.88 8.06 340 600 1.644 1 0.740 0 ［56］
东缘 花岗岩 29 241 8.28 26.06 17.72 186.2 200 0.659 6 1.928 8 ［61］
东缘 花岗岩+花岗斑岩 28.6 4.87 18.25 11.27 109.9 600 0.734 3 0.002 1 ［62］
统计结果显示，松辽盆地内部和周缘花岗岩以及一些富铀砂岩具有较好的生氦潜力，U含量介于（0.81~280.39）×10-6之间，Th含量介于（4.89~45.69）×10-6之间，其中生氦速率最高可达355.42×10-6 m3/（t·Ma），生氦总量最高预计达到1.928 8×108 m3，生氦潜力达到5.970 6×104 m3/km2，是潜在的主要氦源岩。其中松辽盆地东缘伊春—冬青安岭地区花岗岩中U、Th含量很低，但是花岗岩出露面积达到29 241 km2，生氦总量达到1.928 8×108 m3；松辽盆地西缘变质岩和花岗岩出露面积较少，厚度也较薄，松辽盆地东北缘海伦一带源岩中U、Th的含量相对较低，但其出露的面积较大，生氦总量也比较高。
统计了松辽盆地各区域的平均生氦速率［图6（a）］，发现盆地中部、东部边缘以及南部边缘生氦速率较高，是较好的氦源岩分布地区。松辽盆地不同类型岩石的生氦能力差别较大［图6（b）］，其中富铀砂岩具有很好的生氦速率，其次为流纹岩—花岗岩、砂岩—泥岩，而位于盆地基底的变质岩基底则生氦速率较低，约为2.42×10-7 m3/（t·Ma）。
图6 不同区域及不同岩性的生氦速率

Fig.6 Helium production rates in different areas and lithologies

由生氦总量计算公式可知，生氦总量的大小取决于生氦速率、氦源岩的年龄以及氦源岩的分布面积和总厚度。从得出的数据可以看出，生氦总量与生氦速率呈现出一定的正相关性，表明在松辽盆地中，生氦速率的大小部分决定了生氦总量，即U、Th含量是衡量盆地生氦潜力的重要指标。

3 松辽盆地氦气含量分布特征

通过调研文献资料，收集整理公开发表的松辽盆地氦气相关资料，对盆地42口钻井的氦含量进行统计（表3），氦气含量在0.045%~0.404%之间，平均为0.13%，其中氦气含量在0.05%~0.1%之间的井有16口，在0.1%~0.2%之间的井有17口，在0.2%~0.3%之间的井有5口，高于0.3%的井有3口，远高于工业利用标准，氦气含量相对稳定。沈阳地质调查中心报道了多口白垩系姚家组氦气显示井，高地１井氦含量为0.84%，黑富地１井氦含量为0.5%，吉白地１井氦含量为0.5%［63］。在汪家屯地区的汪9-12井的泉一段中见到了氦含量高达2.104%氦异常，以及在德惠断陷火石岭组也发现了氦含量高达4.45%的氦异常，显示出松辽盆地良好的氦气勘探前景［20，27］。
表3 松辽盆地氦含量统计

Table 3 Helium content statistical table in Songliao Basin

分布区域 钻井号 地层 深度/m 氦含量/% 数据来源
西部斜坡区 杜613 K2 n—K2 y 2-3 705 0.119 ［20］
来63 K2 n 1—K2 y 2-3 589.6~625.0 0.13
龙虎泡大安阶地 英20 K2 n 1—K2 y 2-3 1 453.0~1 475.2 0.13
大庆长垣 昌201 K1 d 1 3 207~3 224 0.22 ［20，47，64-66］
芳深1 K1 d 3 2 926~2 940 0.404
芳深1 K1 d 2 926~2 940.2 0.056
昌201 J 3 206.6~3 223.8 0.22
Fs1 K1 d 2 864~2 937 0.065
三肇凹陷 升深4 K1 d 1 3 054~3 073 0.05
芳深801 K1 d 3 059.4~3 081 0.069
升深7 K1 yc 3 679.8~3 705 0.244
芳深1 K1 d 3 2 926.0~2 940.2 0.404
芳深701 J 3 575.8~3 602.0 0.12
芳深4 K 2 825~2 869 0.053
汪903 基底 2 962.4~3 007 0.05
汪903 K1 d 3 2 688.2~2 693.4 0.06
汪902 K1 d 3 2 651.8~2 670.8 0.1
汪902 K1 d 2 2 795~2 806 0.102
汪903 K1 yc+K1 y 1 2 394~2 443 0.07
汪902 K1 d 2 2 795.0~2 806.0 0.102
汪903 K1 y 2 936~3 053 0.05
Song18 K1 q 1 670~1 958 0.054
宋3 K1 q 4 1 124.6~1 128.6 0.11
尚深1 K1 d 2 2 660.0~2 680.1 0.226
古106 K2 n 1—K2 y 2-3 1 682.4~1 688.6 0.31
朝阳沟阶地 朝90 K1 q 3 1 201.0~1 311.0 0.251 ［64］
长春岭背斜带 三202 F 804.3 0.06 ［20，45，66-67］
三2-4 F 688.3 0.05
五101 F 818.2 0.11
五109 F 818.4 0.11
五深1 F 713.1 0.13
五106 F 813.2 0.21
五109 K2 qn 2 1 250 0.058
五3 F 595 0.056
五102 F 812.3 0.1
万-5 K2 q 2 1 072~1 011 0.06
万-6 K2 q 3 0.045
万11 F 707.3 0.19
双13 K1 q 4 728.0~816.0 0.124
双17 F 743.2 0.14
庄深1 Y 1 265.3 0.14
吉林油田 Qian7-9 K 1 814 0.18 ［48］

3.1　平面上分布特征

从西到东对42口井的氦含量进行了统计，发现富氦气藏在不同区域分布广泛，在多数构造区带均有分布（图7），尤其是盆地徐家围子以北，氦气分布更为广泛，部分区域氦气含量较高。就平面展布而言，各区域氦含量有大有小，但基本达到了工业氦气藏的标准。
图7 松辽盆地主要构造区划及井位分布（据文献［20，30］，修改）

Fig.7 Main structural divisions and well location distribution in Songliao Basin（modified from Refs.［20，30］）

对比不同区域幔源氦气的贡献程度（图8），笔者发现，有些地区氦含量在工业标准以上，同时幔源氦的贡献程度高，比如西部斜坡、古龙凹陷、莺山断陷等区域，氦含量高同时幔源氦的贡献也比较高，从图4可以看出这些区域靠近深大断裂，岩石圈断裂发育，嫩江—白城、孙吴—双辽断裂沟通地壳深部和地幔，而且深度也较大，与深部含气地层的沟通性更强，为良好的幔源氦运移通道，所以这些区域幔源氦的贡献更高；有些地区氦含量在工业标准以上，但幔源氦的贡献程度低，比如在大庆长垣、长春岭背斜等，氦含量高但幔源氦的贡献比较低，从图9可以看出松辽盆地花岗岩主要分布在中央凹陷带以及东南隆起带，受源岩的影响，这些区域壳源氦的贡献更高。
图8 He含量和幔源He比例不同区域对比

Fig.8 Comparison of He content and mantle-derived He in different regions

图9 松辽盆地构造区划分及花岗岩、其他火成岩分布（据文献［30-31，55，68］，修改）

Fig.9 Structural division and distribution of granite and other igneous rocks in Songliao Basin（modified from Refs.［30，31，55，68］）

3.2　垂向上分布特征

3.2.1　层位分布特征

松辽盆地自下而上发育营城组、登娄库组、泉头组、青山口组、姚家组以及嫩江组。对盆地北部各个组的氦含量按照地层年代进行统计，发现氦气的产出层位自中部坳陷期的嫩江组至下部断陷期的营城组皆有分布，嫩江组至姚家组氦气含量为0.119%~0.310%，平均值为0.172%；青山口组氦气含量为0.045%~0.06%，平均值为0.054%；泉头组氦气含量为0.054%~0.251%，平均值为0.135%；登娄库组三段至一段氦气含量为0.05%~0.404%，平均值为0.155%；营城组氦气含量为0.05%~0.244%，平均值为0.121%。从不同产层来看（图10），氦气平均含量在纵向上从下到上无规律可循，除青山口组氦气平均含量未达到工业标准（0.1%）外，其余层位氦含量均达到工业品位，其中嫩江组一段至姚家组二段、三段和登娄库组平均氦含量最高，分别为0.172%和0.155%，氦气主要在这2层中赋存，这2套层位能够作为主要氦气勘探开发层系。松辽盆地南部在双城—太平川地区氦气主要分布在扶余气层和杨大城子气层，扶余气层氦含量平均值为0.124%，杨大城子气层氦含量平均值为0.14%，氦含量都达到了工业品位。
图10 氦气含量垂向分布统计

Fig. 10 Vertical distribution statistics of helium content

3.2.2　深度分布特征

由深度与氦含量的关系（图11）可以看出，松辽盆地氦含量集中分布在0.05%~0.2%之间，大部分高于工业最低氦含量，随深度增大氦含量在总体上有增大的趋势。但是氦气含量高于0.1%的样品主要位于埋深2 000 m以内的浅层，反映了松辽盆地高富氦天然气以中浅层为主。从盆地北部目前发现的工业氦气藏与深大断裂的展布关系看，氦气藏基本沿深大断裂分布，尤其是在2组深大断裂的交会处，工业氦气井的数量多、氦气的含量高，如西部斜坡的杜613、来63井区，齐家古龙的古106、古130井区，三肇凹陷的北部地区。通过总结前人研究数据，分析了松辽盆地富氦气藏的分布特征，进一步讨论造成现今分布规律的主要控制因素，松辽盆地浅部地层与其他盆地在整体上具有一定的相似性，不同的是在盆地演化过程中形成了众多断陷或凹陷，使得松辽盆地氦气运移过程具有相当的复杂性，从而导致了氦气的差异性富集。
图11 深度与He含量关系

Fig. 11 Relationship between depth and helium content

4 松辽盆地富氦气藏差异性富集规律及有利区预测

4.1　氦气富集成藏条件分析

大部分氦气资源与天然气伴生，成藏过程类似于天然气，一直处于不断补给和不断散失的动态平衡状态。氦的分子量很小且渗透性极强，比其他气体更容易散失，即使存在于良好的天然气藏圈闭内的氦气也非常容易通过微孔隙进行散失，因此氦气藏的形成除了需要有利的储集空间和圈闭条件外，还需要有不断的氦气补给，即发育有效的氦源岩，有良好的盖层保护，同时满足补给量大于散失量的条件，而且发育有能够断穿基底和地壳或断至上地幔的深大断裂也尤为重要，可以作为沟通深部氦气源向上运移的通道［69-70］。目前在不同类型盆地中，已经有研究表明的氦气运移载体和通道主要包括地下水、地壳流体、断层和裂隙等［71-72］，对于天然气中甲烷等成分与氦气结合从而与天然气同时运移的观点，目前尚未有充足的证据。考虑到氦气本身的特殊性质，各层位的物性特征也将影响到氦气运移的方式和方向。以下将主要从断层、天然气运移中总结松辽盆地可能的运移机制，理清松辽盆地氦气差异性富集的可能性机制。

4.1.1　充足的氦源岩

前人［36，73］的研究结果表明，U、Th广泛赋存于岩石中，盆地基底、岩浆岩、沉积地层都可以成为潜在的氦源岩，但多数地质体都是贫氦的源岩，一般都需要巨大的岩石规模和漫长的地质历史时间来产生和积累氦气，在松辽盆地的演化历史中，沿大兴安岭、小兴安岭及张广才岭等盆地周缘造山带形成了一系列花岗岩及火山岩，沿盆地周缘呈带状分布。在盆地内部，在构造—岩浆作用下，沿盆地内部深大断裂出露大面积的火山岩和花岗岩体，而且具有一定的规模（图7），推断印支期和燕山期侵入岩为松辽盆地氦气资源的形成提供了良好的氦源岩条件。
松辽盆地泉头组、基底及海西期的花岗岩、四方台组及泉头组的富铀砂岩等具有较好的生氦潜力，其中四方台组富铀砂岩，铀含量较高，这些丰富的铀元素在漫长的地质历史中慢慢衰变，并源源不断地释放出氦气，提供了丰富的氦源。

4.1.2　有利的运移通道

氦气藏中如有高份额的幔源组分存在，说明在沉积壳层和地幔之间存在有幔源挥发份可以运移的通道，而且这种通道至今应保持连通［74］。富氦天然气藏中氦气浓度较高，可能是由于天然气在富集成藏过程中发生了较长距离的二次运移，导致沿途与地下水相互作用增强，从而捕获了更多的氦气，也就是说当氦气突破源岩二次运移时，不同的地质条件提供的氦气通量将大为不同。盆地花岗岩中流体包裹体的研究显示，松辽盆地基底之下岩浆活动产生的热液流体在盆地基底缝隙中结晶形成石英脉体，并且捕获热液流体中的无机成因气，其余无机成因气则沿深大断裂向上运移至盆地气藏圈闭，为深层天然气藏的形成做出了贡献［75］。付广等［76］研究指出，徐家围子断陷的天然气一是沿断裂输导通道运移在其附近断层圈闭中聚集分布；二是沿不整合面输导通道运移在构造高部位聚集成藏，从基底至下白垩统的泉头组一段皆有天然气分布，且主要分布在营城组。尽管天然气的运移期次主要集中在某一时期，但其优势运移通道则会保留更长时间，作为氦气良好的运移通道，而其他区域则相对匮乏这种运移通道。结合盆地氦气富集层位，其主要分布在古龙凹陷、三肇凹陷、德惠断陷、西部斜坡、大庆长垣以及朝阳沟阶等区域，从图4（b）中可以看出这些区域断裂发育，徐家围子断陷区断裂更为发育，贯穿火石岭组—泉头组，对垂向上氦气运移更具优势。

4.1.3　良好的保存条件

天然气藏的盖层对氦气是否形成有效的封盖性是研究含氦天然气藏的重要组成部分，盖层的性质影响到氦气能否保存和成藏。氦的分子量很小，导致其即使存在良好的圈闭也容易通过微孔隙散失，需要良好的盖层条件。松辽盆地盖层类型较多，钟鑫等［20］研究指出，青山口组一段盖层沉积了大面积较纯泥岩，在中央凹陷区泥岩厚度最大，同样嫩江组一段、二段泥质岩盖层面积也大，理论上盖层本身难以对氦气起到封堵作用，作为盖层的泥页岩其孔喉直径远大于氦气分子直径，在地层压力下泥页岩盖层难以封堵氦气［77］，李玉宏等［78］在对渭河盆地的研究中指出，甲烷或二氧化碳等大分子和孔喉表面吸附的水膜会堵塞通道，阻止低分压游离态氦的扩散，也就是说对盖层孔隙具有封堵作用，作为氦气保存的可能条件。
综上所述，盆地基底和周缘的花岗岩以及富铀砂岩提供了丰富的氦源、深达基底的断裂为深层氦气的向上运移提供了优势通道，良好的区域性盖层提供了氦气富集成藏的有利条件，在这几方面的综合作用下导致了氦气的差异性富集，尽管在满足这些条件的情况下会使得氦气相对富集，但并不意味着在盆地其他区域不存在氦气高值区，可能存在其他类型含氦气藏。

4.2　氦气有利区预测

松辽盆地是典型的伸展型陆相盆地，具有“下断上坳”的双层结构（图12），盆地内部和周缘发育了大量酸性火山岩和花岗岩体，氦气来源具有壳幔混合特征。松辽盆地氦气分布具有区域性差异分布、局部富集的特征，其主要受控于构造、源岩分布、可能的运移通道以及盖层等因素。因此，本文圈定氦气富集预测区域以及绘制有利区预测图见图13。
图12 下断上坳的双层结构（据文献［30，67］，修改）

Fig. 12 Double layer structure of lower fault and upper depression （modified from Refs.［30，67］）

图13 氦气有利区预测

Fig.13 Prediction of helium favorable zone

4.2.1　盆地深大断裂两侧为幔源氦聚集有利区带

松辽盆地氦同位素特征显示，盆地南部幔源氦比例明显高于盆地北部；且随着深度的增加，R/Ra值具有明显升高的趋势，说明垂向上，深部与深大断裂的关联性更好；随着R/Ra值的增大，氦含量有所升高，说明幔源氦的贡献也是氦气成藏的重要组成部分，结合松辽盆地R/Ra值与构造分布的关系，深大断裂两侧幔源氦比例较高。由此笔者圈定松辽盆地中南部为幔源氦聚集的有利区带。

4.2.2　盆地周缘有大量花岗岩侵入体的部分区域是壳源氦气聚集有利区带

松辽盆地东北缘海伦一带、东缘伊春—冬青安岭、东南缘伊舒地堑、大兴安岭北段吉峰地区以及大兴安岭中段白城岭下地区等两侧分布着大量花岗岩侵入体，这些花岗岩侵入体形成时代主要集中于中生代（印支期、燕山期），其次为古生代（加里东期、海西期），规模相当可观，统计分析显示，部分地区具有较好的生氦速率和生氦总量，是盆地周缘良好的壳源氦源岩。松辽盆地花岗岩具有自东向西逐渐年轻的趋势，数据分析显示，盆地东部及南部边缘具有较好的生氦潜力，预测是壳源氦生氦有利区带。盆地周缘地层沉积厚度较薄，而在盆地东南部伊舒地堑地区，厚度达到2 000~3 000 m，地层沉积厚度较大，不整合于基底岩石之上，距离基底花岗岩侧向距离较近，是有利的储集层，上方古近系—新近系泥岩为区域性盖层，具备保存来自盆地周缘氦源岩产生的氦气的良好条件。

4.2.3　盆地内部受控于壳断裂和基底断裂的区域是壳幔混源氦气的有利区域

在松辽盆地复杂又漫长的演化过程中，沿盆地断裂带分布了一系列酸性火山岩和花岗岩体，主要分布在盆地中央坳陷带，其次就是东南隆起带，这些地区的断裂带和次级断裂连通着深部地幔和基底，是壳幔混源氦气运移到储集层的主要桥梁；分析结果显示，松辽盆地中央坳陷带的三肇凹陷、古龙凹陷以及盆地东南隆起带的德惠断陷，氦气主要聚集在中浅层的嫩江组至姚家组以及泉头组，在受深大断裂以及源岩的影响壳源氦以及幔源氦的贡献程度也是有差异的，可以猜测这些区域是壳幔混源氦气聚集的有利区域。

5 结论

（1）氦同位素数据及生氦能力计算表明，松辽盆地氦气主要为幔源氦及壳源氦的混合气，幔源氦的贡献在南北呈现一定的差异，盆地内部和周缘花岗岩具有较好的生氦潜力。
（2）通过统计氦含量数据，发现富氦气藏的分布特征在区域上的分布主要集中在深大断裂附近，氦气含量高于0.1%的样品主要位于埋深2 000 m以内的浅层，说明松辽盆地富氦天然气以中浅层为主。
（3）盆地基底及周缘花岗岩提供了丰富的氦源，深达基底的断裂为深层氦气的向上运移提供了优势通道，良好的区域性盖层提供了氦气富集成藏的有利条件，在这几方面的综合作用下导致了氦气的差异性富集。
（4）松辽盆地中南部为幔源氦的有利区带，盆地南部边缘和东部边缘花岗岩具有很好的生氦潜力，是壳源氦的有利区带，三肇凹陷、古龙凹陷以及德惠断陷是壳幔混合聚集的有利区带。

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