0 引言
目前，具有经济效益的氦气资源主要来自沉积盆地内的天然气藏，如含氦、富氦的烃类气藏、氮气藏及二氧化碳气藏等［3， 5-10］，其中以富氦烃类气藏为主，如美国潘汉德—胡果顿气田，我国四川盆地威远气田、塔里木盆地和田河气田等［11-13］。氦气常以微量组分的形式与其他天然气体共存于同一气藏，但氦气从生成到聚集的过程均具有其特殊性［4，14］，且不同氦气藏中氦气的成因来源、运移聚集以及成藏过程往往存在明显的差异。近年来，国内对氦气资源的研究和认识有了新的提升，包括对氦气资源分布状况［3，12，15-17］、氦源岩特征［18-20］以及氦气成藏特殊性的认识［4，9， 4，20-22］。张云鹏等［22］讨论了柴达木盆地北缘富氦天然气成藏的地质条件，认为盆地基底花岗岩是研究区的主要氦源，柴北缘的山前深大断裂可为氦的运移提供良好通道。秦胜飞等［21］分析了中国中西部富氦气藏的富集机理，认为古老地层水溶解的氦气释放到气藏，是富氦气藏中氦气富集的主要机理。王晓锋等［9］提出了中国东部富氦天然气藏中幔源氦气的富集机理，认为在二氧化碳的溶解与矿化过程中，幔源氦气和氮气的相对丰度增加了上千倍，是形成幔源岩浆成因富氦二氧化碳气藏和富氦氮气藏的主要机制。然而，国内对富氦天然气藏的成藏系统和成藏机理的研究尚不完善，氦气成藏关键条件不明确、成藏模式和主控因素有待深入探索。因此，需要调研前人研究成果，从氦气生成（氦源）、释放、运移、聚集与保存的角度，分析并总结氦气的成藏要素特征。
1 壳源富氦天然气藏的成藏要素特征
1.1 氦源特征
在沉积盆地内，天然气藏中壳源氦气主要源自岩石中铀、钍元素的放射性衰变（表1），衰变反应主要包括238U→206Pb+84He+6β-、235U→207Pb+74He+4β-、232Th→208Pb+64He+4β-［23］。岩石的铀、钍元素含量、岩石形成年龄及岩石体积规模共同决定了岩石中氦气的生成量［14， 21］。尽管地壳岩石的铀、钍元素含量低（10-6级），且衰变反应匀速而缓慢，但巨大的地质体和漫长的地质历史时间，使得盆地内生成的氦气总量仍是巨大的，而且在其他条件相近时，越古老的岩石生成的氦气量越大。因此，古老的富含铀、钍元素的岩石往往可以作为好的氦源岩，例如盆地基底岩石（花岗岩或变质岩类）。另外，盆内沉积岩层也可作为沉积盆地内富氦天然气藏的潜在氦源岩。虽然基底花岗岩是大部分富氦天然气藏的有效氦源岩［13， 24-26］，但沉积岩层的贡献也是不能忽略的［27-28］，并导致壳源富氦天然气藏的氦气往往具有混合来源的特征［19］。
表1 氦气与油气成藏要素特征对比Table 1 A comparison of characteristics of accumulation factors between helium and petroleum systems |
| 成藏要素 | 氦气成藏要素特征 | 油气成藏要素特征 |
|---|---|---|
| 源 | 岩石中238U、235U 和232Th放射性衰变 | 富有机质烃源岩 |
| 储层 | 多孔的、可渗透的岩石 | 多孔的、可渗透的岩石 |
| 盖层 | 致密的、渗透性极低的岩层 | 低渗透的泥页岩、膏岩、碳酸盐岩 |
| 圈闭 | 构造圈闭、地层圈闭、复合圈闭等 | 构造圈闭、地层圈闭、复合圈闭等 |
| 释放 | 衰变反冲释放、扩散释放、矿物破裂释放、矿物转变释放 | / |
| 运移 | 扩散：游离态； 平流：水溶态或气溶态 | 初次运移：压力； 二次运移：浮力 |
| 聚集 | 地下水脱溶聚集； 独立气相 “抽吸”聚集； 混合流体脱气聚集； 以气相直接进入气藏 | 浮力与毛细管力的平衡 |
| 保存 | 无后期破坏和改造 | 无后期破坏和改造 |
1.2 释放和运移特征
1.2.1 氦气的释放
与油气不同，氦气的生成是极为缓慢而分散的，其生成后主要赋存于矿物内，当氦气从矿物中释放出来以后，才可以进一步运移、聚集、成藏。因此，氦气的释放是发生在氦气运移之前的必要过程。研究表明，氦气从矿物中释放的机理主要有4种［29］，分别为衰变反冲释放、矿物转变释放、扩散释放、矿物破裂释放。衰变反冲释放是指矿物中铀元素衰变过程中产生的高能α粒子会反冲一定的距离，即“停止距离”，当含铀元素的矿物晶粒尺寸接近“停止距离”时，有一定量的氦气会从矿物晶粒中释放出来。衰变反冲过程主要由矿物本身的性质决定，如矿物的密度和晶粒大小。矿物转变释放是指矿物在经历成岩作用、变质作用、矿物分解以及重结晶作用时，矿物晶格发生变化，可能导致晶格中的氦释放出来。例如，埋藏深度增加且孔隙水为碱性介质时，蒙脱石会向伊利石转化，过程中部分层间水脱出，矿物晶格重新排列，可能释放出部分氦气。氦气扩散释放是氦气基于浓度梯度自发产生的、无序的、无方向性的运动［图1（a）］，是氦气从矿物中释放最直接的方式。氦气的扩散释放受地热作用的影响较大，当岩石经历的温度超过矿物及岩石对氦气的封闭温度后，氦气会从生氦矿物中逃逸释放。并且，氦气在矿物中的扩散系数随温度的升高而增大［20］，即高温的地质条件会加快氦气的释放。在氦气逃逸释放的过程中，有可能从一个矿物扩散到另一个矿物中（矿物间扩散）或从矿物中扩散到封闭的晶格缺陷、孔隙或包裹体中，这时氦气还无法迁出氦源岩。当氦气从矿物中扩散并溶解到可以运动的孔隙或裂隙流体中，或者扩散并聚集到连通的孔隙中形成连续的独立气相时，氦气才可以进一步从氦源岩中迁出。另外，构造活动往往会促使矿物和岩石中形成大量的裂缝，分布在裂缝边缘以及矿物间的氦气可沿裂缝快速释放［图1（b）］，裂缝规模越大，氦气释放量也越大，并且裂缝为氦气或富氦流体从氦源岩中迁出提供了优势通道。
1.2.2 氦气的运移
因此，在氦气从矿物中释放后，以水溶态或气溶态形式进行运移更有利于氦气富集和聚集成藏。
1.3 聚集与保存特征
1.3.1 氦气的聚集模式
在全球已发现的氦气资源中，氦气均以伴生组分赋存于其他天然气藏中，未见以氦气为主的气藏或氦气独立成藏的相关报道［3］。因此，氦气的运移聚集过程中，通常需有其他天然气组分或地层水（载体）的参与，这些载体不仅可以以水溶态或气溶态的形式携带氦气进行长距离运移，更重要的是天然气还可以承载氦气形成富氦天然气藏。根据氦气的运聚过程以及载体的特征，可将氦气的聚集成藏归纳为3种模式。
（1）地下水脱氦聚集模式。当富含氦气的地下水向上运移经过早先形成的天然气藏（有机或无机气藏）的底部或过渡带时，氦气将会从地下水中脱出，由水溶态变为游离态，并进入到天然气藏中聚集成藏［图3（a）］［8］。引发氦气从地下水中脱出的原因主要有2个：第一，地层压力的降低有利于氦气的脱溶，随埋深的减小，氦气在水中的溶解度不断减小；第二，富氦地下水遇到相对易溶于水的气体时，氦气的分压会显著降低，有利于氦气的脱溶［36］。在氦气聚集过程中，地层水内大部分的氦气会在与气藏接触时优先进入气藏中，而使得地下水的氦气含量随着运移距离增加而逐渐减少［37］。含氦地下水往往是古老的、高盐度的，当含氦液态流体在较厚的储层中进行长期的流动时，则有利于促进氦气以此种模式聚集成藏。例如，美国潘汉德—胡果顿气田便是地下水脱氦聚集模式［28，38］，详见后文。
（3）混合流体脱气聚集模式。若运移的富氦流体与含其他天然气组分的液态流体相遇，会形成混合的液态流体。当混合液态流体继续运移时，在一定的地质条件下，如构造抬升造成的压力降低等，氦气与其他天然气从混合液态流体中脱出，进而形成独立气相的混合气体，并在合适的圈闭中聚集，形成富氦天然气藏［图3（c）］。四川盆地威远气田与坦桑尼亚Rukwa盆地中的氦气均为混合流体脱气聚集模式。由于氦气、甲烷以及氮气均属于难溶于水的气体，在达到脱溶条件时，极有可能同时从混合液态流体中脱出。
需要注意的是，这3种模式中涉及到的气藏、独立气相以及含气流体中的气体不仅可以是烃类气体，也可以是CO2或者N2。
1.3.2 氦气的保存特征
异常高压盖层、充满水/盐水盖层也可作为良好的盖层，为富氦气藏提供良好的封闭条件。例如，沉积盆地内的泥质岩盖层也可能是富有机质烃源层，在其生烃过程中常形成异常超压，使得盖层与储层间存在较大的压力差，从而对富氦天然气藏起到封闭作用。此外，当盖层的岩石孔隙被水密封时，由于氦气难溶于水，充满水的盖层可以很大程度上减缓氦气的散失。而氦气在盐水中的亨利系数更大，溶解度更低，所以高盐度的孔隙水可以更有效地减缓氦气散失［8］。
虽然氦气在运移、聚集、成藏以及保存过程中，与载体气具有相同的储层、盖层、圈闭以及保存条件，但由于氦气分子直径小（0.26 nm）且扩散系数高，任何岩石类型的盖层均不能完全阻挡氦气的扩散。因此，一个稳定的富氦天然气藏，不仅需要具有良好封闭作用的盖层，还应当满足气藏中氦气的补充速率高于散失速率。
2 国内外代表性富氦天然气藏成藏模式剖析
目前，世界上氦气的产地主要分布在美国、阿尔及利亚、卡塔尔、俄罗斯、波兰等国，其中美国占据了世界氦气产量和储量的大部分，美国潘汉德—胡果顿气田是世界上储量最大的富氦天然气藏之一［2］。近年勘探发现，坦桑尼亚Rukwa盆地地表渗漏气体和温泉气中的氦气含量高达10%，据估算，盆地内潜在氦气储量可满足全球近14年的氦气需求［27，35］。四川盆地威远气田是我国唯一具有勘探开发历史的富氦天然气藏［40］，伴随50余年的氦气勘探开发，相关研究工作也较多。近年来，在我国塔里木盆地发现的首个特大型富氦天然气田，即和田河气田，其氦气探明储量可达1.959×108 m3［12］。因此，本文将选取以上4个气田作为典型实例，进行富氦天然气藏的成藏特征和成藏模式剖析。
2.1 美国潘汉德—胡果顿气田
美国潘汉德—胡果顿气田位于美国Anadarko盆地的西南边缘，是北美最大的常规天然气田，也是世界上重要的商业氦源气田［40］，其氦含量最高可达2.1%，平均为0.6%［28］。潘汉德—胡果顿气田中的烃类气体主要来自于Anadarko盆地密西西比系及宾夕法尼亚系页岩［41］（表2），而氦气的来源则较为复杂。首先，潘汉德气田下伏的中元古界花岗岩基底，被认为是气田重要的氦源岩之一。其次，位于气田东北和西南方向的Anadarko盆地和Palo Duro盆地也可能为气田提供部分氦气［38， 42］。DANABALAN等［27］通过氦气质量平衡原理计算了Anadarko盆地基底岩石的生氦量，结果表明，自基底最后一次干扰活动以来（530 Ma），基底岩石的生氦量可达1.72×1011 m3，是现今氦气储量的10余倍。此外，Anadarko盆地内沉积物体积巨大［28］，盆地内沉积物在气藏形成后（250 Ma）产生的氦气若全部释放并运移聚集到气藏中，对气藏中氦气的贡献可达51%［27］。不仅如此，Anadarko盆地内还发育一套富含铀、钍的页岩（Woodford组），其铀、钍含量分别为38.5×10-6和6.3×10-6，也可为气藏提供一定的氦源贡献。综上可知，潘汉德—胡果顿地区氦源充足，有利于形成富氦天然气藏。
表2 国内外富氦天然气藏成藏特征Table 2 Accumulation characteristics of helium-rich gas reservoirs in China and overseas |
| 盆地/气田 | 潜在氦源岩 | 载体气源岩 | 储层及深度 | 盖层 | 成藏关键条件 | 氦气成藏模式 |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 美国潘汉德—胡果顿气田 | 基底花岗岩（1.4 Ga）与沉积岩层 | 密西西比系Woodford组页岩与 Pennsylvanian 系页岩 | 二叠系白云岩与细砂岩，约900 m | 上二叠统致密白云岩和膏岩 | 氦源充足； 构造稳定，氦气持续扩散；长期流动的富氦地下水；氦气进入早先形成的烃类气藏 | 连续成藏， 地下水脱氦聚集模式 |
| 坦桑尼亚Rukwa盆地 | 基底花岗岩与片麻岩（570 Ma）与沉积岩层 | 二叠系Karoo超群K2组富有机质页岩与褐煤 | 上二叠统与白垩系、渐新统砂岩，1 000 m以内 | 新生界页岩与碳酸盐岩 | 氦源充足；25 Ma以来，基底断裂活动；氦气与氮气同时成藏 | 幕式成藏， 混合流体脱气聚集模式 |
| 四川盆地 威远气田 | 基底花岗岩（741 Ma），筇竹寺组页岩 | 寒武系筇竹寺组页岩 | 震旦系灯影组白云岩，约3 000 m | 寒武系筇竹寺组页岩 | 氦源充足；喜马拉雅期，近4 000 m的大幅度抬升；氦气与烃类气体同时成藏 | 幕式成藏， 混合流体脱气聚集模式 |
| 塔里木盆地和田河气田 | 古老基底 | 寒武系泥质碳酸盐岩 | 奥陶系—石炭系碳酸盐岩，约2 000 m | 石炭系泥岩 | 氦源充足；喜马拉雅期，强烈的基底断裂活动；氦气与烃类气体同时成藏 | 幕式成藏， 独立气相“抽吸”聚集模式 |
潘汉德气田的储层为二叠系碳酸盐岩，上覆上二叠统蒸发岩盖层。在盖层形成后，来自Anadarko盆地的油气开始在潘汉德构造圈闭中聚集成藏。发生于古近纪的Laramide造山运动使得潘汉德气田中的天然气发生调整，部分天然气调整至其北部的胡果顿地区，并在二叠系细砂岩储层中聚集成藏，从而形成了现今的潘汉德—胡果顿大气田［27，41］。自潘汉德—胡果顿大气田形成后，该地区一直保持稳定未发生大规模构造运动，因此，盆地基底与沉积物中的氦气主要依靠扩散形式释放。模拟计算发现，在潘汉德气藏形成后，仅凭借基底和沉积物中氦气的缓慢扩散便可以使气田中氦气浓度达到0.31%［38］。然而，潘汉德—胡果顿气田氦气平均浓度可达0.6%。前人研究表明，部分氦气是从富含氦气的地下水中脱出进入气藏的，自西向东运移的地下水可能收集了距盆地较远的地壳岩石中生成的氦，当富含氦气的地下水在运移过程中接触到早先形成的气藏时，其中的氦会因分压差聚集到早期气藏中（图4）［28，38］，属于典型的地下水脱氦聚集模式［图3（a）］。
2.2 坦桑尼亚Rukwa盆地
坦桑尼亚Rukwa盆地位于东非大裂谷的西支，是发育在坦桑尼亚克拉通上的现代裂谷盆地，初步估计盆内的氦气资源量巨大，是近几年来氦气勘探的热点区块。锆石测年数据表明，Rukwa盆地基底岩石的最年轻年龄约为570 Ma［43-44］，这一时间对应于泛非洲造山运动时期，在此之后盆地基底岩石则处于缓慢地生氦并累积的阶段。盆地基底岩石主要类型为花岗岩和变质岩［45］，具有充足的反应时间和较强的生氦能力，可作为研究区的优质氦源岩。Rukwa盆地内沉积物年龄也较老（260 Ma），总厚度可达7 km［35，46-47］，故盆内沉积岩也可作为潜在的氦源岩之一。由此可见，Rukwa盆地内氦源充足，且在较长的地质时间内未受构造和热作用的影响，使得大部分氦气可以被良好的保存在盆地基底岩石和盆内沉积岩中。
距今25 Ma时，东非大裂谷西支受地幔柱活动的影响开始裂陷［48］，在Rukwa盆地内形成多条断穿基底的深大断裂。同时，地壳深处的氦气受断裂作用、地幔柱的热作用以及Rungwe火山岩省的局部岩浆作用从矿物、氦源岩中释放出来。释放出来的氦气进入地下流体系统后，形成富氦流体并沿基底断裂向上运移，此时，断层、裂隙、剪切带、多孔的和渗透性地层均可作为富氦流体运移的主要通道［49］。盆地内地表渗漏的热泉气体组分特征显示，其中氦气浓度高达10%，载体气为氮气［27，50］，但氮气的来源目前尚未明确。MUYALA等［49］推断氮气源自盆地基底上覆Karoo超群中的富有机质页岩和褐煤。当富有机质页岩和褐煤经历地幔柱和火山岩省的热作用时，会产生并排出大量NH4 +到孔隙流体中。当基底断裂活动时，来自基底的富氦流体与富含NH4 +的孔隙流体发生混合，而后混合流体沿断裂向上运移，运移过程中流体内的NH4 +可能受厌氧氨氧化细菌的影响而生成氮气（图5）。氮气生成量的增加以及向上运移过程中压力的变化，使得流体系统中出现独立气相并且不断地从混合流体中脱溶。同时，溶解在地下流体中的氦气与氮气共同脱溶，被气相吸收后跟随氮气运移，并在合适的圈闭中聚集，形成富氦氮气藏（图5），Rukwa盆地具有典型的混合流体脱气聚集模式的特征。
2.3 四川盆地威远气田
四川盆地威远气田是盆地内威远—龙女寺隆起带上的一个巨型弯隆背斜［52］，储集层为震旦系灯影组，是世界上地质时代最老的气藏之一［53］。威远气田中氦气平均含量超过0.2%，达到工业开采水平，是我国重要的富氦天然气藏。威远地区震旦系下方发育富含铀、钍元素的古老花岗岩体（741 Ma）［54］，其中铀、钍平均含量分别为7.78×10-6和32.96×10-6［13］，被认为是威远气田重要的氦源岩［40］。此外，威远气田的灯影组下部距离基底花岗岩仅10余米，为氦气进入储层成藏提供了有利条件。灯影组储层上覆厚约500 m的筇竹寺组富有机质页岩，其有机碳含量达2%，铀、钍平均含量分别为16.23×10-6和11.66×10-6［55］，既是研究区一套有效烃源岩，也是研究区潜在的氦源岩之一（表2）。总的来说，威远气田的氦源充足，满足形成富氦天然气藏的基本氦源条件。
威远地区的构造演化历史对天然气成藏起到了重要的控制作用。在100 Ma以前，盆地内灯影组古油藏的原油发生原位裂解形成早期超压古气藏，使得地层水中溶解了大量的天然气［图6（a）］。此时，氦气通过地下流体活动也可以进入到储层流体中，并通过分压差进一步进入到气藏中，但由于大气藏中的烃类气体对氦气具有强烈的稀释作用且来自基底的氦气并没有大量释放，导致超压古气藏中氦气含量很低。而在距今100~20 Ma期间，四川盆地地层发生持续隆升，构造高点迁移至威远，早期超压古气藏调整形成晚期超压古气藏。自20 Ma以来，地层隆升幅度进一步加大，威远构造上覆地层被快速剥蚀，储层中天然气大规模泄漏，超压气藏转变为现今的常压气藏，背斜圈闭在此时定形［图6（b）］［56］。威远地区近4 000 m的构造抬升形成的压力变化以及裂缝，为氦气从基底到储层的运移提供了动力和通道，并且氦气是在天然气藏调整后进入气藏［13］。相比之下，高石梯—磨溪地区未发生大规模抬升［图6（b）］，地层压力变化小，氦气不具有大量释放和运移的条件。秦胜飞等［21］认为威远气田中氦气和天然气均为水溶气，20 Ma以来威远地区的大规模构造抬升引起了强烈的温压差，使得溶解在储集层地下水中的天然气、氦气以及深部流体中的氦气同时在构造高点脱出，并在同一储层中聚集形成富氦天然气藏。总的来说，晚白垩世以来的大规模构造抬升对氦气在天然气藏中的富集成藏有显著影响：其一，构造抬升带来的压力释放是氦气从富氦流体中脱出的动力；其二，构造形成的裂缝会促进氦气从生氦矿物中释放；其三，构造裂缝为富氦流体及氦气向上运移提供通道。威远气田富氦天然气藏具有明显的幕式成藏特征（表2）。
另外，值得注意的是，威远气田上覆地层由于剥蚀严重，使得其封盖能力大大降低，保存条件变差，气藏的现今充满度只有25%［53］。而氦气由于分子直径比甲烷更小，其逸散能力显著高于甲烷，但气藏中的氦浓度依然高于工业水平，据此推测，在气藏泄漏之前，威远地区的氦气资源量可能比现今高得多，并且氦气的补充量可能一直较高，从而弥补了垂向散失量。
2.4 塔里木盆地和田河气田
和田河气田内的天然气藏主要分布在石炭系储层和奥陶系古潜山中，烃类气体主要源于寒武系古油藏中原油裂解干气以及寒武系烃源岩中干酪根裂解气，而石炭系发育的区域性泥岩盖层为气藏提供了有利封盖条件［1， 60］（表2）。在喜马拉雅构造活动期，受区域挤压应力的影响，气田南北两侧的边界断裂活动强烈，形成现今的断垒构造以及条带状圈闭［60］。活动的基底断裂既为基底岩石中氦气提供了释放条件，也为源自寒武系的烃类气体和源自基底的氦气、富氦流体提供了有效的垂向运移通道。运移过程中，以独立气相运移的烃类气体会不断地从富氦流体中抽吸氦气，使得氦气逐渐在气相中聚集，而后氦气与烃类气体共同沿断裂向上运移并在圈闭中聚集，形成富氦天然气藏（图7）。
研究发现，和田河气田的东部气藏中氦气浓度较西部气藏低［12］。前人指出造成东、西部气藏地球化学特征差异的原因可能是：烃类气体生成后，受异常高压而大量溶解于水中，在沿断裂进行垂向运移的过程中，先在位于低部位的东部圈闭脱溶并聚集成藏，而后气水界面以下的水体沿不整合面向西部相对低压区进行长距离搬运成藏［21， 61］。然而，源自深部流体中的氦气若随烃类气体先在东部圈闭成藏，氦气会优先大量进入气藏，仅少部分氦气会随地下水体或烃类气体进行长距离侧向运移，这将导致东部气藏中的氦气浓度高于西部气藏，与实际情况不符。笔者认为氦气浓度的差别可能是由气藏中烃类气体的含量差异引起的，东部气藏中烃类气体储量大，很大程度上稀释了氦气的浓度，而西部气藏中烃类气体储量较少，使得氦气相对含量稍高。综上所述，和田河气田的形成受控于喜马拉雅期的构造运动，具有幕式成藏的特征，而且基底断裂的活动是氦气成藏的关键条件（表2）。
3 富氦天然气藏的成藏关键条件
3.1 稳定古老的基底，充足的氦源
氦源是富氦天然气藏形成的物质基础和前提条件，也是控制成藏的最关键地质条件之一。因此，氦源是否充足是氦气资源勘探中必须首先明确的问题。目前，国内外已发现的大部分富氦天然气藏的氦源均与古老的基底岩石有关，这些古老的富含铀、钍元素的沉积盆地基底岩石，具有持续生氦时间长、面积广、体积大等特征，可为富氦天然气藏提供大量的氦源。当基底在较长一段地质时间内保持稳定时，证明其生成的氦未经历过构造活动而大规模释放，基底岩石或其内的古流体中会保存大量的氦。因此，基底经历的最后一次构造运动的时间，常被用于计算基底岩石的生氦量，在这段时间内累积的氦产量是氦气聚集成藏的有效氦源保障。
当然，除基底岩石以外，沉积盆地内的沉积岩石中也含有一定量的铀、钍元素，尤其是富有机质页岩，也可作为潜在氦源岩，并为富氦天然气藏提供部分氦源贡献。但以往的研究表明，在没有盆地外部氦源和特殊的聚集方式时，以沉积岩层作为单独的氦源岩很难形成富氦天然气藏［3］。因此，一个沉积盆地内氦气资源丰富与否，主要取决于基底岩石，基底稳定且氦源充足是富氦天然气藏成藏的关键条件之一。
3.2 促进释放的热作用与构造活动，推动运聚的流体介质与构造活动
满足氦源条件之后，氦气需从氦源岩中释放并运移、聚集形成富氦天然气藏。氦气从生氦矿物及氦源岩中的大量释放需要外界动力，热作用与构造活动会加快氦气的释放效率。当氦源岩经历的温度超过岩石及矿物对氦气的封闭温度时，氦气的扩散系数会显著增大，研究表明，当花岗岩经历的温度超过250 ℃时，其丢失90%的氦气所需的时间仅为4~6 d［20］。构造活动导致的断层、断裂或微裂缝也可以使氦源岩中的氦气快速释放。当氦气从矿物以及岩石中大量释放后，才可能进一步聚集成藏，因此，促进释放的热作用与构造活动也是控制氦气成藏的关键条件之一。
通过分析与总结实际地质案例，氦气藏的形成主要有幕式成藏和连续成藏2种模式，构造活动和地下流体介质为这2种成藏模式下氦气的运聚提供了有利条件。
幕式成藏是一种快速、高效的成藏方式，特别是对于多构造运动、断裂发育的盆地［62］。具有幕式成藏特征的富氦天然气藏，其形成往往与构造活动密切相关，且构造活动期内地下流体的运动也较为活跃。构造活动引发的基底断裂不仅为氦气从基底岩石中的大规模释放提供了机会和条件，也为氦气或富氦流体向浅部地壳运移提供了优势通道。同时，与构造活动有关的热事件，不仅可以加快氦气的扩散释放速率，也为甲烷、氮气等载体气的形成提供了热催化条件。大部分受断裂影响的气藏，氦气与载体气是同时成藏的，如坦桑尼亚Rukwa盆地和塔里木盆地和田河气田。此外，由构造抬升导致的地质压力差和温度差，也可以促使氦气从氦源岩中释放或从富氦流体中脱出，如四川盆地威远气田，这种情况下，天然气可以早于或者同时与氦气成藏。
连续成藏的富氦天然气藏则明显不同，其主要位于构造稳定区内。长期流动的地下流体是氦气运移聚集的关键条件。氦气从氦源岩中释放后溶解在地下流体中，以水溶态进行长距离运移，在与载体气藏接触后，选择性溶解聚集到载体气藏中成藏。通常情况下，这类富氦天然气藏中载体气成藏早于氦气，且载体气藏形成后一般未经历大型构造活动，氦气充注时间较长，如美国潘汉德—胡果顿大气田。
3.3 早期存在的或与氦气同时成藏的载体气藏
氦气由于分子直径小，扩散渗透性强，丰度低且分散，难以在地壳中独立聚集成藏。目前，具有工业价值的氦气均是以伴生组分赋存于天然气藏中。这意味着，氦气聚集成藏时，须有载体气与之共同成藏或早于氦气成藏，这是富氦天然气藏成藏的又一关键条件。在富氦天然气藏中，氦气与载体气具有异源同储的特征，具有共同的储层、盖层、圈闭等成藏条件，因此，有利于天然气聚集成藏的地质条件即可为氦气在其中的聚集成藏提供基本条件。当载体气藏分布在氦气的运移路径上时，其含氦、富氦的可能性更高，这意味着分布在断裂附近的天然气藏，具有更高的勘探价值，且运移通道前端的气藏比后端的气藏更富氦。由于氦气极易散失，地质条件下的盖层对氦气的封闭并非完全封闭，天然气藏中的氦气可能是一个相对的动态富集的过程，当气藏中氦气的散失量大于补充量时，氦气藏则难以被保存。因此，地质历史中已形成的氦气藏能否被保存下来也是勘探中要关注的重要内容，往往在气藏形成以后未经后期改造作用的保存良好的气藏，其富氦的可能性相对更高。
4 结论
（1）根据氦气的运聚过程以及载体在运聚过程中的相态和作用，氦气的聚集模式可归纳为3类：①地下水脱氦聚集模式；②独立气相“抽吸”聚集模式；③混合流体脱气聚集模式。
（2）壳源富氦天然气藏的形成可分为幕式成藏和连续成藏2种类型。幕式成藏主要受控于大型构造活动，氦气与载体气表现为同时成藏；而连续成藏则与地下水长期流动有关，且载体气成藏常早于氦气。
（3）壳源富氦天然气藏的关键控制条件主要有3个，分别为：①稳定古老的基底，充足的氦源；②促进释放的热作用与构造活动，推动运聚的流体介质与构造活动；③早期存在的或与氦气同时成藏的载体气藏。
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