0 引言
稀有气体位于元素周期表最右一列，化学性质稳定，且在不同地质储集库中同位素组成差别较大，在示踪地球深部和浅部的地质地球化学过程中发挥重要作用，被广泛应用到太阳系起源、地球及行星演化、矿床成因、天然气运移、地下流体来源及演化等研究领域［1-3］。氦气是一种重要的战略性资源，在医学成像、航空航天和其他高新制造业有不可替代的用途［4］。目前全球氦气年需求量为2.2×108 m3，但年产量不足1.7×108 m3，且需求量与日俱增，而我国氦气供应长期严重依赖进口，年进口量达2.8×107 m3，对外依存度超过95%，资源安全形势严峻［5］。探究氦气成藏规律，寻找国内氦气资源，是保障我国氦气资源安全的重要手段。
目前，工业利用的氦气几乎全部开采于天然气，且以壳源氦气为主。与大规模集中生烃和排气的天然气成藏过程相比，壳源氦气有三大特点：①壳源氦气不存在生气高峰，4He由地壳中铀、钍等的放射性元素衰变产生，生成速度稳定但极其缓慢；②壳源氦气生成量大，在漫长的地质历史时期，巨大地质体的生氦量是可观的；③壳源氦气呈现分散态。铀、钍等氦源元素通常广泛分布在三大类岩石中，尤其是热液成因变质岩或油页岩中，铀、钍的分散性导致其生成的壳源氦气也呈“分散态”。那么缓慢生成的大量“分散态”氦气是如何从岩石中运聚到天然气藏当中的？这是氦气成藏至关重要的一步。目前氦气运聚方面的研究较为薄弱，使我国在氦气资源调查评价中缺乏理论指导。研究氦气运聚规律，对于氦气成藏模式探索和战略资源勘探开发具有重大的理论和应用价值。
1 稀有气体的来源分类
稀有气体有5种稳定同位素，包括He、Ne、Ar、Kr和Xe，由于它们不易与其他物质发生化学反应，因此又被称为“惰性气体元素”。稀有气体既包括原始稀有气体组分，如3He、20Ne和36Ar等同位素，它们在地球和行星演化的初始阶段被捕获在地质体中；也包括放射性及核成因稀有气体组分，如4He、21Ne、40Ar和136Xe等同位素，它们由不同的母体同位素通过放射性衰变及核反应形成。随着地球各圈层不断演化，原始组分发生逃逸挥发、放射性和核成因同位素的生成以及元素间的分馏过程导致地球上不同储集库中稀有气体同位素及元素分度存在较大差异［9］。目前认为，地下流体系统中稀有气体主要有三大来源：壳源、幔源和大气源［10］（图1）。
壳源稀有气体主要由放射性衰变、核反应和裂变产生，轻稀有气体（He、Ne、Ar）主要由放射性衰变和核反应产生，而重稀有气体（Kr和Xe）的产生与裂变有关。壳源氦气以4He为主，由U、Th元素放射性衰变形成的α粒子捕获电子形成［1］，而地壳中微量的3He是通过锂中子反应形成3H，再由3H通过β衰变形成，即6Li（n，α）3H（β－）3He反应［11］。壳源Ne同位素21Ne和22Ne全部由核反应形成［12］，而壳源40Ar主要由40K的β衰变产生。地壳中少量的Kr和Xe由238U和232Th自发裂变产生，另外热中子和快中子诱发裂变成因Kr和Xe也占一定比例［1］。基于上述不同的同位素体系，前人已创建诸多定年方法，包括He素定年法［（U-Th）/He法］、Ar-Ar（K-Ar）定年法、U-Xe定年法，以及4He、21Ne、81Kr定年法等，广泛应用在地质体定年、盆地热史研究和地下水定年等领域［13-18］。
幔源稀有气体主要包括3He等来自幔源的同位素，常在构造活动区出现，而大洋中脊玄武岩（MORBs）和洋岛玄武岩（OIBs）被认为是地幔研究的窗口。通常认为MORBs代表上地幔对流，氦同位素比较均一，在8±1 Ra之间［19］，其中Ra是大气中3He/4He值（1.4×10-6）。OIBs代表了地幔上涌熔融过程中的“异常”，目前认为是来自深部地幔的热边界层（地幔柱）或地幔对流中的非均质层，其中的氦同位素比值变化较大，在5~50 Ra之间［20-21］。另外，地幔中20Ne/22Ne、21Ne/22Ne、40Ar/36Ar和129Xe/130Xe值与大气源也存在较大差异（表1），可用于识别地质体中的幔源信号，为揭示地球形成、壳幔演化以及各圈层相互作用提供了重要信息。
表1 壳源、幔源和大气源稀有气体同位素比值Table 1 Noble gas isotopic ratios in crust, mantle and air sources |
| 储集库 | R/Ra | 20Ne /22Ne | 21Ne /22Ne | 40Ar/36Ar | 129Xe /130Xe |
|---|---|---|---|---|---|
| 壳源 | 0.02 | 0 | 0.47 | >295.5 | — |
| 幔源—MORB | 8 | 12.6 | 0.060 | ~30 000 | 7.7 |
| 幔源—OIBs（Galapagos） | 23 | 12.6 | 0.033 | ~3 000 | 6.7 |
| 幔源—OIBs（Iceland） | 17.5 | 12.6 | 0.035 | ~5 000 | 6.8 |
| 大气源 | 1 | 9.8 | 0.029 | 295.5 | 6.496 |
大气是稀有气体重要储集库之一，与其他储集库相比，大气中贫He，但富集Ne、Ar、Kr和Xe。其中Ar含量最高，可达9 340×10-6 cm3 STP/cm3，Xe含量最低，为0.09×10-6 cm3 STP/cm3。部分稀有气体同位素，如20Ne、36Ar和84Kr，只有大气这一个来源，没有显著的地壳和地幔来源，被称为大气来源稀有气体（ANG）。由于这些同位素来源单一，且在地下流体系统中不易与其他物质发生化学反应，其含量及元素比值的变化仅受物理过程的影响，因此它们是示踪地下流体相互作用的有效手段，常用于刻画地下水、烃类、氮气和二氧化碳运聚过程中的多相平衡过程［6，8］，包括识别地下流体的种类和相态［22］，确定不同流体的体积［23］，判断地下系统的开放程度［24］，刻画地下流体的迁移过程［25］等。
2 富氦气藏中稀有气体同位素特征
2.1 氦气特征
天然气中氦气工业品位受控于氦气含量、气田储量、提取分离经济技术条件等，我国学者基于国内氦气藏特征认为天然气中氦气工业品位为0.05%~0.1%［26-27］，美国将这一标准定为0.3%［28］。而对于液化天然气，其氦气工业标准仅为0.04%［29-30］，这是由于氦气沸点极低，难以被液化，在液化天然气过程中会富集在尾气中，这一人为过程降低了需液化天然气中氦气的工业标准。目前我国在多个含油气盆地均发现有氦气显示，包括东部的松辽盆地［31］、苏北盆地［27，32］、渤海湾盆地［33-34］，中部的鄂尔多斯盆地［35-39］、渭河盆地［40-41］、晋中盆地［42］、四川盆地［43-44］以及西部的塔里木盆地［45］、柴达木盆地［46］等。国内外不同地区氦气含量及同位素特征见图2。
DAI等［47］提出的天然气中氦气藏分类标准，即当氦气含量>0.15%，为富氦气藏；氦气含量0.05%~0.15%为含氦气藏；氦气含量<0.05%为贫氦气藏。另外本文将1 Ra作为幔源和壳源气的分界线，划分出六大区域，分别为幔源贫氦区、幔源含氦区、幔源富氦区、壳源贫氦区、壳源含氦区和壳源富氦区（图2）。可以看出，美国Hugoton-Panhandle气田、我国塔里木盆地和田河气田、四川盆地威远气田、柴北缘地区部分区域天然气中的氦气均达到富氦标准，坦桑尼亚裂谷带、渭河盆地、晋中盆地的温泉气和地热生气也达富氦标准。另外，我国东部渤海湾盆地黄骅坳陷和临清坳陷中氦气含量较低［47-50］，大部分集中在0.000 8%~0.12%之间，但济阳坳陷花沟气藏中氦气含量达2.08%~3.08%，属于幔源富氦气藏［33］［图2（b）］。苏北盆地天然气中氦气含量在0.01%~1.34%之间，其中黄桥油气田氦气含量最高［27，32］。鄂尔多斯盆地中部分气藏达到含氦标准，包括苏里格气田［47］、榆林气田［47］和大牛地气田［36］等，东胜气田［37］和石西区块［38］甚至有部分地区达到富氦标准［图2（c）］。
作为一种重要的稀有战略性资源，目前发现的具有工业价值的可开采氦气大部分显示壳源特征，如目前世界上最大的氦气田——美国Hugoton-Panhandle气田氦同位素特征在0.14~0.25 Ra之间［51］，气田东部的Kansas盆地中氦同位素也显示地壳来源，为0.06~0.13 Ra［52］；渭河盆地氦同位素比值为0.033~0.126 Ra［41］，塔里木盆地和田河气田氦同位素组成为0.06~0.08 Ra［45］；柴北缘地区牛东、东坪和马北气田氦同位素比值为0.01~0.05 Ra［46］；鄂尔多斯盆地氦同位素组成为0.014~0.097 Ra［35-39，47］，四川盆地氦同位素比值为0.017~0.27 Ra［43-44］，这些地区幔源氦气的贡献率均极低，基本可忽略。渤海湾盆地中的氦气既有幔源成因，又有壳源成因，可能与各个油气田中深大断裂系统的分布有关［48］。幔源富氦气藏的规模通常较小，在我国东部郯庐断裂带两侧的含油气盆地中发现有氦同位素值的高点，如苏北盆地黄桥气田富氦地区氦同位素比值在1.96~3.24 Ra之间［27，32］，渤海湾盆地济阳坳陷花沟气藏氦同位素比值为3.1~3.2 Ra［33］，均表明幔源氦气的贡献率较高。值得注意的是，壳源气藏中主要气体组分以CH4和N2为主，而幔源氦气藏中则以CO2和N2为主。
地壳中氦气以4He为主，由铀钍等元素放射性衰变产生，铀放射性同位素包括238U、235U和234U，但234U只占U总量的0.005%，可忽略；Th主要由 232Th组成，丰度达99.995%。总体而言，4He生成过程如下［53］：
式中：t 1/2为各同位素衰变的半衰期；E为衰变过程中释放的能量，无量纲。根据放射性衰变定律，岩石中每年每克U、Th分别产生3.24×1012和7.71×1011个氦原子［1］，换算后为1.21×10-7 cm3和2.87×10-8 cm3（STP）氦气。
研究表明壳源氦气可能来源于基底及周缘的花岗岩，如世界富氦气藏美国Hugoton-Panhandle气田［51］、我国威远气田［54］、阿尔及利亚Hassi R'Mel气田［55］均发育有花岗岩基底。另外，渭河盆地作为我国富氦地区之一，盆地南缘秦岭地区也发育有大量多期次花岗岩体，进一步计算表明，秦岭八大花岗岩体和渭河盆地基底隐伏磁性体自形成后的生氦量达1.85×1010 m3，远高于盆地内氦气资源量2.13×109 m3［53］。另外，有学者认为整个地壳，包括上地壳和下地壳均可为浅部地层提供氦气［15，56］。由于放射性衰变不受温压条件的限制，只与衰变时间有关，因此4He在地质历史时期会不断生成和累积，当地质体越古老、体积越大时，4He生成量就会越大。
2.2 氖气、氩气、氪气和氙气特征
天然气中氖同位素一般显示大气源和壳源混合特征。美国Hugoton-Panhandle气田20Ne/22Ne值与大气值9.80类似，分布在9.58~9.83之间，但21Ne/22Ne值在0.037 3~0.050 76之间，明显区别于大气中20Ne/22Ne值（0.029），有22.2%~42.8%壳源21Ne的贡献［51］。位于美国Hugoton-Panhandle气田东部Kansas盆地其他气田中Ne同位素结果也显示有部分壳源21Ne贡献，其占比在28.2%~53.5%之间［52］。另外，柴北缘天然气中21Ne/22Ne值在0.032 8~0.050 4之间［46］，我国四川盆地龙马溪组页岩气中21Ne/22Ne值在0.029~0.047之间，都显示有壳源21Ne的加入［57］。
与4He类似，地质体中放射性成因40Ar由40K通过β放射性衰变产生，具有年代累积效应，均明显区别于大气中的比值（295.5），如美国Hugoton-Panhandle富氦气田40Ar/36Ar值较为均一，在818~1 156之间［51］；柴北缘东坪和马北气田40Ar/36Ar值在883~2 862之间，牛东气田40Ar/36Ar值在393~432之间［46］；四川盆地龙马溪组页岩气40Ar/36Ar值在340.5~7 075.6之间［57］。由于4He和40Ar的生成均与放射性衰变时间成正比，同一气田，在氦气富集的区域40Ar/36Ar值可能相对较高（图3）。如四川盆地龙马溪组页岩气中4He与 40Ar/36Ar值之间存在良好的正相关关系，4He值越高，40Ar/36Ar质量就越高。当气井中页岩气补给量低时，页岩气对压裂过程中从矿物基质中释放的放射性成因4He和40Ar的稀释作用较弱，就会出现气体中4He值和40Ar/36Ar值较高的现象［57］；我国柴北缘地区也发现相似的规律，4He含量和40Ar/36Ar值之间呈现一定的正相关关系，但当氦气含量较高时，相关关系较弱。值得注意的是，不是所有的天然气中高氦均伴随着高 40Ar/36Ar值，如美国Hugoton-Panhandle气田中虽然氦气含量变化较大，在0.29%~1.05%之间，但 40Ar/36Ar值较均一（818~1 156），这可能是因为该气藏中原位生成的氦气比例低，气藏中的氦气不只与放射性母体元素和放射性时间有关，而受控于地下水的运移携带［51］。
3 稀有气体示踪氦气运移过程
3.1 基本原理
在地表条件下，空气与地表水发生相平衡，大气中的稀有气体饱和溶于地表水，并随着地表水运移至地下，当遇到油气等地下流体时，由于稀有气体在不同流体中的溶解度存在差异，会在不同相态之间进行交换，达到平衡状态。影响稀有气体在不同相态之间平衡分馏过程的关键因素在于稀有气体在不同溶剂中的溶解度，可用亨利定律来进行量化表征，即在一定温度下，理想气体在液体中的饱和浓度与液面上该气体的平衡分压成正比［10］：
P B=K B×x B
式中： x B为气体B在溶液中溶解的物质的量分数，mol/mol；P B为气体的分压，MPa；K B为气体B的亨利常数，MPa，与温度和溶剂类型有关。亨利常数越大，代表溶解度越低，稀有气体在水和油中的亨利常数见图4。
总体而言，稀有气体亨利常数随质量数的增长而变小，也就是说稀有气体溶解度随质量数的增大而增大（Ne < Ar < Kr < Xe），另外亨利常数还与温度有关（图4）。在地表条件下，溶解于水体中稀有气体的含量受控于补给条件，如温度、盐度和海拔等。当大气来源的稀有气体（ANG）随水体迁移至地下，遇到其他流体相（如油相、气相等）时，由于不同稀有气体在油相和水相中的溶解度不同，会导致ANG在各个相态之间发生相平衡，造成ANG含量的变化并在元素间发生分馏。例如，当天然气与初始地下水相遇而发生相平衡时，初始地下水中的ANG会部分脱溶进入天然气中，该过程受控于气体在溶液中的溶解度规律（亨利定律）。在此过程中，由于20Ne在水中的溶解度比36Ar低，20Ne更容易进入气相，造成气相中20Ne/36Ar值比地下水中的值高。因此，根据实测的ANG 地球化学数据，可建立研究区的稀有气体分馏模型，模拟盆地内曾发生过的油—气—水平衡，或二次油—气—水平衡等，示踪流体运移情况。
李玉宏等［60］通过模拟计算分析了亨利定律在氦气运移和成藏中的关键作用，提出氦气在深部氦源岩处分压大、温度高易溶于水而运出、氦气运移至浅部遇气藏后分压降低进入气藏、气藏盖层中氦气分压低难溶于水而利于氦气保存，即氦气在氦源岩处“运得出”。为进一步讨论稀有气体地球化学在氦气成藏示踪方面的具体应用，本文选择国内外典型富氦气藏进行研究，包括美国Hugoton-Panhandle气田、柴北缘油气田、坦桑尼亚裂谷带和渭河盆地地热田。
3.2 美国Hugoton-Panhandle气田
美国Hugoton-Panhandle气田位于美国中部，地跨堪萨斯（KS）、得克萨斯（TX）和俄克拉荷马（OK）3个州，面积约为2.15×104 m3，是世界上最大的富氦气藏。烃源岩为奥陶系到宾夕法尼亚系地层，其中上泥盆统—下密西西比统的伍特福德组（Woodford）是最重要的烃源岩；主要产气层为二叠系狼营统（Wolfcamp），是一套沉积在高位体系域浅海大陆架之上的碳酸盐岩储集层；盖层为狼营统顶部韦契塔组蒸发岩石膏层。
该气田中可采天然气资源为2.3×1012 m3，氦气含量在0.29%~1.05%之间，按平均氦气含量0.6%计算，氦气资源约为1.38×1010 m3。天然气中3He/ 4He同位素比值在0.14~0.25 Ra之间，显示壳源氦气的特征。地下流体系统中20Ne、36Ar无壳源或幔源成因，只能来源于空气饱和地下水，油—气—水之间发生的相平衡过程会造成20Ne/36Ar值的变化。该气田天然气中20Ne/36Ar值与空气饱和地下水中类似，这表明稀有气体来自地下水的完全脱气过程，进一步根据20Ne含量和天然气资源量，估算该气田形成过程中接触过的地下水体积为2 170 km3。另外，20Ne与4He之间呈现良好的线性关系（R 2 = 0.82），说明4He累积与20Ne密切相关，由于20Ne来源于地下水，也就是说Hugoton-Panhandle气田中4He的运移与地下水运移密不可分［51］（图5）。
3.3 柴北缘油气田
柴达木盆地是我国西部大型中新生代含油气盆地，盆地基底较为复杂，为元古代变质岩及火山岩、早古生代浅变质沉积岩、火山岩及花岗岩和晚古生代未变质沉积岩和花岗岩。在盆地北缘分布有多个油气田，储集层为新近系渐新统—上新统，烃源岩为侏罗系含煤地层，热演化程度自西向东逐渐降低［63］，与油气地球化学特征一致：西部的东坪气田干燥系数（C1/C1-5）平均为0.97，以干气为主；东坪气田东北方向的牛东气田中甲烷含量为86.47%~89.04%，干燥系数较低（0.89~0.91）；东部的马北气田甲烷含量在76.64%~88.04%之间，干燥系数更低为0.70~0.96，大部分集中在0.85~0.88之间，以湿气为主［64］。
柴北缘地区4He与20Ne呈强正相关关系（图5），R 2=0.98。由于天然气中20Ne来自于空气饱和地下水，因此该地区4He也是从地下水中脱溶出来的。根据盆地内20Ne/36Ar等元素比值以及20Ne、36Ar在气藏中的含量特征，定量刻画了盆地内氦气及油气成藏过程中的油—气—水相互作用，认为柴北缘地下流体系统中先发生油—水相平衡过程，这个阶段地下水中的稀有气体部分脱溶进入油相，部分保留在地下水中，随后发生气—水相平衡过程，此时保留在地下水中的稀有气体部分脱溶进入气藏。定量模拟结果表明马北地区多油少气，油气比为9.93~13.36，东坪地区特征变化较大，总体显示出少油多气的特征，油气比为17.20~1 081.28。牛东地区的油气特征介于马北和东坪之间，油气比为75.97~151.48。值得注意的是，3个气田中4He含量与气水比之间呈现良好的负相关关系，气水比越高，4He含量越低（图6）。也就是说当天然气总量较低时，气—水交换更彻底，导致气藏中4He浓度较高，当大量的气体充注到气田时，会对气藏中的4He造成稀释，从而降低氦气的含量［46］。
3.4 坦桑尼亚断裂带温泉气
在断裂带附近分布有众多热泉，研究结果表明，热泉气体以氮气为主，氮气含量达78%~95%。另外，温泉气中氦气含量及氦同位素比值呈现出较大差异。坦桑尼亚北部带显示典型壳源氦气特征（3He/4He值为0.039~0.053 Ra），氦气含量最高（2.7%~10.6%）［52］。坦桑尼亚南部Mbeya三角联合带的氦同位素特征可分为2类（图7）：在靠近火山的区域，3He/4He值高（1.21~3.45 Ra），代表地幔流体贡献高，但该地区氦气含量低，仅为0.001%~0.02%，另外4He/40Ar*值低（40Ar*为放射性成因40Ar），主要气体中CO2含量高、N2含量低；在远离火山的区域，3He/4He值低（0.18~0.69 Ra），即壳源贡献率高，这些地区氦气含量较高，为0.04%~2.5%，4He/40Ar*值高，主要气体以N2为主，有少量CO2。该区域地球化学特征代表地壳端元与地幔端元（SCLM或MORB）的混合，越靠近火山区域，地幔特征越明显，越远离火山区域，地壳特征越明显［52］。总体而言，坦桑尼亚地区3He/4He与氦气含量之间呈负相关关系，即壳源氦气贡献越大，氦气含量越高。
3.5 渭河盆地地热气
渭河盆地位于鄂尔多斯盆地和秦岭造山带之间，是一个东西向展布的新生代断陷盆地，区域地层可分为前新生代基底和新生代沉积地层。盆地内新生界地层最厚达6 000~7 000 m，主要为一套河流相—湖泊相上细下粗的碎屑岩沉积，多个沉积旋回在纵向上形成了良好储盖组合。另外，有证据表明盆地中南部基底广泛保留有上古生界石炭系—二叠系煤系地层，为盆地内天然气富集提供有机质来源［69-71］。该地区地热资源丰富，大部分地热井伴生气以氮气为主，氮气含量为56.61%~98.79%，平均为85.43%，少部分伴生气中甲烷含量较高，如渭南中医学院井（82.44%）、渭热1井（69.50%）、渭热11井（52.94%）和华县2井（71.70%）［40-41］。我国渭河盆地与前一小节所讨论的坦桑尼亚地区地质条件有类似之处，均为稳定克拉通周缘的断裂活动区，地热和温泉资源丰富，但天然气总量不高。
渭河盆地地热井伴生气中氦气资源十分丰富，氦气平均含量为1.3%~1.5%，最高可达9.23%［53，72-73］。3He/4He同位素值在（3.61~78.0）×10-8之间，基本以壳源为主，幔源氦气贡献可忽略不计［74-75］。盆地内水溶气主要气体组分以CH4和N2为主，仅1口井以CO2为主［40］。根据伴生气气体组分特征，将地热井分为3组，其中A组CH4含量低（平均为9.78%），但N2和He含量高（平均分别为76.14%和1.62%），B组气体组分特征刚好与A组相反，即CH4含量高（平均为61.22%），但N2和He含量高（平均分别为16.33%和0.06%）。另外，C组井（华县2井）除He含量外，特征与B组井类似，即CH4含量高（71.70%），N2含量低（27.20%），但He含量高（2.11%）［41］。
盆地内4He与20Ne呈现良好的线性关系，说明氦气富集与地下水关系密切（图5）。根据盆地内20Ne、36Ar、84Kr和130Xe等空气来源稀有气体地球化学特征，模拟了地下流体系统中发生的相平衡过程，结果表明渭河盆地曾发生过油—水瑞利分馏过程，模拟结果显示盆地内油水比达0.06~0.18，A组和B组地热井气水比分别为0.02~0.08和1.22~1.38。建立了渭河盆地氦气成藏模式：①空气饱和地表水运移到地下，空气来源的稀有气体随之进入地下流体系统；②氦气等地壳来源的气体溶解到地下水中；③地下水与石油发生油—水瑞利分馏；④主要气体组分加入流体系统中，其中少量N2和CH4溶解到地下水，形成A组地热流体，特点是高氦弱气；随后更多的CH4溶解到地下水中，其中的N2和He被稀释，形成B组流体，以低氦强气为特征；最后大量的CH4饱和溶于地下水后，形成游离相，周缘花岗岩体提供丰富的氦气来源，持续的气水交换则使大量的He在气相中富集，形成C组气，高氦游离气，即富氦天然气藏（图8）［41］。
虽然渭河盆地氦气相对含量高，但大部分以水溶气形式存在，导致盆地内氦气绝对总量不高，且氦气开采过程中需先抽水再脱气，不够经济，目前渭河盆地氦气勘探最关键因素是在富氦区寻找到游离天然气藏。
4 氦气富集成藏有利条件
氦气作为一种战略性资源，近年来其成藏机理及富集条件研究受到国内外广泛关注，认识也日益完善。根据含氦气藏中的主要气体组分的不同，氦气藏可分为含氦油气藏、含氦氮气藏和含氦二氧化碳气藏［76］；按照氦气来源及成藏过程进行分类，氦气藏又包括基源—运移富集型、自生自储型（页岩系统）和壳—幔混合型［77］；按照氦气的赋存状态，氦气藏又分为游离气藏和水溶气藏［52， 64］。全球范围内各氦气藏规模有大有小，氦气含量有高有低，且地质条件千差万别，因此很难总结出统一和通用的氦气成藏模型［76］。本文基于典型富氦气藏的稀有气体地球化学特征，结合氦气成藏地质背景，从氦气生成、释放和运移等角度总结出氦气富集成藏的四大有利条件。
4.1 富铀钍花岗岩基底及古老克拉通提供丰富氦源
氦气成藏最基础的条件是有充足的氦气来源。壳源氦气由氦源元素铀、钍等放射性衰变产生，不受温度、压力等外在环境条件的影响，因此壳源氦气生成量与铀钍含量及衰变时间成正比，这点与常规天然气存在主生烃期存在显著的差异。由于铀、钍等元素放射性衰变速率缓慢，因此壳源氦气成藏具有“弱源”的特征。铀、钍元素在整个地壳中均有分布，地壳可提供基础4He通量。当部分地区发育有富铀、钍地质体，会造成氦气的局部富集。目前发现，一些富氦油气田地区发育有花岗岩基底或与花岗岩体临近，如美国Hugoton-Panhandle气田、阿尔及利亚Hassi R'Mel气田、我国渭河盆地、柴北缘地区、威远气田等。由于铀、钍属于亲石元素，会富集在岩浆演化后期形成的花岗岩中，这些富铀钍花岗岩为盆地提供基础氦气通量以外的额外氦气，有利于氦气的局部富集。另外，一些古老的克拉通在漫长的地质历史时期会累积大量的氦气，为该地区氦气成藏提供了丰富的氦源。
4.2 发育新构造活动利于氦气释放
氦气成藏的第二步是生成的氦气从矿物中释放出来。不同富铀钍矿物对氦气的封闭温度在27~250 ℃之间，如晶质铀矿中4He封闭温度最低，为27~76 ℃［78］，磁铁矿的4He封闭温度最高，为250℃［79］，因此可以推断岩石中氦气的封闭温度低于250 ℃。按地表温度15℃、地温梯度3 ℃/100 m计算，也就是250 ℃代表地下7 800 m的深度。也就是说在地下7 800 m以深的区域，氦气不受温度封存的影响。另外，断裂是岩石中氦气释放的有效通道［80］。在一些新构造活动区，断裂会将不受温度封存的氦气运移至浅部地层。因此在古老地层的新构造活动区最容易发生氦气富集，如坦桑尼亚克裂谷区，古老克拉通在2.5 Ga的地质历史时期内长期稳定，在25~20 Ma发生新构造运动，在稳定克拉通内部产生热源和断裂，有利于氦气的释放［51］。威远气田在喜马拉雅造山运动中发生抬升，使得氦气在前寒武系中富集［81］。
4.3 存在地下水系统和游离气藏益于氦气运移
氦气的运移方式包括3种：靠浮力以游离气形式运移、溶解于地下水随之运移和随载体气藏运移［52］。与烃类气相比，氦气的成藏过程与常规气藏存在较大差异。由于氦气在自然界中含量稀少，不存在主生气期，无法形成单独的游离气，因此其运移过程依赖于地下水及载体气的迁移。由于壳源氦气藏中4He均与20Ne之间呈现正相关关系（图5），而地下流体系统中20Ne来自空气饱和地下水，因此氦气的富集与地下水密切相关。地下水系在盆地中广泛分布，从源岩中释放出来的氦气会优先溶解在地下水中。当存在游离气相时，如天然气等，随着地下水的运移，气相和水之间的相平衡会使稀有气体，特别是溶解度极低的氦气，不断脱溶进入气藏。此时，天然气藏就相当于一个“滤网”，将地下水中的氦气不断“过滤”进气藏，如关中盆地华县2井附近的富氦游离气藏、柴北缘地区油气田等。一些页岩的U、Th含量虽然较高，但形成富氦气藏的可能性较低［57］，这是由于页岩是一个自生自储的系统，较少有地下水从外界携带大量氦气进入该体系，导致系统中氦气生成量相较于页岩气生成量过少，不利于形成富氦气藏。部分氮气藏发现有氦气的富集，如北美Williston盆地，CHENG等［82］认为该盆地中氮气和氦气以一定通量从地壳脱气并向上扩散，在部分地区形成游离氮气藏，氦气则通过气—水交换进入气藏后富集起来。我国东部幔源氦气富集现象被认为与CO2在地下水中的溶解和矿化有关。当幔源CO2与氦气通过深大断裂运移至浅部时，气相中大量的CO2溶解于地下水发生矿化，形成片钠铝石，从而导致气藏中He含量升高，发生富集［83］。另外，如果地下流体系统中不存在游离气藏，地下水中溶解的氦气无法脱溶，就随着地下水的运移而散失，也不利于氦气的富集。
4.4 主要气体相对于氦气补给量适中利于氦气富集
以天然气藏为例，当甲烷从烃源岩运移到气藏过程中，最初与地下水接触的气体中氦气含量最高。当第二期次的甲烷运移经过相同路径时，由于地下水中氦气含量已经过初次气—水平衡作用而降低，因此第二次经过气—水分馏后气相中氦气含量会大大降低。以此类推，后期产生的天然气所脱溶出的氦气会更少。因此，当甲烷的补给量过大时，后期补给的气体会使稀释前期形成的高氦气体，导致氦气含量低于工业标准而无经济价值。另外，气藏形成后，当边底水运移时，天然气会不断与地下水发生相平衡而脱溶氦气，当气藏规模越大，形成富氦气藏所需的氦气就越多，也就是说气藏所接触的地下水需越古老（保存更多的氦气）且体积越大，而对于品位较差的小气藏，则更容易产生氦气富集。总之，无论是在气藏运移过程中或气藏定型后，当气藏品位较低时，更易形成富氦气藏，因此，可将低品位天然气和氦气共同开发和利用，获取最大的经济价值。
5 结论
（1） 国内外存在众多富氦天然气藏（He＞0.15%），大部分气藏3He/4He值显示壳源特征，如美国Hugoton-Panhandle气田、我国塔里木盆地和田河气田、四川盆地威远气田、柴北缘地区和鄂尔多斯盆地等。另外，一些温泉气和地热气也显示壳源富氦特征，如坦桑尼亚裂谷带、渭河盆地和晋中盆地等，主要气体组分为CH4和N2。
（2） 富氦的烃类及N2气藏中4He与20Ne之间常呈良好的正相关关系，由于气藏中的20Ne来源于空气饱和水，因此4He的富集可能与地下水关系密切；稀有气体溶解分馏模型结果进一步表明，氦气应先溶于地下水再脱溶进入气藏。
（3） 幔源富氦气藏较少且规模较小，在我国东部出现，主要气体组分为CO2和N2，如渤海湾盆地济阳坳陷花沟气藏和苏北盆地黄桥地区等。由于气藏中CO2气体易溶解于地下水或矿化形成碳酸盐矿物，这导致气藏中CO2气体含量降低，从而氦气相对丰度增加。
（4） 总结出氦气成藏四大有利条件：古老克拉通及富铀钍花岗岩提供充足的氦气来源、发育新构造活动、存在地下水系统和游离气相以及气藏中主要气体组分相对于氦气补给量适中。
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