0 引言
渭河盆地是我国含有富氦天然气的盆地之一，其中渭南、西安和咸阳等地的多口地热井的伴生气中均发现有不同含量的壳源氦气、甲烷等。据统计，盆地内101件地热井气体样品中氦气体积分数平均为1.50%，最高达9.23%。李玉宏等［1，20］通过对个别井开展气量监测及天然气成因分析，认为该盆地内氦气主要来源于基底花岗岩，推测盆地内存在古生界烃源岩，可生成天然气作为氦气的载体，基本明确该盆地具备一定规模的天然气及氦气资源潜力，但天然气与氦气富集成藏的机理尚不明确。本文研究以渭河盆地为研究对象，恢复其构造热演化史，结合其氦源矿物分布及赋存特征，从盆地构造热演化史的角度探讨温度对氦气释放、天然气成藏及保存的控制作用，进一步揭示富氦天然气的成藏机理，以期为富氦天然气成藏理论以及氦气资源调查评价体系的建立和完善提供新的思路和参考依据。
1 渭河盆地烃源岩和氦源矿物赋存特征及生氦量
渭河盆地位于关中地区，为鄂尔多斯盆地南缘新生代断陷盆地。石炭纪—二叠纪，渭河地区作为古生代大华北盆地的组成部分接受沉积，晚三叠世—晚白垩世，受秦岭陆内造山的影响，该区逐渐停止接受沉积，整体抬升遭受剥蚀，直至始新世中、晚期，在鄂尔多斯盆地与秦岭造山带之间发育成为一个东西向展布的新生代断陷盆地（图1）。受构造运动影响，该盆地断裂体系十分发育。渭河盆地作为我国首个设立氦气矿权的沉积盆地，是研究盆地热演化史对富氦天然气成藏影响作用的典型地区。
由于目前没有明确的“氦源岩”岩性定义及相关参数［1，23］，前人通过对美国Panhandle-Hugoton气田、中国塔里木盆地西南部富氦气田等的调研，发现这些盆地深部均分布着体积巨大、时代古老的花岗岩体或花岗质片麻岩，这些体量极大的深埋岩体被认为是氦气的有效源岩之一［1-7，23-25］。因此，渭河盆地内氦气的主要来源被认为是盆地基底隐伏的及南缘广泛分布的多个印支期和燕山期花岗岩体［1，25-26］。由于放射性元素U、Th多赋存于矿物中，本文将富含U、Th的矿物定义为氦源矿物。地壳中放射性元素分布是由其沉积和花岗—变质岩层的物理—化学和构造分异作用所控制的，多在热页岩、铝土岩、花岗岩中富集［1，14，24］，一般情况下，放射性元素含量随地层埋深由深到浅呈纵向衰减［27-28］。
综上所述，可以笼统地认为烃源岩在地层中分布较为集中且规模较大，埋藏相对较浅；而氦源矿物分布较为广泛而分散，但总体上越靠近地壳深部的花岗岩体中氦源矿物越为富集。
表1 渭河盆地花岗岩中富含铀、钍的副矿物（氦源矿物）统计Table 1 Statistical table of uranium and thorium rich accessory minerals (helium source minerals) in the granite of Weihe Basin |
通过岩体中氦源矿物的含量，可估算出一定体积的岩体生成的氦气量［1］。由于地下岩体的体积难以估算，本文研究选取盆地南缘具有代表性的华山岩体计算了磷灰石、锆石和榍石可生成氦气的量，并借以讨论构造热演化对氦气释放的影响。首先，取华山岩体有效体积为650 km3，密度为2.5 g/cm3，时代为133.8 Ma［1，31］，计算出华山岩体的总质量约为1.63×1018 g；再根据张乔等［30］研究成果统计了华山岩体中磷灰石、锆石和榍石占单位岩体的比重，以及这些矿物中UO2和ThO2的含量（表2）；最终根据BROWN［3］总结的氦气生成量的计算公式［式（1） ］计算了华山岩体中磷灰石、锆石和榍石可生成的氦气的量。
He=(1.22×10-13×U+0.292×10-13×Th)×T
式中：U为岩体中U元素含量，10-6； Th为岩体中Th元素含量，10-6；T为岩体形成时间，a。
表2 华山岩体主要富铀、钍副矿物生氦量统计Table 2 Statistical table of helium production from main uranium-rich thorium accessory minerals in Huashan rock mass |
| 富铀钍副矿物* | 磷灰石 | 锆石 | 榍石 |
|---|---|---|---|
| 单位重量占比 | 2.25×10-5 | 1.05×10-5 | 2.03×10-4 |
| 华山岩体中含量/g | 3.66×1013 | 1.71×1013 | 3.30×1014 |
| 副矿物中UO2占比/% | 0.03 | 0.3 | 0.03 |
| 副矿物中ThO2占比/% | 0.04 | 0.12 | 0.04 |
| 副矿物中UO2含量/g | 1.10×1010 | 5.12×1010 | 9.90×1010 |
| 副矿物中ThO2含量/g | 1.47×1010 | 2.05×1010 | 1.32×1011 |
| 华山岩体中铀离子含量/g | 9.67×109 | 4.50×1010 | 8.71×1010 |
| 华山岩体中钍离子含量/g | 1.29×1010 | 1.80×1010 | 1.16×1011 |
| 华山岩体不同矿物生氦量/m3 | 2.08×105 | 8.05×105 | 1.87×106 |
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从表2可以看出这3种矿物所生成的氦气量有显著的差异，其中榍石所生成的最多，磷灰石所生成的最少。需要说明的是，由于该计算值仅供下一步讨论氦气释放与热演化之间关系所用，因此整个华山岩体均按照UO2和ThO2的含量较低的燕山岩体来计算，并未细分其中燕山岩体和印支岩体。
2 温度与天然气生成和氦气释放的关系
氦源矿物的封闭温度是控制氦气从源岩中释放的重要因素之一［33-34］，花岗岩中常见的氦源矿物对氦的封闭温度各不相同。本文研究在对渭河盆地周缘花岗岩中氦源矿物进行分析的同时，对我国有富氦天然气显示的柴达木盆地及鄂尔多斯盆地也开展了调研，结果表明这些盆地花岗岩中的氦源矿物以锆石、磷灰石、独居石及榍石等U、Th类质同象矿物最为常见［26，30，34］，其中锆石的封闭温度为170~190 ℃，磷灰石为75±7 ℃，独居石为241 ℃，榍石为191~218 ℃［26，35］。因此，依据这几种常见氦源矿物对氦的封闭温度等初步划分了氦源矿物对氦的封闭带（图3）：即将小于60 ℃划为氦气封闭带，这一温度与烃源岩生烃门限温度和磷灰石的封闭温度较为接近，在该区间内很少有天然气生成，且主要氦源矿物尚未进入氦封闭温度，所释放氦气有限，少量普通矿物和U、Th独立矿物释放的氦气难以得到保存；60~220 ℃为部分封闭带，这一区间内烃源岩开始生成天然气，氦气具备了富集成藏的载体，且磷灰石、锆石和榍石等主要氦源矿物进入氦封闭温度，开始释放氦气，但仍有独居石等主要氦源矿物尚未进入封闭温度；大于220 ℃为非封闭带，这一区间烃源岩进入大量生气阶段，且几乎所有氦源矿物都无法封闭氦气。
结合前文烃源岩生烃温度，可认为180 ℃以上时烃源岩进入大量生湿气和裂解甲烷阶段，也是主要氦源矿物释放氦气的温度区间，二者重合度较高。
3 渭河盆地构造热演化与富氦天然气成藏的关系探讨
3.1 渭河盆地构造热演化史与氦气释放
前人对渭河盆地的构造演化研究认为该盆地在太古代—古元古代形成基底，在中—新元古代经历了裂陷槽发育过程，自早古生代以来进入边缘海盆发育期，接受沉积，三叠纪末到白垩纪一直处于陆内逆冲推覆阶段，自古近纪开始持续沉降，形成了新生代断陷盆地［1］。受印支运动和燕山运动的影响，渭河地区及南部周缘广泛发育印支期和燕山期的花岗岩岩体，岩浆活动将深部幔源3He输送到盆地流体系统内，由于缺少封盖体系，仅有少量3He被保留下来，而岩体中氦源矿物中的U、Th元素缓慢衰变产生氦气并将其部分保存在矿物晶格中。
任战利等［36］认为渭河盆地在大约40 Ma以来经历了快速沉降，并在5 Ma左右发生了加速沉降，平均地温梯度为3.50 ℃/100 m。笔者根据渭热2井地质、测井资料所做的热演化史图显示固市凹陷在古近纪初期开始快速沉降至今，地层温度快速升高，与前人认识基本一致［22］（图4）。如图4所示，新近系张家坡组烃源岩埋深大约在2 000 m以浅，按平均地温梯度计算地层温度约为70~90 ℃，处于生烃门限内，但尚未进入大量生气的阶段；古生界烃源岩在古近纪早期就已进入生油窗，现今处于生成干气的阶段。而位于沉积地层下部的花岗岩体在古生代—中生代进入氦部分封闭带后又被抬升冷却进入氦封闭带，直到古近纪末—新近纪才再次进入氦部分封闭带，乃至氦非封闭带。
为了更加直观地揭示热演化史对氦气释放、成藏的影响，本文研究以华山岩体为对象（盆地内基底样品难以采集），从氦源矿物封闭温度的角度来讨论固市凹陷热演化史对氦气释放的影响。前文所述，华山岩体中3种主要氦源矿物的封闭温度不同，按照渭河盆地热演化史，在2 000 m左右，地层温度到达磷灰石释放氦气的区间，位于沉积地层下部的花岗岩中磷灰石集中释放氦气；当埋深达到5 000~6 000 m之间，地层温度快速升高至锆石和榍石释放氦气的区间，沉积地层下部的花岗岩中锆石和榍石集中释放氦气。如图4所示，花岗岩中磷灰石释放氦气时，研究区尚未大量生成天然气，当锆石和榍石释放氦气时研究区古生界烃源岩恰好大量生气，氦气有利于混入天然气进入运移通道，进而保存成藏。并且，由于锆石、榍石的生氦量远大于磷灰石，这2种矿物释放的氦气对于研究区形成富氦天然气藏更加重要。
3.2 渭河盆地天然气成藏及氦气释放的耦合关系推测
渭河盆地南缘花岗岩氦源矿物主要为榍石、锆石和磷灰石，根据各矿物的封闭温度可初步认为研究区氦气释放的主要温度区间大概在60~220 ℃之间。根据渭河盆地固市凹陷热演化史，超过6 600 m即进入氦非封闭带，这个区间内氦气释放已不受温度影响；500~6 600 m为部分封闭带，随着深度及温度的增加，矿物对氦气的封闭能力逐渐变弱，因此，在不考虑运移因素的情况下，地层埋深越深矿物释放氦气量越大。并且，盆地快速沉降导致有效氦源岩中氦源矿物达到其相应的氦封闭温度的时间较短，氦气集中释放时间也较短。根据图4所示，渭河盆地氦气集中释放期有2期：第一期在47~50 Ma之间，由于仅有磷灰石到达释氦温度，氦气释放的量较为有限，部分氦气逸散，剩余氦气呈游离态或溶解于地下水中被封闭在盖层条件较好的地区，但是这一时期并未有大量天然气生成，氦气难以独立成藏；第二期在5~10 Ma之间，锆石和榍石都达到释氦温度，氦气释放量达到峰值，同时，古生界烃源岩集中生气并成藏，氦气释放期与天然气成藏期高度重合，对氦气混入天然气藏十分有利。
这一推论也为渭河盆地古生界气源中氦气含量较高，而新近系生物气源中氦气含量较低的现象做出了合理的解释。结合盆地热演化史与前人对天然气碳同位素分析，可以推测渭河盆地固市凹陷天然气成藏与氦气释放过程：埋藏较深的古生界烃源岩在中新世以来快速进入大量生气阶段；同时，埋藏更深的磁性体以及地层中的氦源矿物也快速进入氦非封闭带或者部分封闭带，开始释放氦气。天然气沿断裂等通道纵向、横向运移时可捕获、携带散布于地层裂隙、孔缝中的氦气进入高陵群和蓝田—灞河组储层、圈闭，进而保存成藏。张家坡组厚层的湖相沉积泥岩可以作为稳定的区域盖层，而该层系中的烃源岩由于埋深较浅，成熟度较低，仅生成规模有限的生物气，由于其上部缺乏稳定的区域盖层，难以形成有效圈闭。另外，张家坡组层位较新，距离盆地深部磁性体等富含氦源矿物的地层较远，缺乏外源氦气供给，同时生气层及储层均较年轻，其中铀、钍元素衰变时间较短，生成氦气含量有限。因此，不易形成富含氦气的生物气天然气藏。
3.3 渭河盆地富氦天然气成藏模式推测
氦气分子体积极小、难以吸附，很难有岩性、构造等圈闭对其进行有效封闭［1，23］。因此，当盆地被改造或有断裂活动时，氦源矿物晶格会被破坏并释放部分氦气［25-26，28，37］，这部分氦气会提前进入地层，一部分散失，另一部分散布于地层之中。当构造热演化达到一定程度时，烃源岩和氦源矿物由于分布特征不同，烃源岩会集中生成大量天然气，而氦源矿物释放少量而分散的氦气。这一过程中，天然气、地下水等持续运移、循环，并裹挟散布在地层中的氦气，在封闭体系中保存，最终形成富氦天然气藏［1，23，26］。本文研究探讨了盆地热演化与天然气成藏及氦气释放的关系，并在此基础上初步建立了以花岗岩为有效氦源岩的盆地的富氦天然气成藏理论模式（图5）。
根据对渭河盆地热演化史及其烃源岩和氦源矿物的赋存特征和氦源矿物封闭温度的研究，初步认为渭河盆地天然气及氦气成藏有以下特点：第一，渭河盆地内烃源岩分布较为集中，埋藏相对较浅，氦源矿物以榍石、锆石和磷灰石为主，分布较为广泛且深部更为富集。第二，由于烃源岩和氦源矿物的分布特征差异，天然气的产出较为集中，而氦气分布较为分散，天然气在运移过程中可裹挟散布的氦气进入圈闭。第三，渭河盆地作为年轻的断陷盆地，沉降期晚、沉积速率快，烃源岩达到最大埋深及最大热演化程度晚，当构造热演化达到一定程度时，烃源岩集中生成天然气，氦源矿物集中释放氦气，二者存在时空耦合关系，混合比例高，有利于氦气保存并形成富氦天然气藏。因此，笔者认为氦气的释放过程兼具漫长、零星释放和集中、幕式释放2种类型，但就形成富氦天然气藏而言，与天然气生成具有耦合关系的幕式释放过程贡献更大。
4 结论
本文明确了渭河盆地氦源矿物的赋存特征，从构造热演化史的角度探讨了温度对氦气释放的作用，以及与天然气成藏之间的过程及机理，初步取得了以下认识：
（1）温度对氦气释放有非常重要的控制作用。根据多个含有富氦天然气的盆地中主要氦源矿物对氦封闭温度及氦气成藏的特性，划分出氦封闭带（<60 ℃）、部分封闭带（60~220 ℃）和非封闭带（>220 ℃）。
（2）渭河盆地壳源氦气主要来源于富含U、Th元素的榍石、锆石和磷灰石等氦源矿物，较为分散地分布在岩石中，释放氦气的温度区间主要集中在大于180 ℃的区间，与天然气大量生成的温度区间重合度高，有利于形成富氦气藏。
（3）新生代的断陷作用导致渭河盆地在大约40 Ma以来经历了快速沉降，并于5 Ma左右发生了加速沉降，地层快速升温，古生界烃源岩集中生成天然气，氦源矿物生成的氦气也集中释放，天然气在运移过程中不断裹挟散布在地层中的氦气进入圈闭，从而形成富氦天然气藏，二者富集过程具备时空耦合关系。
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