0 引言
氦气作为不可再生资源，凭借其独有的物理特性在国防和高新技术领域发挥着不可替代的作用，但目前全球氦气年产量（约17×108 m3）小于需求量（约22×108 m3）［1］。随着高新技术的快速发展，其供需缺口正在逐年扩大，近年来氦气价格飞涨逾4倍。我国氦气年进口量约为2 800×104 m3，氦气对外依存度超85%，且进口渠道高度集中，卡塔尔（83%）、美国（10%）和俄罗斯（5%）三国占比达98%，供应链安全面临地缘政治与贸易壁垒双重风险。
自20世纪60年代我国启动氦气资源调查以来，已在四川盆地［2］、渤海湾盆地［3］、渭河盆地［4］、塔里木盆地［5］、柴达木盆地［6］、鄂尔多斯盆地［7］、民和盆地［8］、海拉尔盆地［9］、三水盆地［10］、松辽盆地［11］、苏北盆地［12］等地发现工业氦气，并于1964年启动威远气田天然气提氦工程［13］。但氦气工业发展缓慢，截至2022年，仅威远气田实现氦气商业开发，年产氦气约29.3×104 m3。近几年，随着我国提氦技术的突破，四川、内蒙古、广东、宁夏、甘肃等地已建成提氦项目，全国氦气年产量超1 000×104 m3，氦气对外依存度从历史峰值98%降至85%。然而受制于天然气伴生氦气赋存丰度普遍偏低的资源禀赋特征，现有提氦工艺经济性仍面临显著挑战，亟待加强富氦天然气（≥500×10-6）的勘探开发。
虽早在第一次世界大战期间，美国已在Cliffside、Hugoton、Panhandle、Greenwood、Keyes和Riley Ridge等多个气田实现了氦气商业开发［14］，大量学者尝试对比国内外富氦天然气藏差异揭示我国的氦气富集规律，提出“弱源成藏”［4，13，15-17］等氦气富集理论，但对氦气富集规律的认识依然有限［4］。目前，我国富氦天然气的发现仍主要依赖于天然气的组分检测，尚未形成一套有效的勘探技术。近年来，随着对壳源氦气来源研究的深入，发现壳源型富氦天然气与区域性泥页岩密切相关，如：位于北美克拉通内部Amarillo隆起之上的Panhandle富氦天然气田是美国最为重要的氦气田，其东侧紧邻Woodford页岩沉积中心，该页岩局部层段U含量高达50×10-6 ［18］，页岩与其结晶基底为Panhandle氦气田提供了良好的烃类与氦气供给条件［14，19］。俄罗斯西伯利亚地台富氦气田主要分布在地台内的拜基特隆起和涅帕—鲍图奥巴隆起上，台内坳陷区域广泛发育的里菲系泥页岩和文德系泥灰岩与其比邻，为其提供了良好的气源条件［14］。我国富氦天然气藏也与含气泥页层密切相关，如：四川盆地威远气田［20］、塔里木盆地和田河气田［5］、柴达木盆地的全吉山地区［21］、东坪氦工业气田［6］等含氦天然气藏均发育区域性泥页岩盖层。但区域性泥页岩与氦气分布的耦合关系少有关注，其对氦气富集的控制作用研究尚显空白。为此，本文在四川盆地勘探开发实践的基础上，对筇竹寺组、五峰组—龙马溪组、自流井组东岳庙段与大安寨段4套区域性页岩的生氦潜力、生烃对氦气的稀释作用、页岩空间展布对氦气运移的影响、及其含气页岩层对氦气的捕集作用进行分析，探究区域性页岩与富氦天然气的耦合关系，以期对现今富氦天然气的勘探提供有益借鉴。
1 富有机质泥页岩生氦潜力
目前工业利用的氦气主要由地壳中岩石或矿物内铀（U）、钍（Th）放射性衰变而成［4］，岩体的累计生氦量主要取决于岩体中U、Th元素丰度、岩体的形成年龄及其体积规模，可根据式（1） 估算［22-24］。地壳中U的平均丰度约为2.7×10-6［25］，Th的平均丰度10.5×10-6［25］，除铀矿等高放射性岩体外，常见的岩石仅花岗岩、页岩［24，26］和铝土岩［27］相对富U、Th。鉴于花岗岩类岩石普遍具有大体积侵入体特征及其U、Th放射性生热元素的天然富集属性，富含U、Th的花岗岩常被认为是壳源氦气的主要来源［28-30］。同时，花岗岩内U含量通常在10×10-6以内，Th含量通常在50×10-6以内，1 km3的花岗岩每年生成的氦气仅约几升，为此前人认为氦气生成速度极其缓慢，不存在集中的生氦高峰，较烃类呈现典型的“弱源性”［31］。
式中：Q He为岩体累计生氦量，m3；ρ He为生氦强度，m3/t； v rock为氦源岩体积，m3；ρ s为氦源岩密度，t/m3；T rock为氦源岩年龄，a；［U］为氦源岩中铀的含量，10-6；［Th］为氦源岩中钍的含量，10-6。
目前，四川盆地内分布广泛且已获工业页岩油气发现的区域性页岩主要有寒武系筇竹寺组（Є1 q）和上奥陶统五峰组—下志留统龙马溪组（O3 w—S1 l） 2套海相页岩和下侏罗统自流井组东岳庙段（J1 z 2）与大安寨段（J1 z 4）2套湖相页岩。其中筇竹寺组黑色页岩内U平均含量约为12.8×10-6（2.37×10-6~30.00×10-6），Th平均含量约为10.78×10-6（4.93×10-6~13.00×10-6），其岩石密度约为2.6 t/m3，黑色页岩厚度约为80 m［32］，年龄大致约为540 Ma，折算其单位面积内累计生氦量约为21.31×104 m3/km2。龙马溪组黑色泥页岩的U含量平均约为10.6×10-6（1.1×10-6~60.1×10-6），Th平均含量约为16.1×10-6（1.02×10-6~137.5×10-6），其岩石密度约为2.66 t/m3［33］，黑色页岩厚度约为70 m，年龄大致约为442 Ma，折算单位面积内累计生氦量约为14.01×104 m3/km2。东岳庙段黑色页岩的U含量平均约为3.1×10-6（1.35×10-6~4.62×10-6），Th平均含量约为13.47×10-6（5.79×10-6~17.55×10-6），其岩石密度约为2.6 t/m3，黑色页岩厚度约为15 m，年龄大致约为192 Ma，折算其单位面积内累计生氦量约为0.57×104 m3/km2。大安寨段黑色页岩的U含量平均约为3.26×10-6（1.93×10-6~4.40×10-6），Th平均含量约为8.42×10-6（1.29×10-6~14.15×10-6），其岩石密度约为2.6 t/m3，黑色页岩厚度约为20 m，年龄大致约为184 Ma，折算其单位面积内累计生氦量约为0.61×104 m3/km2。而据威远地区威28井与威117井钻遇震旦系花岗岩厚度超120 m未见底，其U含量平均约为6.7×10-6（2.68×10-6~12.30×10-6），Th平均含量约为32.5×10-6（21.8×10-6~49.1×10-6），其岩石密度约为2.63 t/m3，年龄大致约为794 Ma，按120 m厚度保守估算其单位面积内累计生氦量约43.62×104 m3/km2（表1）。
表1 四川盆地区域性页岩与花岗岩的生氦强度与烃类稀释作用Table 1 The helium generation intensity and hydrocarbon dilution effects of regional shales and granite rock in the Sichuan Basin |
| 地层 | 岩性 | U /10-6 | Th /10-6 | ρ He/［10-12 m3 /（t·a）］ | 平均 厚度 /m | ρ s/ （t/m3） | T rock /Ma | 累计生氦 强度/ （104 m3/km2） | 生烃强度 /（m3/t） | 累计生烃强度 /（104 m3/km2） | 生烃稀 释强度 | 参考 文献 |
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 自流井组大安寨段（J1 z 4） | 泥页岩 | 0.635 | 20 | 2.6 | 184 | 0.61 | 13.73 （推算） | 71 400 | 117 523.7 | ［34-35］ | ||
| 自流井组东岳庙段（J1 z 2） | 泥页岩 | 0.761 | 15 | 2.6 | 192 | 0.57 | 6.40 （推算） | 25 000 | 43 901.7 | ［35-36］ | ||
| 五峰组—龙马溪组（O3 w—S1 l） | 页岩 | 1.74 | 70 | 2.6 | 442 | 14.01 | 19.93 | 362 726 | 25 896.7 | ［37-38］ | ||
| 筇竹寺（Є1 q） | 页岩 | 1.85 | 80 | 2.66 | 540 | 21.31 | 0.267 （推算） | 5 700 | 267.5 | ［32，38］ | ||
| 震旦系（Anz） | 花岗岩 | 1.74 | 120 | 2.63 | 794 | 43.62 | 0 | 0 | 0 | ［38-39］ |
|
综上分析，四川盆地内氦气主要来自于深部花岗岩基底，区域性页岩具有一定的生氦潜力，随着生氦累积时间逐渐减少，4套区域性泥页岩的累计生氦强度逐渐降低。
2 生烃强度对氦气的稀释作用
受氦气弱源性和极强的扩散能力影响，氦气很难在地层内形成独立的氦气藏。迄今为止，全球尚未发现独立的氦气藏［40］。受氦气丰度低，盈利门槛高等客观条件限制，目前氦气基本是作为天然气的副产品提取，主要伴随产量巨大的天然气采出［41］。天然气的富集过程对氦气的稀释作用直接影响着天然气藏内氦气的浓度。前人研究发现，生烃潜量为每克岩石2 mg碳氢化合物（HC）的泥质烃源岩成熟后生成的甲烷数量是该泥质烃源岩在1 000 Ma内累计生成氦气的3 000倍［18］，显示烃源岩的生烃作用对氦气的富集具有重要的稀释作用。而泥页岩较致密，其内烃类以顺层短距离运移为主，巨厚（>30 m）的富有机质泥页岩内易于形成排烃不畅的“死烃源岩”［42］，连续厚度超30 m的泥页岩中部页岩气以原位自生自储为主［43-44］。为此，富有机质的页岩气甜点层内生烃过程对氦气的稀释作用可能较常规烃源岩更强。
前人［34］通过有机碳法推算大安寨段页岩的生气强度为（5.18~7.14）×108 m3/km2，而其累计生氦强度仅为0.61×104 m3/km2，在不考虑氦气和烃类排替差异的条件下，其生烃作用对氦气的稀释强度达86 333.3~117 523.7倍（表1）。东岳庙段页岩累计生烃强度平均约为2.5×108 m3/km2［36］，其累计生氦强度也仅为0.57×104 m3/km2，在不考虑氦气和烃类排替差异的条件下，其生烃作用对氦气的稀释强度也高达43 901.7倍。同时，腾格尔等［37］研究发现，四川盆地内五峰组—龙马溪组页岩的原地生烃强度为12.74~24.99 m3/t，平均约为19.93 m3/t［37］（362 726×104 m3/km2，表1），而其累计生氦强度约为14.01×104 m3/km2，在不考虑氦气和烃类排替差异的条件下，其生烃作用对氦气的稀释强度达25 896.7倍（表1）。此外，姜鹏飞等［32］通过恢复原始有机质的全岩热模拟参数法，以四川盆地各烃源层的厚度、有机质丰度和成熟度等参数为基础推算筇竹寺组的生烃强度约为5 700×104 m3/km2，其累计生氦强度约为21.31×104 m3/km2（表1），在不考虑氦气和烃类的排替差异的条件下，其生烃作用对氦气的稀释强度达267.5倍。而震旦系花岗岩埋藏演化过程中几乎不生烃，其生烃稀释作用可近似忽略不计。可见，除筇竹寺组页岩外，其余3套区域性页岩的生烃稀释作用均强于普通烃源岩（3 000倍）。同时，由深部至浅层，富有机质泥页岩内部原位生烃作用对氦气的稀释作用具有逐步增强的趋势。湖相泥页岩受其干酪根类型以II2型为主［34，36］，较海相页岩I型干酪根更倾向于生气，其内U、Th含量低于海相页岩、生氦时间短，生烃稀释作用较海相页岩更为强烈。
3 页岩对氦气运移富集的影响
3.1 氦气在地层温压条件下的赋存状态
模拟实验［45］显示（图2），地层水中氦气的溶解度在30 ℃时最小。在30 ℃以下，氦气溶解度随着温度升高而降低，在30 ℃以上随着温度升高而增大。当温度升高到80 ℃时，其溶解度较30 ℃增大约13%~18.3%。而氦气在水中溶解度对压力更为敏感，在30 ℃纯净水中，0.1 MPa、1.0 MPa、10 MPa和100 MPa条件下，氦气溶解度从8.65 mL/kg逐步增长为84.87 mL/kg、833.12 mL/kg和7 078.4 mL/kg，近似呈指数级增长［45］。尤其是，在30 ℃、40 MPa条件下，其氦气的溶解度达3.15 L/kg［45］，高于现今I类页岩气甜点层的总含气量（3.0 m3/t） ［46］。表明在深部地层条件下，地层水对氦气可能具有重要的束缚和运载能力。
同时，五峰组—龙马溪组泥页岩每年生氦量仅约为1.74×10-12 m3/t（表1），按442 Ma考虑，其历史累计生氦量仅为0.7 L/t，而页岩层内现今地层孔隙度多在8%以内［47］，其孔隙内含水率多在20%~50%之间［48］。按页岩密度2.6 t/m3估算现今页岩内含水量约为6.1~15.3 kg/t，结合焦页1HF井实测地层压力34 MPa，地层温度80.92 ℃［49］，可知其地层水中氦气的溶解度约为3.5 L/kg，页岩内地层水饱和氦气的体积约为21.35~53.55 L/t，其为累计生氦量的30~76倍。为此，页岩内自生氦气难以在深部地层状态下达到溶解饱和，其在地下以水溶态为主，其在深部地层内的运移主要受水的运载作用控制。
3.2 页岩层内氦气运移规律
众所周知，泥页岩为松散细粒沉积物经埋藏压实成岩而成，在沉积物埋藏压实初期，其孔隙主要为地层水饱和，在埋藏压实的初期，其内孔隙水以垂向排替为主，且从松散沉积物至现今泥页岩，其体积压缩率常超90%［50］，其内早期生成和捕集的氦气可能以溶解态随着孔隙水向上排替出泥页岩层。仅少量氦气伴随着排替不畅的孔隙水残留在泥页岩地层内。其内氦气主要来自于页岩成岩后U、Th衰变产生的氦气和向上扩散或侧向运移外源供给的氦气。
尽管，泥页岩并非沉积后就持续生氦在内部聚集，不如现有主导观点认为其对氦气的贡献那么大［23-24，26］，但其对下伏含水层内氦气的聚集可能具有重要的控制作用。随着泥页岩埋藏压实作用的推进，其逐渐变得致密，渗透率逐渐降低，区域性泥页岩常作为隔水层，对下伏地层中地层水向上排替产生封隔作用，其下伏储水层或储气层易于形成超压体（图3）。而地层水中氦气溶解度受压力影响剧烈，随着异常超压的发育，地层水对氦气的溶解度大幅提升，有助于深部向上逸散的含氦流体溶解于泥页岩下伏的超压储水层内。同时，泥页岩的垂向封盖作用导致地层水的垂向渗流速率减慢，有助于超压长期稳定保存，进而有助于页岩下伏承压含水层内氦气稳定聚集或沿区域性流体运移方向，缓慢侧向运移。在深部具有丰富的氦气来源、长时间稳定的承压含水层内，可能聚集一定浓度的氦气水溶液。当其运移至浅层或与高角度深大断裂连通地层水快速运移到浅层时，其温度与压力大幅降低促使地层水对氦气溶解度大幅降低，其内氦气可能脱溶成游离气，进而出现富氦天然气［38， 51］和富氦温泉伴生气［52］。
而在页岩层上覆的潜水层处于正常压实带［图3（b）］，其内以欠压为主，其地层水处于开放体系。较承压水，其内地层水的温压低，对氦气的溶解能力相对较小。同时，受大气降水等影响，其内开放体系下水位和温压波动频繁，以及上覆缺乏封盖条件，氦气易于垂向逸散，不利于氦气长期稳定聚集。
4 含气页岩层对氦气的捕获作用
尽管氦气主要以溶解态赋存在地层水中，即使在含水率较低的页岩气层内，其地层水的溶解度为其原位历史累计生氦量的30~76倍。前人推测，页岩须在超800 Ma的时间内，埋深小于1 000 m才可能达到饱和［53］，绝大多数盆地背景下，几乎无法达到溶解饱和，氦气难以从溶解态转换成游离态。而在坦桑尼Eyasi气田温泉伴生气中氦气浓度可高达10.2%［54］，在威远气田内氦气浓度可高达1.877%［55］，显示自然界中大量游离态的氦气存在。现有观点认为，其来源主要有2种可能：①气层内氦源矿物释放气态的氦气直接进入气层中。研究显示，除独居石（241 ℃）、榍石（191~218 ℃）、锆石（170~190 ℃）对氦气有较高的封存压力外，磷灰石（75±7 ℃）、碳酸盐矿物（70±10 ℃）的氦气封存温度较低［53］，泥页岩内U、Th缺乏矿物晶体的束缚，氦气的排出基本不受晶体结构影响［56］。在深部干层和天然气层内，氦气可能以游离态进入到气层内，天然气作为其运载气，氦气随天然气一同运移，实现对气层内自生氦气的捕获。②水溶态的氦气脱溶析出［53］。现有观点认为其存在2种可能。其一：为地层抬升、异常高温等导致温压降低，地层水中氦气达到饱和而脱溶。而如前所述，五峰组—龙马溪组泥页岩历史累计生氦量约为0.7 L/t，考虑1 000 m埋深的浅层30 ℃、10 MPa、20%孔隙度和100%含水率条件下，其氦气在地层水中饱和氦气浓度达84.87 L/t，在地质历史时期氦气完全不存在漏失的条件下，现今氦气的溶解度为其历史累计生氦量的121倍。为此，在地层水未与大气连通的条件下，地层抬升难以实现氦气的脱溶，其也是至今未发现独立的氦气藏［57］的一个重要原因。其二：氦源岩内出现气态烃或非烃气体（CO2、N2）时，气—水界面处氦气分压会快速下降，从孔隙水中脱溶后随天然气一同运移［18，53］。而现实中大量气藏具有底水结构，其气水界面处氦气的浓度极低，其分压很小，利于气藏底部水层内溶解态氦气持续脱溶进入气藏内，气藏内氦气的浓度应与连通深部氦源的地层水关系密切，但实践中并未发现天然气藏内氦气丰度与底水存在密切关系。而在断裂输导体系内裂缝等高渗输导层内，烃类气泡在水层中受浮力的作用，快速向上运动，且随着向上流体压力的逐渐降低，烃类气泡逐渐变大，在气泡后方紊乱的水体内易于形成短暂的负压区［图4（a）］。在烃类气泡途径氦气浓度相对较高的地层水时，其后侧短暂的负压区内流体压力快速下降［58］，可能促使少量的氦气脱溶，以游离态存在于地层水中。当后侧烃类气泡进入负压区时，其将可能捕获部分游离的氦气，进而形成含氦烃类气泡［图4（a）］［59］。在含氦气泡内，因氦气的分压极小，难以再次溶解回地层水中，随着含氦烃类气泡的运载而稳定运移，实现烃类气体对其途径富氦地层水中氦气的捕集。
同时，由于不同矿物晶体对氦气的封闭温度不同，当地层埋深增大或受热异常影响，地层温度达到矿物晶体对氦气的封闭温度时，矿物中氦气集中释放可能在地层中形成少量具有一定尺寸大小的氦气泡，以及烃类气泡后侧的负压区内脱溶的氦气也可能形成具有一定尺寸大小的氦气泡，其在短时间难以完全溶解于地层水中。该类氦气泡在水层中的浮力高达其自身重力的8 000倍，为其在天然气层内浮力的约1 400倍［图4（b）］，在水层中氦气泡以垂向运移为主，在上覆水层中逐渐被溶解，或沿高角度裂缝等纵向连续的地层水运移通道快速漏失，带动其内溶解气体的脱溶，多种气体的混合气泡内各气体分压大幅降低，再难回到水溶态，在地表泉眼处形成浓度>0.3%的高氦天然气，给人以深部存在丰富氦气的假象，如目前已报道一定数量的温泉伴生高氦气体［30］，却尚未在其深部发现大型富氦气藏。相反，在气藏底部气—水界面处，受亨利定律［31］和浮力的作用，氦气泡极易从地层水进入到天然气层内，但因其在气层内浮力仅为自身重力的5.7倍，在气层内其纵向运移动力锐减。加之气藏盖层底部常饱和天然气，天然气分子对部分孔喉的堵塞作用［17］，促使氦气在天然气藏内垂向逸散速率远小于水藏，从而气层在氦气垂向逸散过程中发挥着“减速带”作用。同时，富有机质的高热演化泥页岩层常为含气层，不仅其内气态烃类能大幅降低氦气的垂向运移动力，而且其较常规油气储层毛细管压力巨大，能大幅削弱氦气柱的浮力，在二者共同作用下页岩层内氦气气柱的高度常大于常规气藏，尤其是溶洞型碳酸盐岩常规气藏（图5）。
5 氦气分布与区域性页岩的空间耦合关系
虽然页岩通过控制地层水的运移及其含气性对氦气的运移和垂向漏失可能起到控制和减速作用，但其与氦源岩的空间配置关系，也决定着其对氦气富集的控制作用。如五峰组—龙马溪组在四川盆地中西部地区缺乏，其埋深中心位于四川盆地东北部，五峰组—龙马溪组页岩埋深超过6 000 m，向西南方向上倾。最浅的区域位于威远气田附近，在广安市华蓥山背斜的核部地层出露。在深埋区（川东北地区）和浅层出露区均发育有贫氦气田（<200×10-6）和含氦气田（200×10-6~500×10-6），而富氦气田（≥500×10-6）位于五峰组—龙马溪组页岩剥蚀区，显示富氦天然气田的平面分布与五峰组泥页岩空间展布的耦合关系不甚明显，五峰组—龙马溪组泥页岩对四川盆地氦气富集的控制作用有限（图7）。
而四川盆地内，筇竹寺组存在3个埋深中心，分别在绵阳新场气田、普光气田和万州北侧。在各大中心地区，筇竹寺组页岩的埋深超10 000 m，其内天然气都具有典型的贫氦（<200×10-6）特征。随着筇竹寺组页岩的埋深向威远地区逐渐减小，气藏中氦气的浓度逐渐增大，整体与区域流体势降低的方向一致（图8）。
在构造剖面中，氦气浓度随筇竹寺组泥页岩埋深增大而减小的规律也十分显著（图9）。在南西—北东向构造剖面中，随着筇竹寺组页岩向西南地区埋深逐渐变浅，其东北部元坝气田的氦气浓度从166×10-6逐渐上升到磨溪气田的503×10-6，最终在威远地区形成氦气浓度达2 475×10-6的富氦气田［14］。同样，在北西—南东方向的构造剖面中，氦气的浓度也呈现资阳气田逐步聚集的趋势，最高达1 158×10-6。而西部凹陷和南部帚状构造带均以贫氦气田为主，这一趋势与盆地内油气聚集规律相一致，在资阳气田的东南侧，筇竹寺泥页岩相对平缓，且高角度深大断裂发育，导致其内流体横向运移通道不如西北侧川西凹陷连续，氦气区域运移不如西北侧川西坳陷明显，导致其内氦气丰度变化范围更宽，且整体氦气丰度大于西北部坳陷（图9）。
现有研究认为地球上3He主要为地球形成时捕获太阳系的原始氦，地球形成后主要生成4He［5］。同时，氦气同位素比值显示［61］，四川盆地的氦气为壳源成因，主要来源于前震旦纪花岗岩。因此，在没有深断裂引入幔源氦气的情况下，四川盆地的3He/4He值可能保持相对均一。而在运移过程中，受同位素重力分异作用的影响，往往随着运移距离的增长，其轻同位素（3He）相对富集。由图10可见，沿中坝—八角场—磨溪—威远气田一线，其R/Ra值逐渐变大，指示着其内氦同位素随着气藏内氦气的丰度增大而逐步变轻。同时，沿从东向西沿黄草坝—合川—相国寺—磨溪—威远气田一线，氦气的R/Ra值也整体呈现逐渐变大的趋势，也呈现气藏内同位素随着氦气丰度的增大而逐步变轻，指示着盆地内氦气向威远气田逐步运移聚集的特征。
① 中国地质调查局.四川盆地油气勘探进展跟踪与勘探方向分析.内部报告，2016.
此外，受深大断裂连通深部至浅层，形成高角度高速运移通道的影响，断入花岗岩体的断层有利于花岗岩内氦气的排出，并在浅层圈闭内截留富集，如在鄂尔多斯盆地东胜气田［64］，尽管其泊尔江海子断裂两侧浅层都有区域性泥页岩发育，但该断裂深入基底花岗岩内，连通了深部花岗岩体氦源，氦气优先沿断层上盘运移，在连通断层的砂体内富集，其氦气浓度高达2 477×10-6。而断层下盘内的岩性油气藏内尽管毗邻氦源花岗岩体，但没有高效的运移通道，其内氦气浓度仅为523×10-6［图11（a）］。在柴达木盆地东坪气田内［6］，其富氦天然气也主要出现在断层上盘，且在横向上构造高部位相对富集氦气。同时，东坪3井分别在埋深1 101 m、1 686 m和1 803 m钻获天然气的氦气浓度达850×10-6、4 750×10-6和10 690×10-6，显示深部氦气向上扩散过程中，气层对氦气具有一定的捕集和减速效果［图11（b）］。四川盆地川中隆起区不发育连通深部花岗岩的垂向深大断裂，盆内主要受筇竹寺组页岩空间展布规律控制着氦气的区域运移和富集。在盆地西侧垂向深大断裂发育，可能存在断入花岗岩内的深大断裂［65］，在浅层形成富氦天然气藏。
6 结论
（1）四川盆地内筇竹寺组、五峰组—龙马溪组、自流井组东岳庙段与大安寨段4套区域性泥页岩与花岗岩基底均相对富集U、Th，具有一定的生氦潜力，但受其年龄和地层厚度限制，其不仅生氦潜力小于基底花岗岩，而且由深至浅累计生氦强度逐渐降低。
（2）区域性泥页岩的生烃过程对氦气的稀释作用也十分显著，受干酪根类型和自身生氦强度低的影响，浅层陆相页岩的生烃作用对氦气的稀释作用十分强烈，稀释作用大于43 901.7倍。而海相页岩相对陆相页岩富集U、Th，生氦时间长于陆相页岩，其生烃作用对氦气的稀释作用弱于陆相页岩，尤其是筇竹寺组生烃过程对氦气的稀释能力相对最弱，为267.5倍，低于普通的烃源岩生烃过程对氦气的稀释强度。
① 中国地质调查局.四川盆地油气勘探进展跟踪与勘探方向分析.内部报告，2016.
（3）现今温压条件下，页岩层内孔隙水饱和氦气的溶解量为其历史累计生氦量的30~76倍，页岩层原位生成氦气难以在深部地层状态下达到溶解饱和，氦气在地下以水溶态为主。区域性泥页岩通过其对区域水循环的控制作用，促使深部氦气在承压含水层内聚集和呈现一定规律性的运移。
（4）氦气在地层水和天然气中运移动力差异巨大，含气页岩层不仅对其内自生氦气具有一定的捕获作用，也对其下伏氦气的垂向逸散漏失发挥着“减速带”作用，有助于深部氦气在气藏内的聚集。
（5）四川盆地内天然气伴生氦气浓度向川中隆起区逐渐升高，且其氦气同位素具有逐渐变轻的趋势。显示氦气的分布与主力氦源岩（花岗岩）上覆的第一套区域性页岩空间展布特征存在密切关系，指示着筇竹寺组对四川盆地氦气的富集具有重要的控制作用。同时，结合四川盆地断裂分布特征和东胜气田与东坪气田等勘探实例发现，氦气的富集不仅与区域性页岩的空间展布关系密切，而且受其区域性页岩的连续性和断入深部氦源的深大断裂控制作用明显。断入花岗岩体的断层有利于花岗岩内氦气的排出及在浅层圈闭内富集。
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