富氦天然气藏氦源岩特征及关键评价参数

尤 兵 陈践发 肖 洪 刘晓强 刘凯旋

1.“油气资源与探测”国家重点实验室·中国石油大学（北京）2.中国石油大学（北京）地球科学学院 3.四川轻化工大学化学与环境工程学院

0 引言

氦气（He）是一种无色、无味、单原子的化学惰性气体，是宇宙中含量第二丰富的元素，但其在地球上的含量却很低。此外，氦气是自然界已知沸点最低的元素，由于其特殊的物理—化学性质，特别是其在超低温下仍为液体的特性和化学惰性，使其成为一种不可替代、关系国家安全和高新技术产业发展的重要稀缺战略资源[1]，在临床医学、航空航天、核磁技术、深海潜水、电子产业等领域都有广泛应用[2-3]。目前，通常认为天然气中氦的含量达到0.05%～0.1%即具有工业价值[4-5]。然而，针对氦气的生成、运移、聚集、保存机理的研究尚较薄弱，是亟待解决的理论基础[3,6]。氦源的研究是氦气资源勘探中的关键研究内容之一，其不仅可以为氦气成藏机制的建立提供理论基础和支撑，也可以为富氦天然气藏预测提供关键证据和认识。有关氦源的研究内容主要包括：①明确氦气的来源与不同氦源的相对贡献[5,7-12]；②壳源氦源岩的分布特征、岩石类型、富铀、钍矿物组合及氦源岩放射性元素组成[12-16]；③壳源氦源岩生氦量模拟和氦质量平衡计算[17-22]；④壳源氦源岩中氦气释放特征[19,23]。但这些研究内容尚未解决氦源有效性评价及氦气来源精细识别等问题，还需要对氦源进行深入、系统的研究。为此，笔者通过调研前人研究成果，分析并总结了氦源的研究现状与研究方法，提出了氦源岩的评价参数，对于未来氦气资源的勘探研究具有重要参考价值。

1 氦气成因与来源

氦（He）有3He和4He两种稳定的同位素，具有初始型、散裂成因型和放射性成因3种成因类型[24]。其中初始型是由“恒星合成元素”假说的核聚变产生的氦，现多保留在地幔中；散裂成因型指由物质与宇宙射线相互作用产生的氦；放射性成因型则主要来自于铀、钍的放射性衰变生成的氦。鉴于不同成因的氦气储存于不同的地质体中，因此按来源又可分为大气源、壳源（放射性成因）和幔源3种来源（图1），其中3He主要来源于地幔脱气，而4He主要来源于放射性元素衰变[10,25]。

图1 氦气来源模式图

1.1 大气源氦

通常，大气源的氦主要来自固体地球脱气作用释放出的氦气，如大洋中脊的火山喷发、岩浆脱气和岩石风化作用释放出来的氦。大气中氦的含量非常少，约为5.24 ppm（1 ppm=1 μg/g，下同）[26]，一般可从地下水补给区溶解到水中（图1），随着地下水循环进入盆地流体系统。然而，天然气藏中的大气氦含量较少，往往可忽略不计。

1.2 幔源氦

幔源氦中3He的含量相对更高。地幔中含有大量的原始气体，属于地球形成时赋存于地球内部的气体，包括CO2、N2、CH4、He等挥发物，其可通过岩浆脱气作用被释放出来，从而使氦气进入盆地流体系统中（图1）。因为只有地幔熔融和岩浆活动才能源源不断地把3He和其他挥发物运移输送到盆地流体系统中[27]，因此，幔源3He的存在意味着盆地底部有构造活动或火山活动[28-29]。

1.3 壳源氦

壳源氦为放射性成因氦，自然界中铀、钍等放射性元素（238U、235U和232Th）的衰变都会产生4He[24,30]，如典型的衰变反应有：238U→206Pb+84He+6β；235U→207Pb+74He+4β；232Th→208Pb+64He+4β等。铀、钍元素在整个地壳中均有分布，岩石（如花岗岩、页岩等）中的铀、钍虽然含量较低，通常为ppm级，但随着地质时间的积累，放射性成因的氦在地壳中也有相当数量的聚集[31]。

在已报道的沉积盆地内的富氦天然气藏中，大部分天然气藏中的氦以壳源氦贡献为主[6,9,32-34]，以幔源氦气贡献为主的气藏不多（表1）。然而，在我国松辽盆地[8,35]、苏北盆地的黄桥气田[5,8]和三水盆地的一些气井[36]，发现了典型的幔源氦的贡献，且其中幔源氦贡献高达65.4%（表1）。研究结果表明，这些气田紧邻郯庐大断裂（超壳断层）或与火山区有关，为地幔脱气提供了有利的构造环境，而在非火山区或构造挤压区，深大断裂则为幔源氦气的运移提供了重要通道[33]。据此可知，形成幔源氦气藏可能需要同时满足两个重要条件：①裂谷构造环境，伸展性断裂发育并与上地幔沟通（图1），从而为幔源氦向地壳运移提供开启性良好的通道；②氦气藏需要有源源不断的氦气补给，而且补给量不小于气藏中氦气的散失量[5,20]。

表1 国内外富氦气藏的氦同位素特征及幔源氦贡献表

氦气补给不仅是形成幔源氦气藏的重要条件，也是所有含氦、富氦天然气藏形成的必要条件，因为氦的渗透性极强，比其他气体更容易通过盖层散失。因此，只有当补给量高于散失量时，气藏中的氦气含量才会达到一种动态平衡，以保证氦气的含量相对稳定在一定的水平上。同时，幔源氦的补充需要通道保持开启。而壳源氦却不同，一方面储集层岩石内铀、钍元素放射性衰变可不断地生成氦，因此，气藏中有持续的氦补给；另一方面氦气的释放和运移不只受控于断裂，与温压条件、介质密切相关。来自地壳基底的氦，其通量约为1.47×10-6mol4He/(m2·a)[45]，可以通过溶于孔隙流体或地层水等方式进行补充。

不同来源的氦气同位素组成具有较明显的差异，3He/4He值被应用于确定氦的来源，通常认为壳源、大气源和幔源来源的氦3He/4He值分别为n×10-9～n×10-8、1.4×10-6和 1.1×10-5[4,46]。样品中3He/4He（R）与大气中3He/4He（Ra）的比值（R/Ra）也可用于判断氦气来源，即R/Ra=(3He/4He)样品/(3He/4He)大气。当R/Ra＞1，表明天然气藏中氦气有明显的幔源氦贡献；当R/Ra＜0.1时，可以认为天然气藏中氦气基本来自壳源氦[7-8,47]。由于大部分天然气藏中幔源氦贡献较少（表1），因此，下文中主要针对壳源氦进行深入探讨。

2 壳源氦源岩评价参数探讨

富氦天然气藏中的壳源氦气来自于铀、钍等元素的放射性衰变[19,39,48-49]，而放射性衰变是一种反应速率仅与同位素绝对含量相关的一级物理反应过程，所以铀、钍等放射性元素含量高的岩石，通常可作为潜在“氦源岩”。张文等[50]类比了烃源岩的定义将富含铀、钍、大量生成和排出氦气的岩石定义为氦源岩。Danabalan等[51]提到氦源岩是指其铀、钍含量和年龄都足够提供氦气的岩石。前人研究认为，基底岩石中通常积累了大量的氦，只是在没有释放机制的条件下，氦无法从中大量排出[22-23,52]，笔者认为这些岩石也可作为氦源岩，故富含铀、钍元素的古老岩石均可作氦源岩。

有关壳源氦源岩的研究既对氦气来源判识具有理论意义，同时也是指导氦气资源勘探的重要根据之一。然而，在勘探实践中尚未建立氦源岩的评价参数和评价指标。笔者类比烃源岩的评价参数，提出了氦源岩的评价参数，分别为氦源岩石类型、氦源岩铀、钍元素丰度、氦源岩形成年龄及氦源岩体积规模（表2），这里的氦源岩石类型是指氦源岩的岩石特征，其富铀、钍矿物组合和氦源岩元素组成是生成氦气的基本条件；氦源岩铀、钍元素丰度和其形成年龄则从根本上控制了气藏中氦气的强度；氦源岩的体积规模则决定了生成氦气的总量。

表2 烃源岩与氦源岩评价参数表

对于天然气藏中的壳源氦的含量来说，主要取决于氦源岩中的铀、钍含量及形成年龄，但地质体中铀、钍元素丰度低，仅为ppm级，且半衰期长达数十亿年以上，因此，氦源岩都是弱源岩。这意味着氦源岩形成年龄及体积规模进一步地影响了天然气藏中的壳源氦含量，岩石体积大且经历了较长的地质时间的氦源岩可以产生有潜在经济价值的氦气。但由于缺乏理论和大量的地质实际支撑，尚无法明确氦源岩的评价标准。

3 壳源氦源岩特征

壳源氦的氦源岩石类型和性质是氦源岩有效性的重要影响因素。氦源岩石类型可以为岩浆岩、变质岩及沉积岩，目前，大量研究结果表明，盆地基底花岗岩可作为富氦天然气藏的有效氦源岩[13,16,18,20]，富有机质页岩也可作为潜在氦源岩[53-54]（表3）。

表3 壳源氦潜在氦源岩石类型及特征表

3.1 盆地基底花岗岩

陈践发等[3]通过统计全球氦气资源的分布，发现目前世界上的绝大部分富氦天然气田主要分布在克拉通内部或周边地区，且克拉通时代越古老，氦气田内氦气丰度越高。主要原因为：元古代—太古代地壳/克拉通的岩石组成主要为花岗岩类或变质岩类，一方面这些岩石富含铀和钍[56-57]，具有较强的4He生成潜力；另一方面，基底形成时间早，4He的生成量随着时间演化而逐渐累积，其要么留在矿物的内部，要么扩散或释放到岩石孔隙流体内。因而古老的克拉通内可能累积了大量的氦气，为后期氦气在沉积盆地内的富集成藏提供氦源[58-61]，例如美国黄石公园下方的太古代克拉通中，氦累积了数亿年，在2 Ma内受构造和岩浆活动的影响迅速释放[52]。此外，基底岩石通常体积大，可累积生成大量的氦资源。美国Panhandle-Hugoton地区、Cliffside地区，Riley Ridge地区以及我国的四川威远气田、秦岭造山带北部渭河盆地，这些富氦天然气田下部均有巨大的基底花岗岩体，这些岩体可能是氦气的主要氦源岩 [14-15,17,54,62-63]（图 2）。

图2 中国威远富氦天然气藏和美国潘汉德富氦天然气藏剖面图[54,62]

基于质量平衡原理，也可计算基底花岗岩体对沉积盆地内天然气藏中氦的贡献，具体计算方法在下文中详细介绍。Ballentine等[17-18]计算了Panhandle-Hugoton地区盆地内储层岩石原位生成的氦气量及储层外部来源（下伏沉积物和盆地基底花岗岩）氦的贡献。结果表明即便储层岩石产生的氦全部释放、运移、聚集保存到气藏中，其氦含量仍然低于检测到的天然气藏中放射性氦的含量，如果将下伏沉积物产生的氦计算在内仍不足以形成已发现的Hugoton-Panhandle天然气藏中氦的资源量。因此，推断必须有大量的来自盆地基底花岗岩的氦气聚集到天然气藏中。这说明在Hugoton-Panhandle地区盆地基底花岗岩对气藏中的氦具有重要贡献。需要注意的是，由于氦气在氦源岩中的释放效率、抬升剥蚀造成的氦气损失量以及地质历史时期气藏中氦气的补给和逸散均具有较强的不确定性，气藏中氦气的准确相对来源仍然是一个难题。对于Panhandle-Hugoton地区，Brown[20]建立了大气田中沉积物和基底来源氦的生成和运移的模型，明确了不同部位氦气的来源和运移特征。但由于模型中地质参数缺乏实验室校准（如扩散系数、亨利系数等），且基底氦源岩的厚度及氦气释放和运移机制认识不足，使得其模型受实际地质参数约束较差，所以目前也仅能从定性的角度确定两类氦源岩的相对贡献，尚无法定量评价不同类型氦源岩的贡献。Cheng等[44]通过氦的质量平衡计算和氖同位素组成特征，明确了北美Willliston盆地的基底岩石对沉积盆地内氦和氖的重要贡献，并且通过建立氦的运输模型证明了扩散作用和基底岩石的氦通量对沉积盆地流体中氦分布的控制作用。Halford等[22]也应用质量平衡原理确认了美国科罗拉多高原的四个富氦天然气藏的氦源，认为前寒武纪花岗岩基底是主要氦源，且深大断裂为氦气的运移提供了有效通道。此外，前人采用真空破碎、加热熔融和阶段升温3种方法提取了我国关中盆地基底花岗岩中的氦气，验证了花岗岩可作为渭河盆地富氦气藏的有效氦源岩[16]。实验结果表明，花岗岩中的氦气主要赋存于矿物晶格中，其中氦气释放率达80%以上，并且温度是控制花岗岩中氦气释放的首要因素[19]。

上述研究结果表明，盆地基底花岗岩可以作为富氦天然气藏的有效氦源岩。

3.2 富有机质页岩

根据各类岩石的铀、钍含量可知，花岗岩生氦能力虽强于砂岩和碳酸盐岩，但弱于页岩，特别是富有机质泥页岩或烃源岩[3,6,64]。在威远气田中，作为烃源岩的下寒武统筇竹寺组富有机质页岩的铀含量范围可达13.7～47.7 ppm，而花岗岩体（距今741 Ma）的铀含量为2.55～16.94 ppm，明显低于页岩的铀含量[54-55]，目前两者对威远气田中氦气的相对贡献尚不清楚。虽然威远气田页岩中铀含量更高，生氦能力更强，且烃类气体可作为运载体携带氦气一起运移成藏。但伴随有机质的热演化生烃过程，页岩可以同时产生烃类和氦气，且生成烃类的强度远远高于生成氦气的强度，这将不可避免地导致氦气浓度被生成的甲烷等烃类气体稀释，使得氦浓度低于经济利用的丰度。Brown[13]计算发现生烃潜力最小的页岩（S2=2 mgHC/g岩石）在10亿年内产生的烃类气体的量是其产氦量的3 000倍，由此可见氦的产量与天然气的产量相比非常低。此外，在沉积物中，铀、钍元素主要富集于黏土矿物或颗粒包膜中[21]，同时，页岩的矿物颗粒直径较花岗岩小得多，根据4He的衰变反冲释放机理[25]，页岩中产生的4He更容易丢失而不易保存，也就是说岩石的孔隙流体相对于固体岩石、矿物更富集氦。然而，岩石的孔隙度对孔隙流体中氦的富集速率也有很重要的影响[13]，氦气在高孔隙度氦源岩的孔隙流体中富集较慢，而在低孔隙度氦源岩的孔隙流体中容易富集（图3）。沉积岩相比于火成岩和变质岩往往具有更高的孔隙度，这可能是其不易形成高浓度氦气的原因。总的来说，在强生烃能力和高孔隙度两个因素的影响下，富有机质页岩独自作为氦源岩能否形成富氦天然气藏还有待进一步探讨。

图3 孔隙度对孔隙流体中氦分压的影响图[13]

目前的勘探实践表明，达到工业利用水平的氦气藏大部分与花岗岩和古老地层有关[17-18,49]，而以富有机质页岩为氦气源岩的气田中不易形成富氦天然气藏。例如，四川盆地下志留系龙马溪组富有机质页岩，具有高铀含量（5.99～13 ppm）[55]，并且是龙马溪组页岩气的优质烃源岩，但由于其强烈的生烃作用，气藏中氦浓度被严重稀释，大多数气藏的氦含量低于0.1%[54]。再如，鄂尔多斯盆地三叠系延长组长7段油页岩，作为中生界油气藏的主要烃源岩，其铀、钍平均含量为35.46 ppm和13.56 ppm，生氦强度达9.8 L/(km3·a)[6]，但在天然气藏中未检出氦气或氦含量低于0.1%[65]。因此，在没有盆地外部氦源或特殊的富集机制情况下，富有机质页岩单独作为氦源岩时，很难形成富氦或高氦天然气藏，也可以说此时页岩是非主要的氦源岩。但这并不意味着，产自富有机质页岩中的氦气对整个天然气藏中氦气的贡献为零。由于目前氦源定量评价的方法尚不完善，我们只能认为在发育了花岗岩基底的沉积盆地内，富氦天然气藏中的壳源氦气多为混源且主要源自基底花岗岩，至于富有机质页岩是否可作为有效氦源岩以及有效氦源岩的评判标准还有待进一步研究。

4 氦源研究方法

氦源研究方法主要包括以下两方面：①针对气藏中的稀有气体进行研究，包括稀有气体组分含量及同位素组成测试；②对氦源岩进行研究。其中氦源岩研究方法包括：①依据盆地的区域地质背景，提出潜在氦源岩并明确其展布特征；②对潜在氦源岩进行U、Th放射性元素含量测定和U、Th放射性元素的赋存状态特征研究；③氦源岩生气量模拟计算；④氦源岩中氦气释放实验。然而，对于以上研究内容是如何影响氦源岩的有效性和生氦潜力的，仍是目前亟待解决的重要问题。

4.1 稀有气体组分及同位素组成

天然气中稀有气体组分含量及同位素组成分析是确定天然气藏中氦气丰度及来源的主要方法。通常，样品的3He/4He（或R/Ra）和40Ar/36Ar比值可用于鉴别氦气的来源，3He/4He（或R/Ra）与4He/20Ne比值可用于判断幔源氦的贡献。如图4所示，我国大部分盆地均具有典型壳源氦贡献的特征，如四川盆地、塔里木盆地等，但少部分盆地，如松辽盆地、苏北盆地，幔源氦贡献较高。除此之外，4He/36Ar、20Ne/22Ne等稀有气体同位素比值也可作为判断氦气成因来源（幔源、壳源及大气源）的依据[66-68]。稀有气体组分及同位素组成的测量过程，对实验条件和仪器要求非常高，一方面是因为天然气藏中稀有气体含量低，样品容易受污染，另一方面是大气中Ar含量较高，测量过程中大量Ar会加重质谱仪的电离过程，导致仪器的背景值会不断升高，测量误差将逐渐增大。目前国内已有多家单位和实验室可以实现全组分含量和同位素组成测试，但由于20Ne和22Ne同位素受40Ar++、CO2++干扰[69]，准确测量Ne的同位素丰度和比值仍是待解决的关键问题。不论如何，稀有气体在地质作用过程中的丰度和同位素组成变化几乎不受复杂化学反应的影响，所以其在判断氦源方面仍具有不可替代的作用。

图4 各盆地天然气或包裹体中R/Ra与40Ar/36Ar和4He/20Ne关系图

4.2 铀、钍元素含量及赋存状态研究

首先，氦源岩中铀、钍元素的含量从根本上控制了氦源岩的生氦潜力，所以铀、钍含量测定是必不可少的分析测试项目。目前，电感耦合等离子体质谱法（Inductively Coupled Plasma Mass Spectrometry，ICP-MS）、α能谱法及γ能谱直接测量法是获取岩石或矿物中铀、钍含量较准确且高效率的方法[72-73]。其次，氦源岩铀、钍元素的赋存状态研究，可采用电子探针X射线显微分析仪（Electron Probe Micro Analyzer，EPMA）对矿物表面微区的矿物成分进行相关分析[74]，进一步地可获得富铀、钍矿物在岩石中的种类和分布特征（图5），为研究氦气在矿物和岩石中释放和保存机理提供支撑。由于铀、钍的原子序数较大，背散射信号强度高，在背散射电子图像（Back-scattered Electron Image，BSEI）中相应区域较亮，因此，图像的明暗程度可大致判断矿物中铀、钍含量的高低（图5）[16]。花岗岩中常见的含铀、钍矿物主要有两类：一类为晶质铀矿（UO2）、铌钛铀矿（Ti-Nb-Y-U）、钍石（ThO2）及铀、钍石（Th-U）等铀、钍独立矿物；另一类为铀、钍元素以类质同象赋存其中的副矿物，如锆石、独居石、磷灰石等。在沉积岩中，铀、钍元素主要赋存在黏土矿物或颗粒包膜中[23]。而不同类型氦源岩中富铀、钍矿物的差别，直接影响了其对氦的封闭能力。

图5 秦岭造山带花岗岩的典型背散射电子图像[16]

4.3 生氦量模拟和氦气质量平衡

氦源岩的生氦量模拟是氦源岩生氦能力评价的重要手段，这里的生氦量主要指4He生成量，而氦气质量平衡原理是一种判断氦源的重要方法。Ballentine等[25]根据衰变公式和原理计算了4He产率，每年每克U、Th分别产生3.32×1012和7.71×1011个氦原子，换算得1.21×10-7和2.87×10-8cm3氦气[18]。因此，氦源岩生氦量与岩石中铀、钍总量和岩体年龄直接相关，而铀、钍总量又与岩石的密度、孔隙度和有效体积有关。考虑上述因素后岩石原位生氦量的计算公式如下：

式中ρ表示平均岩石密度，g/cm3；α表示每克岩石的4He年产量，mol4He/(g岩石·a)；φ表示岩石孔隙度；V表示岩石体积，cm3；t表示岩体年龄，a[21]。根据U、Th的放射性衰变定律，α= 0.235 5×10-12×[U]×[1 + 0.123×([Th]/[U] - 4)]，其中[U]和[Th]分别表示每克岩石中铀和钍的含量[75]。

对于沉积盆地内的富氦天然气藏来说，储层岩石、储层下伏沉积层和基底岩石均可为其提供氦气，因此，应用该公式计算储层岩石、储层下伏沉积层和基底岩石的原位生氦量[22]（图6），是从氦气的生成方面进行氦气资源量预测的一种方法。张文等[19-20]均应用该方法进行了资源量估算。

图6 氦气质量平衡的计算模式图

在计算储层岩石原位生氦量对气藏的氦贡献时，需要考虑到源岩中氦气的释放效率以及运移和聚集过程中的散失量，然而，对于这些因素还缺乏相关的实验验证和约束条件，通常，在计算储层岩石原位生氦量的贡献时，假设4He在储层岩石中生成后全部释放到孔隙流体中[18,21-22,76]，并100%运移，聚集到天然气藏内。这种假设与实际地质条件是不完全相符的，所以实际的储层岩石原位氦贡献要比计算量低。另外，储层形成年龄要比气藏形成年龄早，自储层岩石形成以来其原位生成的氦不可能全部进入气藏中。因此，模拟计算得到的生氦量不是准确值，但具有重要参考价值。

在地质历史时间的尺度上，气藏中氦的聚集量主要受控于储层原位生氦的贡献和储层以外来源的氦在气藏中的通量[45]。气藏形成后储层外部岩石生成并进入气藏中的氦气量称为储层外部4He通量[21]，计算公式为：

式中qc表示单位面积内（1 cm2）4He通量，qc=ρ×H×α×(1 -φ)，mol4He/(cm2·a)；H表示岩层厚度，cm；S表示气藏的含气面积，cm2。

根据质量平衡原理，通过对比储层原位生氦量、下伏沉积岩层及基底在气藏中的氦通量（图6）与气藏中氦含量可大致判断气藏中氦气来源[18,20,22,25]。但目前，仍无法精细划分和评估各部分岩石的氦贡献。

4.4 氦气释放实验

氦源岩生成、排出和保存氦气是一个漫长又复杂的地质与物理—化学过程，氦气释放实验是认识这一过程的重要研究内容。通常，从氦源岩中提取氦气的方法主要为真空破碎、加热熔融和阶段升温3种实验方法。实验主要分为气体释放过程和测试过程，其中释放过程需用到真空破碎装置与高温熔炉，释放的气体在高真空实验装置中释放后，经过净化和分离依次进入稀有气体质谱仪进行含量和同位素测试。真空破碎和加热熔融实验可以释放氦源岩矿物晶粒间、包裹体及矿物晶格中保存的氦气[32,77-78]。因此，根据实验结果可以判断氦源岩中氦气的主要赋存空间和不同空间内氦气的成因来源，并且通过样品模拟的生氦量和实验中释放出的氦含量的对比研究可获得氦源岩中氦气的保存系数和现今保存量。此外，实验中释放出的稀有气体，其组分含量及同位素组成特征也是氦源对比研究中的基础数据支撑。

阶段升温实验在低温热年代学中被用来确定矿物中氦气的扩散特征和封闭温度[79-81]，进一步地为(U+Th)/He定年提供研究基础。而在氦源岩的研究中，阶段升温实验则用于模拟温度对氦源岩中氦气释放的影响，实验和计算可获得不同温度阶段内氦气的释放量、扩散系数、扩散所需活化能及封闭温度等参数，这意味着可以确定氦源岩中氦气的释放特征和氦源岩对氦气的封闭能力。Martel等[23]研究认为温度达200 ℃时，自晶质铀矿形成以来生成的氦散失量达80%以上。渭河盆地花岗岩和铌钛铀矿的阶段升温实验表明：地层温度在27～250 ℃范围内，花岗岩对氦部分封存，而250 ℃以上，将失去对氦的封闭能力，即生成的氦全部释放[16]。研究表明，相对低温的浅部地壳岩石中才有可能保存大量的氦，而深部地壳由于高温脱气作用，使得氦难以保存。此外，不同类型氦源岩中富铀、钍矿物组合往往不同，使得其对氦的封闭能力存在差异。由此可知，在不同沉积盆地内，封闭温度和地层温度很大程度上决定了氦气的释放特征。

目前认为压力对氦气从矿物、岩石中释放的影响似乎较小，Cherniak等[82]的研究结果表明高压（2.7 GPa）带来的矿物晶格的压缩不足以显著的影响氦的迁移。但要注意的是，构造作用或断层带来的压力差和形成的裂隙，可能会为氦气的释放和运移提供动力，同时为氦气的运移提供通道。例如，威远富氦天然气藏的形成，可能是由于晚白垩世构造抬升作用导致的压力差引起了氦气从花岗岩基底的释放并聚集在天然气藏中[54]。目前，尚缺乏相关的实验方案来模拟压力差对氦气释放的影响，未来分子模拟技术或许可以应用到该领域。

4.5 研究方法讨论

壳源氦作为富氦气藏的主要氦源，常与盆地基底花岗岩密切相关，而基底花岗岩和页岩等壳源氦的精细来源判识方法和相对贡献评价的研究较弱。

壳源氦4He是由U、Th放射性衰变而来，是原子核发生的一种物理变化。仅从衰变产物4He的角度，是无法对不同氦源岩进行有效区分的。但对于花岗岩、古老基底和页岩等潜在的氦源岩来说，它们在岩石性质、矿物组成、有机质含量及岩石中U、Th的赋存状态等方面均有较大差异。因此，可从源岩和富铀、钍矿物组合的角度入手，有助于厘清不同的氦源岩与产物4He的关系。另外，除4He以外，不同类型氦源岩产生的其他稀有气体的丰度和同位素组成也可能有所不同，如岩石中的18O和19F发生核反应时可分别形成21Ne和22Ne（反应为18O(α,n)21Ne，19F(α,n)22Na(β+)22Ne），24Mg 和25Mg发生核反应时也可分别形成21Ne和22Ne（反应为24Mg(n,α)21Ne，25Mg(n,α)22Ne）[83]，而不同岩石类型（岩浆岩、变质岩和沉积岩）中O、F、Mg同位素组成差异明显，因此，不同岩石类型其产物Ne同位素组成也会有明显差异，这意味着综合利用氦、氖、氩等稀有气体组分及其同位素组成的独特优势可能实现精细识别氦气来源。总而言之，只有明确氦源岩有效性并实现氦源精细判识之后，才可以更准确地对不同氦源的贡献进行定量研究，这些都是未来氦气资源研究中要解决的重要问题。

5 认识和结论

1）全球大多数已发现的富氦天然气藏，以壳源氦贡献为主，幔源氦的贡献较少。盆地基底花岗岩已被认为是富氦天然气藏的重要氦源岩，而富有机质页岩是否可作为有效氦源岩还有待进一步研究。

2）氦源岩的评价参数，主要包括氦源岩石类型、氦源岩铀、钍元素丰度、氦源岩形成年龄及氦源岩体积规模。但氦源岩的评价标准仍需进一步明确和完善。

3）氦源的研究方法目前主要包括：稀有气体组分含量及同位素组成测试；潜在氦源岩的U、Th放射性元素含量测定；U、Th放射性元素的赋存状态研究；氦源岩生气量模拟和氦质量平衡计算以及氦源岩中氦气释放实验。这些研究内容对氦源岩的有效性和生氦潜力的影响是未来要解决的关键问题。

4）加强对不同氦源岩之间的对比研究、氦源岩石类型与稀有气体组成关系的研究，有助于构建氦源岩的评价标准、氦源精细判识方法以及不同氦源贡献的定量评价。