Preliminary discovery of self-generating and self-preserving helium gas in Gonghe Basin
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摘要:
为查明共和盆地潜在氦气源岩（干热岩）稀有气体、元素地球化学和矿物学特征，笔者在共和盆地采集了与干热岩相关的花岗岩进行了稀有气体和放射性铀钍测试、扫描电镜及能谱分析，发现花岗岩中氦气含量达到49×10-6~851×10-6，每吨岩石中氦气含量达到0.27798~4.76992 m3，局部区段氦气含量更高。计算3He/4He同位素值在7.30×10-10~2.5×10-8之间，确定该区氦气为放射性成因。共和盆地花岗岩体中常见铀钍独立矿物及分散矿物，铀含量在0.74×10-6~38.1×10-6，钍含量在4.7×10-6~42.2×10-6。估算研究区氦生成量约269×108 m3。在此基础上，进一步开展了花岗岩氦气储层储集特征研究，岩体中存在低密度、较高孔隙度和微裂缝发育区段，测井数据也显示花岗岩体中储集特征和脆性良好的区段，是氦气赋存的空间。花岗岩中的富铀矿物对氦气的封闭温度（27~250℃）与干热岩相关的花岗岩温度（80~236℃）基本一致，具备封存条件，估算岩体中封闭氦量为4.03×108~46.8×108 m3。岩体中浅部、深部和压裂返排液中均有氦气，深部高含量氦气存在，压裂后返排液中氦气聚集明显，初步证明了自生自储型氦气藏的存在。
Abstract:In order to find out the noble gas content, element geochemistry and mineralogy of potential helium source rocks(hot dry rocks)in Gonghe Basin, the granites associated with hot and dry rocks in Gonghe Basin were collected for rare gas and radioactive uranium-thorium testing, scanning electron microscopy and energy spectrum analysis.The results show that the helium content in the granite is 49×10-6~851×10-6, and the helium content per ton of rock is 0.27798~4.76992 m3.The helium content in local section is higher.The isotope values of 3He/4He are in the range of 7.30×10-10~2.5×10-8, which indicates that the helium in this area is of radioactive origin.Independent and dispersed minerals of uranium and thorium are commonly found in granite bodies in the Gonghe Basin, with uranium content ranging from 0.74×10-6 to 38.1×10-6, with thorium content ranging from 4.7×10-6 to 42.2×10-6.Estimated helium generation in the study area is approximately 269×108 m3.On this basis, further research was conducted on the reservoir characteristics of granite helium gas reservoirs.There are sections with low density, high porosity, and microcrack development in the rock mass.Logging data also shows that the storage characteristics and brittleness of the granite rock mass are good, which is the space for helium gas occurrence.The sealing temperature of uranium rich minerals in granite for helium gas(27~250℃) is basically the same as that of granite related to dry hot rocks(80~236℃), which meets the sealing conditions.It is estimated that the sealed helium amount in the rock mass is 4.03×108~46.8×108 m3.Helium content is present in the shallow and deep parts of the rock mass, as well as in the fracturing flowback fluid.High helium content is present in the deep part, and helium accumulation is evident in the flowback fluid after fracturing, which preliminarily proves the existence of self-generated and self-preserved helium gas accumulations.
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Keywords:
- granite /
- helium gas /
- generation /
- accumulation /
- self-generated and self-preserved type /
- Gonghe Basin
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目前认为氦气主要存在形态有3种：一是作为油气伴生气聚集于油气藏中，二是作为非烃伴生气聚集于非烃气藏中，三是作为水溶气存在于地热田中(王天昊等，2020)。国内外氦气的相关研究主要侧重于氦的来源和成因判别方面(Mamyrin et al.，1984；Ballentine et al.，2002；卢进才等，2005；柴先平，2007；Brown, 2010; Tolstikhin et al.，2011；李玉宏等，2011；Sarah et al.，2012；Koji et al.，2013；Mao et al.，2013；张瑾等，2020)，在氦气成藏方面的研究相对薄弱(徐永昌等，1994；1996；陶明信等，1997；李玉宏等，2018；杨振宁等，2018；韩伟等，2020；唐金荣等，2023), 对成藏机理研究不够全面和深入(张云鹏等，2016；张文等，2019)。
国内多个氦气田的地质背景分析表明，花岗岩不仅能生成氦气，还能长时间保存氦气，可以在微孔隙中形成高浓度氦聚集，在合适的地质条件(温度和应力)下才发生氦气释放和运移(李玉宏等，2018；张文，2019；韩伟等，2020)。研究认为，花岗岩中1.5%~17.4%的氦气可保存在岩石中(张文，2019)。
前人虽做了大量的地质调查和科研工作，积累了丰富的资料和成果，但限于工作目的和程度不同，未把氦气当作独立的矿产资源研究。青海省氦气成果主要为气载气型氦气发现及初步研究(张晓宝等，2020)，截至目前，未开展水溶气型及岩石中游离态氦气相关调查，也没有将花岗岩作为自生自储氦气储层开展储集特征研究的报道。笔者在开展共和盆地氦气研究时，在花岗岩中发现较高含量的氦气，证明自生自储型氦气藏的存在。开展自生自储型氦气生气、储层特征的研究对评价氦气资源前景具有重要的意义。
1. 地质概况
共和盆地位于昆仑-祁连-秦岭造山系的东昆仑弧盆系、祁连弧盆系、西秦岭弧盆系接合部(图 1)。盆地北以宗务隆-青海湖南缘-宝鸡断裂为界，与祁连造山带相邻；南以玛沁-略阳断裂、阿尼玛卿-勉略缝合带为界与松潘-甘孜造山带相接；西以温泉-哇洪山断裂为界，与东昆仑和柴达木陆块毗邻；东以玛沁-同仁断裂为界，将泽库弧后前陆盆地一分为二。根据地球物理特征，可将盆地划分为塘格木坳陷、贵德坳陷、贵南坳陷和黄河隆起4个一级构造单元，其中塘格木坳陷进一步划分为茶卡凹陷、切吉凹陷、共和凹陷、祁家凸起4个次一级构造单元。
盆地周边岩浆活动强烈，从晋宁期—加里东期—燕山期均有活动，加里东期的岩浆活动主要分布在盆地西侧和北东侧，规模较局限，而印支期(晚三叠世)岩浆活动在区内分布最广泛、规模较大，基本包围了整个共和盆地，区域上构成一条规模巨大的中生代岩浆岩带，盆地北东侧分布有黑马河岩体、沟后岩体、龙才岩体、同仁岩体，西侧有温泉岩体、大河坝岩体。盆地内岩体(包括地表出露的岩体与隐伏岩体)主体呈北西向带状分布，与区内主构造线方向一致。根据磁场分区在盆地内圈定了大小不等的隐伏岩体15处。目前探明的干热岩(GR1、GR2、DR3、DR4钻孔控制区域)地处共和盆地二级构造单元切吉凹陷的东缘。钻孔显示，共和盆地上部以中晚更新世河流相砂砾石(Q2-3al)为主，中部为早更新世共和期(Qp1g)河湖相沉积，下部为上新世临夏期(N2l)沉积。下更新统共和组(Qp1g)岩性为一套淡红、灰褐、黄褐色的粗砂细砾、中粗砂、细砂、亚粘土、亚砂土粗细相间的互层状地层。上新统临夏组(N2l)为砂岩、泥岩互层。砂岩以细砂岩为主；泥岩以灰黑色、灰色为主，质较纯，性软；细砂岩灰青色、杂色，主要成分为石英长石。
2. 样品采集
在共和盆地GR1、GR2、DR3、DR4干热岩钻孔岩心中采集样品23件，针对花岗岩露头，在贵德扎仓沟、共和沟后水库、兴海温泉乡温泉附近布设LX1、LX2、LX3三条路线，采集样品18件。岩心和露头样品呈块状、完整。首先对样品进行了详细的观察，之后将样品包装结实装入样袋，并做好标签，立即送往实验室进行测试。在23件岩心样品中随机选取12件(图版Ⅰ)，在18件露头样品中随机选取8件送样，送样率分别为52.17%、44.44%；测试时随机分别抽取了4件、1件分析岩石中氦气含量，样品代表性较好。
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图版Ⅰa.2021SKY-GR1-Y001样，采样深度1493 m，灰白色花岗闪长岩；b.2021SKY-GR1-Y002样, 采样深度2450 m，灰白色似斑状花岗闪长岩；c.2021SKY-GR1-Y003样，采样深度2750 m，灰白色花岗闪长岩；d.2021SKY-GR2-Y002样，采样深度1470 m，浅肉红色似斑状二长花岗岩；e.2021SKY-GR2-Y004样，采样深度2502 m，灰白色花岗闪长岩；f.2021SKY-GR2-Y006样，采样深度2735 m，灰绿色似斑状花岗闪长岩；g.2021SKY-DR3-Y002样，采样深度1920 m，灰白色花岗闪长岩；h.2021SKY-DR3-Y003样，采样深度2001.3 m，灰白色花岗闪长岩；i.2021SKY-DR3-Y007样，采样深度2798 m，浅肉红色花岗岩；j.2021SKY-DR4-Y001样，采样深度1800 m，肉红色花岗岩；k.2021SKY-DR4-Y004样，采样深度2400 m，肉红色花岗岩；l.2021SKY-DR4-Y006样，采样深度3000 m，肉红色花岗岩图版Ⅰ.3. 分析测试方法
稀有气体采用Noblesse稀有气体质谱仪进行测试，测试在中国科学院西北生态环境资源研究院稀有气体实验室完成。Noblesse稀有气体质谱仪大于700的同轴电子倍增器质量分辨率能够将3He和HD的峰完全分开, 在正常情况下, 3He信号高于1 s-1，HD拖尾的贡献较小，不必校正HD对3He的影响。因此，使用大于1 s-1 的3He作为He数据的阻断值。测试样品前都有相同流程的本底测定, 本次检测使用的标准样为兰州市皋兰山顶的空气(AIRLZ 2007)(海拔2060 m)。测试的本底值为：4He=2.46×10-10 cm3STP/g，20Ne=4.08×10-10 cm3STP/g，40Ar=1.39×10-8 cm3STP/g，本底中各种稀有气体的同位素组成接近于空气值。
准确称取2 g左右的样品装载到真空样品腔中进行He、Ne和Ar同位素的测定。稀有气体样品的加工和实验流程据顾希等(2020)。
放射性U、Th测试使用核工业北京地质研究院制造的MUA型激光荧光仪、日本岛津制造的UV-2600型紫外可见分光光度计、日本岛津制造的ICPS-7510型电感耦合等离子体发射光谱仪和美国Thermo Fisher公司的XSERIES Ⅱ型电感耦合等离子体质谱仪进行分析。主要技术指标：加速电压为20 kV，电流为10 nA，探针束斑直径为1~5 μm，检出角为40°。
扫描电镜和能谱分析采用JSM-7500F场发射扫描电镜(日本电子公司)和INCA PentaFETx3能谱仪(牛津仪器公司，液氮型，窗口30 mm2，能量分辨率133 eV)。仪器工作条件为: 加速电压20 kV，探针电流10 nA，WD8 mm，采用背散射电子探测器，面分析采集时间600 s，点分析采集时间180 s。
4. 样品检测结果
共和盆地地表及GR1、GR2、DR3、DR4四口干热岩孔采集的花岗岩样品中，氦气含量在49×10-6~851×10-6之间(10-6为百万分之一，表达固体中成分含量时，一般用质量浓度，即1×10-6为1 g/t)，根据氦气的密度为0.1786 g/l，换算成体积-质量浓度表达含气量，为0.27798~4.76992 m3/t，说明该区花岗岩中存在高氦气含量区段。3He/4He同位素测试结果为7.3×10-10~2.5×10-8，介于壳源同位素比值之间。R/Ra值在0.001~0.018之间。除GR1-Y003样的R/Ra>0.01外，其余都小于0.01，说明氦气为放射性成因壳源氦为主(表 1)。
表 1 基岩样品测试结果Table 1. Test results of bedrock samples样品编号 岩(矿)石名称 采样深度/m 稀有气体组分 3He/4He R/Ra He/10-6 Ne/10-6 Ar/10-6 2021SKY-HQ-LX2-Y5 二长花岗岩 地表 54 0.29 31 1.1×10-8 0.008 2021SKY-GR1-Y003 花岗闪长岩 2750 49 0.37 / 2.5×10-8 0.018 2021SKY-GR2-Y006 花岗闪长岩 2735 155 2.50 79.1 1.10×10-8 0.008 2021SKY-DR3-Y007 花岗岩 2901 851 2.45 213 1.60×10-9 0.001 2021SKY-DR4-Y006 花岗岩 3000 150 0.04 9.8 7.30×10-10 0.001 注：本次样品测试只开展了He、Ne、Ar、Kr、Xe和氦同位素的测定，未开展其他气体含量测定；He、Ne、Ar含量单位为10-6，百万分之一，表达固体中成分含量时，一般用质量浓度，即1×10-6为1 g/t 5. 自生自储型氦气生气、储层特征
5.1 氦气生成
5.1.1 理论依据
氦有3He和4He两种稳定同位素。氦同位素主要有3个来源，即大气源、壳源(放射性来源)和幔源(Ballentine et al.，2000)。大气源的氦气主要通过地下水循环进入盆地流体系统。在盆地地下水的补给区，大气中的氦气会溶解到补给水中，随着地下水从补给区向排泄区运移，最终运移到油气藏中，发生油-气-水的交换，造成氦气在油气藏中的聚集。壳源(放射性来源)的氦气是由矿物、岩石中含有的U、Th元素发生放射性衰变产生的，主要是4He。自然放射性元素238U、235U和232Th衰变会产生4He(表 2)，主要放射衰变反应为：
{ }^{238} \mathrm{U} \rightarrow 84 \mathrm{He}+6 \mathtt{β}+{ }^{206} \mathrm{Pb} (1) { }^{235} \mathrm{U} \rightarrow 74 \mathrm{He}+4 \mathtt{β}+{ }^{207} \mathrm{Pb} (2) { }^{232} \mathrm{Th} \rightarrow 64 \mathrm{He}+4 \mathtt{β}+{ }^{208} \mathrm{Pb} (3) 表 2 4He主要衰变反应产率Table 2. Reaction yields of 4He of main decay母体 半衰期/109a 子体 产额
(原子/原子)母体原子量 丰度
(原子%)稀有气体产量/(cm3STP·g-1) 产率(每年) 积累量(一个半衰期) 232Th 14.01 4He 6 232.038 100 2.868×10-8 5.796×102 238U 4.468 4He 8 238.029 99.28 11.602×10-8 7.479×102 235U 0.7038 4He 7 235.044 0.72 0.467×10-8 4.746 壳源氦气的的产率主要取决于岩石中的铀、钍的含量，含量越多，放射衰变产生的氦气越多(李玉宏等，2018)。
幔源氦气是地幔中的氦气通过岩浆活动发生脱气作用释放的，主要为3He。盆地中和油气藏中发现相当数量的幔源3He。地幔中包含3He、CO2、N2、CH4等挥发物，通过岩浆活动脱气，进入盆地流体系统中。幔源3He的存在意味着盆地底部有构造活动的存在，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。
Mamyrin et al.(1984)根据气体的成因机理对He、Ne、Ar的同位素进行分析，将稀有气体分为3类：初始型、散裂成因型、放射性成因型(表 3)(张志芹等，2015)。初始型是由“恒星合成元素”假说的核聚变产生，一般以陨石成分表征地球初始物质，其3He/4He值较高(3×10-4)；散裂成因型由物质和宇宙射线相互作用产生，虽然氦同位素值高(3He/4He值为2×10-1)，但影响范围仅为近地表，且产生的氦气数量与其过程相比可忽略。放射性成因型的4He主要来自铀、钍的放射性衰变，3He主要来自6Li(n, α)3H、B(n, 3H)7Li等中子反应，产生的3He/4He值低(2×10-8)。Ballentine et al.(2002)进一步计算得到上地壳放射性成因3He/4He值为1.08×10-8。
表 3 不同成因的He、Ne、Ar同位素特征Table 3. Isotopic characteristics of He, Ne and Ar from different origins类型 3He/4He 20Ne/22Ne 21Ne/22Ne 40Ar/36Ar 38Ar/36Ar 初始型 3×10-4 12~13 0.03 10-4 0.17~0.18 散裂成因型 2×10-1 0.9 0.95 10-2 0.65 放射型成因 2×10-8 0 0.3~1.0 107 1 5.1.2 自生自储型氦气生气特征
3He/4He同位素值在7.30×10-10~2.5×10-8之间。据表 3指标和Ballentine et al.(2002)计算获得的地壳放射性成因3He/4He值，可以明确区内氦气为放射型成因，放射性元素及其含量、放射性独立矿物及分散矿物是氦气生成的决定性条件，同时还受花岗岩时代、温度等因素影响。
(1) 花岗岩时代及温度演化特征
共和盆地花岗岩侵入年龄为243±1~248±2 Ma、224±2~227±2 Ma，表明有印支期早、晚2个侵入期(张盛生等，2019)，测试成果见表 4。
表 4 恰卜恰地区花岗岩锆石U-Pb年龄统计Table 4. Zircon U-Pb age statistics of granites in the Chapcha area钻孔编号 取样深度/m 测龄/Ma 岩性定名 钻孔编号 取样深度/m 测龄/Ma 岩性定名 DR3-1 1602 245±2 石英黑云母闪长岩 DR4-1 1500 226±2 石英黑云母闪长岩 DR3-2 1800 245±1~247±1 黑云母花岗闪长岩 DR4-2 1800 226±2 二长花岗岩 DR3-3 2002 245±1~247±1 黑云母闪长岩 DR4-3 2000 226±2 花岗岩 DR3-4 2200 246±2~248±2 花岗岩 DR4-4 2300 247±3 黑云母二长岩 DR3-5 2384.6 243±1 黑云母花岗岩 DR4-5 2500 227±1 黑云母二长花岗岩 DR3-6 2601 225±1 二长花岗岩 DR4-6 2800 227±2 黑云母花岗闪长岩 DR3-7 2798 224±2 花岗岩 DR4-7 3100 248±2 黑云母二长花岗岩 DR3-8 2901 227±2 花岗岩 贠晓瑞等(2021)以磷灰石裂变径迹和(U-Th)/He模拟为手段，对共和盆地中—新生代以来的热演化史开展地温热年代学分析，结果显示，自三叠纪岩浆侵位结晶以来，在侏罗纪、白垩纪，经历了200~150 Ma和135~100 Ma两期快速冷却抬升，是羌塘地体和拉萨地体依次向北碰撞拼接在青藏高原东北部的远程效应。热历史模拟方法在模型中设置的时间温度条件为145~240 Ma，80~200℃；0~145 Ma，0~80℃。可以确定共和盆地历史温度有2组数据，一组显示温度集中在60~200℃，一组为40~20℃，其中60~200℃高温期是主增温期。盆地花岗岩包裹体均一温度为103.1~216.6℃，进一步证实该区的主要增温时期为三叠纪—侏罗纪，是干热岩的形成时期。低温热年代学年龄与海拔无相关性，反映历史温度与海拔无相关性。显示该区整体为花岗岩岩基。
(2) 花岗岩放射性特征
氦源元素即能产生3He及4He原子的元素，主要包括U、Th元素。通过测试，共和盆地花岗岩U含量为0.74×10-6~38.1×10-6，平均值为13.24×10-6，远高于中国大陆地壳和岩石圈U背景值2.04× 10-6和中国大陆地壳印支期花岗岩U背景值2.11×10-6；Th含量在4.7×10-6~42.2×10-6，平均值为20.2×10-6，远高于中国大陆地壳和岩石圈Th背景值7.76×10-6和中国大陆地壳印支期花岗岩Th背景值10.12×10-6(表 5)。共和盆地花岗岩中U、Th元素含量较高，说明共和盆地花岗岩体可为区内形成壳源氦提供有利的气源，U、Th含量在二长花岗岩和斜长花岗岩中明显高于花岗闪长岩。岩石中氦气含量与U、Th含量成正相关关系(图 2)。
表 5 花岗岩中含铀钍矿物的种类及分布特征Table 5. Types and distribution characteristics of uranium-thorium bearing minerals in granite样品 U/10-6 Th/10-6 铀钍独立矿物 铀钍分散矿物 LX1-Y1 2.63 21.53 / 磁铁矿(4) LX1-Y2 / / / 黄铁矿(3)锆石(1)磁铁矿(1)铬铁矿(1) LX1-Y7 2.49 10.64 / 鈧镱铱矿、氟碳铈镧矿、褐帘石、独居石、钛铁矿、锆石(5)铬铁矿(2) LX2-Y1 0.94 5.10 / 磁铁矿(5)锆石(1)铬铁矿(1) LX2-Y4 1.28 6.27 / 黄铁矿(1)钛铁矿(2)锆石(4) LX2-Y5 1.78 18.90 / 褐帘石(1)锆石(1)磷灰石(2)黄铁矿(2)磁铁矿(1) LX3-Y1 0.74 4.70 / 褐帘石(1)氟碳铈镧矿(1)磁铁矿(2)锆石(7) LX3-Y3 1.04 12.95 / 磁铁矿(6)磷灰石(1)黄铁矿(1) GR1-Y001 / / / 锆石(6)磁铁矿(2)黄铁矿(1)铬铁矿(3) GR1-Y002 / / 铀石(1) 褐帘石(1)锆石(5)铬铁矿(4) GR1-Y003 2.89 21 铀钍石(1)、钛铀矿(2)、
硅钙铀矿(2)、钍石(1)锆石(6) GR2-Y002 3.55 20.6 / 铬铁矿(13)锆石(4) GR2-Y004 3.58 13.7 含钍锆石(1) 独居石(2)锆石(1)铬铁矿(7) GR2-Y006 5.32 24.5 / 硅镝钇矿(1)锆石(7) DR3-Y003 21.7 37.9 / 硅钛铈铁矿(1)氟碳铈镧矿(1)磁铁矿(1)硅铝酸盐(2) DR3-Y007 22 34.9 含铀锆石(1) 锆石(2)磁铁矿(3)钛钡矿(1)萤石(1) DR4-Y001 8.33 25.2 钙铀云母(1) 锆石(4)磁铁矿(1) DR4-Y004 13.7 23.1 / 锆石(4)磁铁矿(1)钛铁矿(1) DR4-Y006 38.1 42.2 / 磁铁矿(3)锆石(3)硅铝酸盐(1) 注：矿物后括弧内为EPMA所见次数 ![]()
图 2 岩石U-He(a)及Th-He(b)含量关系图解Figure 2. Relationship diagrams of U-He (a) and Th-He (b) in sample rocks(3) 花岗岩中放射性矿物及特征
一般来说，花岗岩中的U和Th元素一方面富集在铀钍独立矿物中，包括晶质铀矿(U)、铌钛铀矿(Ti-Nb-U-Th)、铀钍石(Th-U)、钍石(Th)等，这些矿物中U含量高于10%；另一方面U、Th又可以以类质同象等分散状态存在于其他副矿物中，包括铌-钛-钇-铁矿物、独居石、磷钇矿、锆石、磷灰石、褐帘石等。目前研究得到的弱放射性的主要造岩矿物基本上是硅铝矿物(石英、钾长石、斜长石)；以暗色矿物为主的造岩矿物，具有正常放射性或略为偏高的放射性(黑云母、角闪石、辉石)；偏高放射性最常见的副矿物和金属矿物，包括磷灰石、异营石、钍铁矿、磁铁矿等；高放射性的较稀有富矿物有榍石、褐帘石、独居石、锆石等。而U、Th的最低含量出现在最富硅和碱金属的矿物(石英和长石中)，较高含量则出现在磁铁矿、黄铁矿、磷灰石、锆石等中(吴慧山等，1998)。
结合微量元素能谱分析结果，依据矿物原子比例的唯一性，可以更准确地确定花岗岩中的矿物分布。利用扫描电镜图像和能谱曲线对岩石中矿物进行了分析和确定，矿物的种类和镜下所见次数统计结果见表 5。样品中可见到独立铀钍矿物铀石、铀钍石、钛铀矿、硅钙铀矿、钍石、钙铀云母和稀土矿物鈧镱铱矿、氟碳铈镧矿、褐帘石、独居石等(图 3)。
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图 3 样品中铀钍独立矿物、分散矿物扫描电镜和能谱图Figure 3. Sem and EDS of independent and dispersed minerals of uranium and thorium in the sample(4) 花岗岩氦气含量特征
① 壳源氦生成量计算
共和盆地氦气主要是壳源氦，通过放射性衰变生成，根据张雪(2015)通过渭河盆地氦气源岩富铀花岗岩的体积和放射性铀的含量，结合铀衰变形成氦的裂变公式提出的公式, 对共和岩体干热岩采样区壳源氦生成量进行估算。
V=\frac{156.88}{235}\left(e^{\lambda t}-1\right) \times v \times \rho \times \chi 式中，V为生氨量，单位m3；e为自然常数，取2.72;λ为235U、232Th的衰变常数，数值为9.8485×10-10(a-1)、4.9475×10-10(a-1); t为富铀花岗岩的形成绝对年龄，取区内样品的平均年龄，为236.25 Ma；υ为花岗岩体的体积，由于采样区域为GR1、GR2、DR3、DR4所在的推断干热岩储层范围，面积为S=875.26 km2，厚度为4口井中钻深最深的井所见干热岩的厚度，H=1922.35 m，体积为υ=S×H=2.06×1012 m3；ρ为花岗岩体的密度，取值2.5 g/cm3；χ为花岗岩中铀的含量，取4件样品的U、Th测试平均值为17.08×10-10、30.65×10-10，将以上参数代入，计算得到采样区氦气生成量约269×108 m3(表 6)。
表 6 共和盆地潜在氦源岩生氦量及可封闭氦量Table 6. The amount of helium generated and sealable from potential helium source rocks in Gonghe Basin岩体 年龄/Ma U含量/10-6 Th含量/10-6 面积/km2 花岗岩厚度/m 有效体积/km3 密度/(g·cm3) 岩体重量/t 岩体总氦量/m3 共和岩体 236.25 17.08 30.65 875.26 1922.35 1682560.44 2.5 4.21×1015 269×108 ② 岩石中氦含量比对
根据共和岩体生氦量和岩体重量可以计算出每吨岩石的氦气含量为6.38 m3/t，2021SKY-GR1-Y003、2021SKY-GR2-Y006、2021SKY-DR3-Y007、2021SKY-DR4-Y006四件样品根据U、Th含量计算出的氦气生成量分别为6.68×10-6、8.81×10-6、1.93×10-5、3.21×10-5 m3，其中，U、Th含量较低的GR1、GR2孔中样品与岩体的氦气生成量接近，含量高的DR3、DR4孔样品中生成量与岩体的氦气生成量差别大。2021SKY-GR1-Y003、2021SKY-GR2-Y006、2021SKY-DR3-Y007、2021SKY-DR4-Y006四件样品实测的氦气量分别为9.52×10-7、1.68×10-6、9.53×10-5、5.49×10-5 m3，差值一般为2.84%~19.8%，异常点(GR1)差值比例大，为142%。反映出岩体中正常区段理论生氦值与实测值相差不大，测试质量是可靠的，测试异常值的出现对应的应该是氦气储集层段。
③ 花岗岩封闭氦量
花岗岩中可保存1.5%~17.4%氦气在岩石中(张文，2019)，共和盆地花岗岩体氦气生成量为269×108 m3，因此，共和盆地花岗岩中封闭氦量是4.03~46.8×108 m3。
④ 压裂液中氦气含量
在GR1周边压裂井中采集(非真空)返排液，测得氦含量为522.22×10-6，氖含量为30.02×10-6，氩含量9633.25×10-6。与较一般的温泉和热水井相比，氦、氖、氩含量聚集较明显。如能实施真空采集，含量会更高。
5.2 氦气储层储集特征
前人研究表明，共和盆地基底主要为低孔隙度(约3%)和低渗透率(约2.80×10-6 μm2)的花岗岩和花岗闪长岩等(岳高凡等，2015；庄亚芹等，2017)，岩石成岩程度高，孔隙度较小。因此按照常规的储层研究对象，孔隙度、低渗透率参数基本是无效的，无法评价储层储集特征。通过研究岩石密度和岩石矿物改造相关的裂缝、溶蚀孔、大的破碎带和测井数据等内容，揭示花岗岩的储集特征。
5.2.1 岩石密度
岩石成岩度高，岩石完整，其密度变化不大。当岩石出现变化，发育破碎带或变形程度高时，密度会变小。因此可用岩石密度变化情况判断岩石的孔隙度和渗透率状况，根据GR1、GR2孔岩心密度试验测试，花岗岩密度平均值为2.2356 g/cm3，根据DR3、DR4孔岩心密度试验测试数据，花岗岩密度取平均值为2.490 g/cm3。因此，评价时对大于平均值的，可认为是岩石致密、孔隙度小，反之认为孔隙度大。从表 7、表 8和图 4、图 5可以看出，岩石密度变化差异较大，与钻孔岩心编录时认为的干热岩体内存在裂隙发育段与完整岩体“互层”现象一致。如GR1井，为每100 m分段取芯，岩心样品显示1400 m、1900 m、2550 m、2650 m、3000 m、3150 m、3250 m、3500 m、3600 m井段岩心裂隙发育，与低密度段基本上吻合。
表 7 GR1和GR2钻孔岩心密度测试数据Table 7. Core density test data of GR1 and GR2 boreholes钻孔编号 取样深度 样品编号 质量/g 体积/cm3 密度/(g·cm-3) 孔隙度评价 岩心及照片反映状况 GR1 1341 (1-1)R 16.23 2.1862 2.0061 孔隙度高 / 1402 (1-2)R 14.73 7.3433 2.0059 / 1495 (1-3)R 20.15 1.706 2.2388 / 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 1600 (1-4)R 56.5 22.9556 2.4613 / 1700 (1-5)R 20.78 9.8803 2.1032 孔隙度高 1850 (1-6)R 26.8 11.3041 2.3708 / / 1900 (1-7)R 32.2 13.4603 2.3922 / 2110 (1-8)R 21.22 9.8064 2.1639 孔隙度高 2270 (1-9)R 9.41 5.4094 1.7396 孔隙度高 2450 (1-10)R 7.29 4.2733 1.7060 孔隙度高 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 2550 (1-11)R 18.85 8.6852 2.1704 孔隙度高 / 2650 (1-12)R 19.28 9.2843 2.0766 2750 (1-13)R 26.24 11.9252 2.2004 孔隙度高 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 2900 (1-14)R 60.21 24.5265 2.4549 / 3000 (1-15)R 29.21 12.9507 2.2555 / 3150 (1-16)R 37.47 15.2818 2.4519 / 3226 (1-17)R 35.94 14.7377 2.4386 / / 3380 (1-18)R 33.84 14.2948 2.3673 / 3400 (1-19)R 17.54 8.3703 2.0955 孔隙度高 3500 (1-20)R 33.49 14.4769 2.3133 / 3600 (1-21)R 13.62 6.5792 2.0702 孔隙度高 GR2 975 (2-1)R 35.77 15.5011 2.3076 / 1069 (2-2)R 26.19 11.826 2.2146 孔隙度高 1192 (2-3)R 44.82 18.4835 2.4249 / / 1282 (2-4)R 20.64 9.5886 2.1526 孔隙度高 1396 (2-5)R 26.58 12.1582 2.1862 孔隙度高 1485 (2-6)R 36.94 15.4239 2.395 / 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 1577 (2-7)R 27.335 11.7335 2.3296 / 1652 (2-8)R 64.98 26.4383 2.4578 / 1762 (2-9)R 40.56 17.2002 2.3581 / 1887 (2-10)R 39.81 16.1625 2.4631 / 1960 (2-11)R 59.048 23.2684 2.5377 / / 2070 (2-12)R 27.83 12.7425 2.184 孔隙度高 2162 (2-13)R 45.71 18.8099 2.4301 / 2274 (2-14)R 15.03 6.9124 2.1744 孔隙度高 2401 (2-15)R 16.85 7.8507 2.1463 孔隙度高 2567 (2-16)R 33.39 14.905 2.2402 / 2615 (2-17)R 7.14 3.9986 1.7856 孔隙度高 / 2711 (2-18)R 14.65 6.7645 2.1657 孔隙度高 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 2908 (2-19)R 28.5 12.8674 2.2149 孔隙度高 2975 (2-20)R 44.2 18.3369 2.4104 / / 平均 / / / / 2.2356 / 表 8 DR3和DR4钻孔岩心密度测试数据Table 8. Core density test data of DR3 and DR4 boreholes样品编号 取样深度/m 密度/(kg·m3) 孔隙度评价 岩心及照片状况 DR3-14 2000.00 2.69 / / DR3-15 2100.00 2.71 / 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 DR3-16 2200.00 1.66 / DR3-17 2300.00 2.27 孔隙度高 DR3-18 2400.00 2.01 / / DR3-19 2500.00 2.70 / DR3-20 2600.00 2.69 / DR3-21 2700.00 2.71 / DR3-22 2800.00 2.69 / 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 DR4-15 1520.00 2.69 DR4-16 1600.00 2.59 / / DR4-17 1700.00 2.53 DR4-18 1800.00 2.34 孔隙度高 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 DR4-19 1900.00 2.51 / DR4-20 2000.00 2.29 孔隙度高 DR4-21 2100.00 2.44 孔隙度高 / DR4-22 2200.00 2.68 / DR4-23 2300.00 2.61 / 平均值 / 2.49 / ![]()
图 4 GR1和GR2花岗岩深度-密度综合特征图Figure 4. Integrated depth-density characteristics of GR1 and GR2 granite![]()
图 5 DR3和DR4花岗岩深度-密度综合特征图Figure 5. Integrated depth-density characteristics of DR3 and DR4 granite5.2.2 岩石矿物裂缝发育情况
由于花岗岩自身具备良好的保存特征，氦气可以保存在矿物晶粒间、矿物包裹体、矿物晶格及矿物的微裂缝和微孔隙中(Hussain et al.，1997)，20件样品扫描电镜图像研究显示，研究区岩石中矿物微孔隙、裂缝裂隙发育，可保存氦气，因此花岗岩自身具备良好的保存能力(图 6)。
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图 6 花岗岩岩石矿物裂隙和孔隙特征图Figure 6. Characteristics of mineral fissures and pores in granite rocks5.2.3 岩石中破碎带发育
DR3、DR4、GR1、GR2孔资料显示，盆地中心花岗岩埋深为1300~1500 m，从上到下岩性较均一。上部300 m厚岩体较破碎，呈碎裂状；300 m以下总体相对完整，但受构造影响，部分地段构造裂隙发育，出现完整岩体与裂隙发育岩体互层现象，完整岩体一般厚度为44.0~94.8 m，最小厚度为17.2 m，岩体内裂隙很少，岩心呈长柱状，隔水、隔汽效果好；裂隙发育段裂隙呈开启状，无充填物，岩心一般为3~13 cm长的短柱状或块状，线裂隙率为0.1%~0.3%。部分地段还有断裂带揭露，如GR1井岩心显示，在2250~2284.1 m处为断裂带，岩体呈角砾状，无充填物，裂隙孔隙连通性好，厚度达34.1 m。深部3000 m以下花岗岩体水平层理发育，GR1井岩心显示，深部花岗岩较破碎，岩心严重饼化。岩心显示3000 m以浅较破碎，其下较完整，部分井段岩心裂隙发育，裂隙发育井段厚度一般为29~94.3 m，最大厚度为134.5 m，且与完整岩体常呈“互层”出现。破碎的层段为氦气赋存提供了良好的空间，“互层”则形成了较好的保存条件。
5.3 地球物理测井数据特征
相关单位在GR1周边实施了钻井，开展了测井评价和压裂测试工作，获取了相关层段的孔隙度、泊松比、杨氏模量(表 9)。数据显示孔隙度属于低类，泊松比属于Ⅰ类，杨氏模量属于Ⅱ类，显示花岗岩(干热岩)体中存在储集特征和脆性良好的区段，是氦气赋存的空间。
表 9 压裂层段地应力及岩石力学参数数据(数值模拟)Table 9. Data of ground stress and rock mechanical parameters in fractured zone压裂层段/m 孔隙度/% 静泊松比 动泊松比 静杨氏模量/MPa 动杨氏模量/MPa 单轴抗压强度/MPa 内聚力/MPa 抗拉强度/MPa 3636~3742 3.71 0.14 0.24 47252.45 78226.02 367.39 68.28 16.70 3794~3883 2.48 0.11 0.22 48308.89 80250.58 372.38 64.77 16.93 3919~3982 3.50 0.13 0.23 46371.30 76551.53 356.09 62.22 16.19 5.4 干热岩与氦气特性
温度是控制花岗岩中氦气释放的首要因素，花岗岩中的富铀矿物对氦气的封闭温度在27~250℃之间(张文，2019)。干热岩是无水的，加之共和盆地干热岩温度场(实测80~236℃)与富铀矿物对氦气的封闭温度(27~250℃)基本一致，所以研究区干热岩具备了良好的封存条件。
6. 结论
(1) 共和盆地深部整体为花岗岩岩基，放射性元素含量高，可为壳源氦提供有力的气源，岩石中氦气含量与Th-U含量成正相关关系。测试获得花岗岩中氦气含量达到49×10-6~851×10-6，每吨岩石中氦气含量达到0.27798~4.76992 m3。通过计算，共和盆地花岗岩体生氦量约为269×108 m3，封闭氦量为4.03×108~46.8×108 m3，岩体自生气能力强，是优质的氦源岩。
(2) 共和盆地花岗岩岩体中存在岩石低密度区，与岩石矿物变形改造强烈、微裂缝裂隙、孔隙发育区段相吻合，并发育完整岩体与破碎的层段“互层”现象，与岩石密度高低变化一致，改造强烈、微裂缝裂隙、孔隙发育区段具备良好的储集特征，具有低泊松比、高杨氏模量的特征。
(3) 样品测试成果显示，共和盆地花岗岩岩体在浅部、深部均有氦气被封存在岩石中，自储的特征清晰。压裂后孔隙连通，形成氦气二次运移的人工气藏，返排液中氦气含量增高，聚集趋势增强。
(4) 在共和盆地花岗岩岩体中初步发现了自生自储型氦气藏，通过对比，大部区段铀、钍衰变形成的氦气与测试获得的数据相差值比例为2.84%~19.8%，但明显存在异常点(GR1)，差值比例可达142%，异常区段对应优质氦气储层。
致谢: 青海省水文地质工程地质环境地质勘查院提供了钻孔样品，中国地质调查局水文地质环境地质调查中心叶成明研究员、张森琦教授给予了帮助和指导，审稿专家对文章提出了宝贵的意见和建议，在此表示衷心感谢。 -
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图版Ⅰ
a.2021SKY-GR1-Y001样，采样深度1493 m，灰白色花岗闪长岩；b.2021SKY-GR1-Y002样, 采样深度2450 m，灰白色似斑状花岗闪长岩；c.2021SKY-GR1-Y003样，采样深度2750 m，灰白色花岗闪长岩；d.2021SKY-GR2-Y002样，采样深度1470 m，浅肉红色似斑状二长花岗岩；e.2021SKY-GR2-Y004样，采样深度2502 m，灰白色花岗闪长岩；f.2021SKY-GR2-Y006样，采样深度2735 m，灰绿色似斑状花岗闪长岩；g.2021SKY-DR3-Y002样，采样深度1920 m，灰白色花岗闪长岩；h.2021SKY-DR3-Y003样，采样深度2001.3 m，灰白色花岗闪长岩；i.2021SKY-DR3-Y007样，采样深度2798 m，浅肉红色花岗岩；j.2021SKY-DR4-Y001样，采样深度1800 m，肉红色花岗岩；k.2021SKY-DR4-Y004样，采样深度2400 m，肉红色花岗岩；l.2021SKY-DR4-Y006样，采样深度3000 m，肉红色花岗岩
图版Ⅰ.
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图 2 岩石U-He(a)及Th-He(b)含量关系图解
Figure 2. Relationship diagrams of U-He (a) and Th-He (b) in sample rocks
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图 3 样品中铀钍独立矿物、分散矿物扫描电镜和能谱图
Figure 3. Sem and EDS of independent and dispersed minerals of uranium and thorium in the sample
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图 4 GR1和GR2花岗岩深度-密度综合特征图
Figure 4. Integrated depth-density characteristics of GR1 and GR2 granite
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图 5 DR3和DR4花岗岩深度-密度综合特征图
Figure 5. Integrated depth-density characteristics of DR3 and DR4 granite
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图 6 花岗岩岩石矿物裂隙和孔隙特征图
Figure 6. Characteristics of mineral fissures and pores in granite rocks
表 1 基岩样品测试结果
Table 1 Test results of bedrock samples
样品编号 岩(矿)石名称 采样深度/m 稀有气体组分 3He/4He R/Ra He/10-6 Ne/10-6 Ar/10-6 2021SKY-HQ-LX2-Y5 二长花岗岩 地表 54 0.29 31 1.1×10-8 0.008 2021SKY-GR1-Y003 花岗闪长岩 2750 49 0.37 / 2.5×10-8 0.018 2021SKY-GR2-Y006 花岗闪长岩 2735 155 2.50 79.1 1.10×10-8 0.008 2021SKY-DR3-Y007 花岗岩 2901 851 2.45 213 1.60×10-9 0.001 2021SKY-DR4-Y006 花岗岩 3000 150 0.04 9.8 7.30×10-10 0.001 注：本次样品测试只开展了He、Ne、Ar、Kr、Xe和氦同位素的测定，未开展其他气体含量测定；He、Ne、Ar含量单位为10-6，百万分之一，表达固体中成分含量时，一般用质量浓度，即1×10-6为1 g/t 
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表 2 4He主要衰变反应产率
Table 2 Reaction yields of 4He of main decay
母体 半衰期/109a 子体 产额
(原子/原子)母体原子量 丰度
(原子%)稀有气体产量/(cm3STP·g-1) 产率(每年) 积累量(一个半衰期) 232Th 14.01 4He 6 232.038 100 2.868×10-8 5.796×102 238U 4.468 4He 8 238.029 99.28 11.602×10-8 7.479×102 235U 0.7038 4He 7 235.044 0.72 0.467×10-8 4.746
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表 3 不同成因的He、Ne、Ar同位素特征
Table 3 Isotopic characteristics of He, Ne and Ar from different origins
类型 3He/4He 20Ne/22Ne 21Ne/22Ne 40Ar/36Ar 38Ar/36Ar 初始型 3×10-4 12~13 0.03 10-4 0.17~0.18 散裂成因型 2×10-1 0.9 0.95 10-2 0.65 放射型成因 2×10-8 0 0.3~1.0 107 1
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表 4 恰卜恰地区花岗岩锆石U-Pb年龄统计
Table 4 Zircon U-Pb age statistics of granites in the Chapcha area
钻孔编号 取样深度/m 测龄/Ma 岩性定名 钻孔编号 取样深度/m 测龄/Ma 岩性定名 DR3-1 1602 245±2 石英黑云母闪长岩 DR4-1 1500 226±2 石英黑云母闪长岩 DR3-2 1800 245±1~247±1 黑云母花岗闪长岩 DR4-2 1800 226±2 二长花岗岩 DR3-3 2002 245±1~247±1 黑云母闪长岩 DR4-3 2000 226±2 花岗岩 DR3-4 2200 246±2~248±2 花岗岩 DR4-4 2300 247±3 黑云母二长岩 DR3-5 2384.6 243±1 黑云母花岗岩 DR4-5 2500 227±1 黑云母二长花岗岩 DR3-6 2601 225±1 二长花岗岩 DR4-6 2800 227±2 黑云母花岗闪长岩 DR3-7 2798 224±2 花岗岩 DR4-7 3100 248±2 黑云母二长花岗岩 DR3-8 2901 227±2 花岗岩
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表 5 花岗岩中含铀钍矿物的种类及分布特征
Table 5 Types and distribution characteristics of uranium-thorium bearing minerals in granite
样品 U/10-6 Th/10-6 铀钍独立矿物 铀钍分散矿物 LX1-Y1 2.63 21.53 / 磁铁矿(4) LX1-Y2 / / / 黄铁矿(3)锆石(1)磁铁矿(1)铬铁矿(1) LX1-Y7 2.49 10.64 / 鈧镱铱矿、氟碳铈镧矿、褐帘石、独居石、钛铁矿、锆石(5)铬铁矿(2) LX2-Y1 0.94 5.10 / 磁铁矿(5)锆石(1)铬铁矿(1) LX2-Y4 1.28 6.27 / 黄铁矿(1)钛铁矿(2)锆石(4) LX2-Y5 1.78 18.90 / 褐帘石(1)锆石(1)磷灰石(2)黄铁矿(2)磁铁矿(1) LX3-Y1 0.74 4.70 / 褐帘石(1)氟碳铈镧矿(1)磁铁矿(2)锆石(7) LX3-Y3 1.04 12.95 / 磁铁矿(6)磷灰石(1)黄铁矿(1) GR1-Y001 / / / 锆石(6)磁铁矿(2)黄铁矿(1)铬铁矿(3) GR1-Y002 / / 铀石(1) 褐帘石(1)锆石(5)铬铁矿(4) GR1-Y003 2.89 21 铀钍石(1)、钛铀矿(2)、
硅钙铀矿(2)、钍石(1)锆石(6) GR2-Y002 3.55 20.6 / 铬铁矿(13)锆石(4) GR2-Y004 3.58 13.7 含钍锆石(1) 独居石(2)锆石(1)铬铁矿(7) GR2-Y006 5.32 24.5 / 硅镝钇矿(1)锆石(7) DR3-Y003 21.7 37.9 / 硅钛铈铁矿(1)氟碳铈镧矿(1)磁铁矿(1)硅铝酸盐(2) DR3-Y007 22 34.9 含铀锆石(1) 锆石(2)磁铁矿(3)钛钡矿(1)萤石(1) DR4-Y001 8.33 25.2 钙铀云母(1) 锆石(4)磁铁矿(1) DR4-Y004 13.7 23.1 / 锆石(4)磁铁矿(1)钛铁矿(1) DR4-Y006 38.1 42.2 / 磁铁矿(3)锆石(3)硅铝酸盐(1) 注：矿物后括弧内为EPMA所见次数
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表 6 共和盆地潜在氦源岩生氦量及可封闭氦量
Table 6 The amount of helium generated and sealable from potential helium source rocks in Gonghe Basin
岩体 年龄/Ma U含量/10-6 Th含量/10-6 面积/km2 花岗岩厚度/m 有效体积/km3 密度/(g·cm3) 岩体重量/t 岩体总氦量/m3 共和岩体 236.25 17.08 30.65 875.26 1922.35 1682560.44 2.5 4.21×1015 269×108
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表 7 GR1和GR2钻孔岩心密度测试数据
Table 7 Core density test data of GR1 and GR2 boreholes
钻孔编号 取样深度 样品编号 质量/g 体积/cm3 密度/(g·cm-3) 孔隙度评价 岩心及照片反映状况 GR1 1341 (1-1)R 16.23 2.1862 2.0061 孔隙度高 / 1402 (1-2)R 14.73 7.3433 2.0059 / 1495 (1-3)R 20.15 1.706 2.2388 / 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 1600 (1-4)R 56.5 22.9556 2.4613 / 1700 (1-5)R 20.78 9.8803 2.1032 孔隙度高 1850 (1-6)R 26.8 11.3041 2.3708 / / 1900 (1-7)R 32.2 13.4603 2.3922 / 2110 (1-8)R 21.22 9.8064 2.1639 孔隙度高 2270 (1-9)R 9.41 5.4094 1.7396 孔隙度高 2450 (1-10)R 7.29 4.2733 1.7060 孔隙度高 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 2550 (1-11)R 18.85 8.6852 2.1704 孔隙度高 / 2650 (1-12)R 19.28 9.2843 2.0766 2750 (1-13)R 26.24 11.9252 2.2004 孔隙度高 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 2900 (1-14)R 60.21 24.5265 2.4549 / 3000 (1-15)R 29.21 12.9507 2.2555 / 3150 (1-16)R 37.47 15.2818 2.4519 / 3226 (1-17)R 35.94 14.7377 2.4386 / / 3380 (1-18)R 33.84 14.2948 2.3673 / 3400 (1-19)R 17.54 8.3703 2.0955 孔隙度高 3500 (1-20)R 33.49 14.4769 2.3133 / 3600 (1-21)R 13.62 6.5792 2.0702 孔隙度高 GR2 975 (2-1)R 35.77 15.5011 2.3076 / 1069 (2-2)R 26.19 11.826 2.2146 孔隙度高 1192 (2-3)R 44.82 18.4835 2.4249 / / 1282 (2-4)R 20.64 9.5886 2.1526 孔隙度高 1396 (2-5)R 26.58 12.1582 2.1862 孔隙度高 1485 (2-6)R 36.94 15.4239 2.395 / 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 1577 (2-7)R 27.335 11.7335 2.3296 / 1652 (2-8)R 64.98 26.4383 2.4578 / 1762 (2-9)R 40.56 17.2002 2.3581 / 1887 (2-10)R 39.81 16.1625 2.4631 / 1960 (2-11)R 59.048 23.2684 2.5377 / / 2070 (2-12)R 27.83 12.7425 2.184 孔隙度高 2162 (2-13)R 45.71 18.8099 2.4301 / 2274 (2-14)R 15.03 6.9124 2.1744 孔隙度高 2401 (2-15)R 16.85 7.8507 2.1463 孔隙度高 2567 (2-16)R 33.39 14.905 2.2402 / 2615 (2-17)R 7.14 3.9986 1.7856 孔隙度高 / 2711 (2-18)R 14.65 6.7645 2.1657 孔隙度高 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 2908 (2-19)R 28.5 12.8674 2.2149 孔隙度高 2975 (2-20)R 44.2 18.3369 2.4104 / / 平均 / / / / 2.2356 /
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表 8 DR3和DR4钻孔岩心密度测试数据
Table 8 Core density test data of DR3 and DR4 boreholes
样品编号 取样深度/m 密度/(kg·m3) 孔隙度评价 岩心及照片状况 DR3-14 2000.00 2.69 / / DR3-15 2100.00 2.71 / 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 DR3-16 2200.00 1.66 / DR3-17 2300.00 2.27 孔隙度高 DR3-18 2400.00 2.01 / / DR3-19 2500.00 2.70 / DR3-20 2600.00 2.69 / DR3-21 2700.00 2.71 / DR3-22 2800.00 2.69 / 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 DR4-15 1520.00 2.69 DR4-16 1600.00 2.59 / / DR4-17 1700.00 2.53 DR4-18 1800.00 2.34 孔隙度高 岩石微裂缝、矿物孔隙发育，铀钍分散矿物碎裂状 DR4-19 1900.00 2.51 / DR4-20 2000.00 2.29 孔隙度高 DR4-21 2100.00 2.44 孔隙度高 / DR4-22 2200.00 2.68 / DR4-23 2300.00 2.61 / 平均值 / 2.49 /
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表 9 压裂层段地应力及岩石力学参数数据(数值模拟)
Table 9 Data of ground stress and rock mechanical parameters in fractured zone
压裂层段/m 孔隙度/% 静泊松比 动泊松比 静杨氏模量/MPa 动杨氏模量/MPa 单轴抗压强度/MPa 内聚力/MPa 抗拉强度/MPa 3636~3742 3.71 0.14 0.24 47252.45 78226.02 367.39 68.28 16.70 3794~3883 2.48 0.11 0.22 48308.89 80250.58 372.38 64.77 16.93 3919~3982 3.50 0.13 0.23 46371.30 76551.53 356.09 62.22 16.19
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Ballentine C J, Dan N B. The origin of air-like noble gases in MORB and OIB[J]. Earth & Planetary Science Letters, 2000, 180(1/2): 39-48.
Ballentine C J, Burnard P G. Production, release and transport of noble gases in the continental crust[J]. Reviews in Mineralogy & Geochemistry, 2002, 47: 481-528.
Brown A A. Formation of high helium gases: A guide for explorationists[C]//American association of petroleum geologists convention, new Orleans, Louisiana, USA, 2010: 11-14.
Hussain N. Flux of 4He from Carnmenellis granite: modlling of an HDR geothermal reservoir[J]. Applied Geochemistry, 1997, 12(1): 1-8. doi: 10.1016/S0883-2927(96)00038-8
Koji U, Koichi A, Tomohiro K. Release of mantle and crustal helium from a fault following an inlandearthquake[J]. Applied Geochemistry, 2013, 37: 134-141. doi: 10.1016/j.apgeochem.2013.07.018
Mamyrin B A, Tolstikhin I N. Helium isotopes in nature[M]. Amsterdam, Elsevier, 1984: 175-179.
Mao X M, Wang Y X, Yuan J F. The indication of geothermal events by helium and carbon isotopes of hydrothermal fluids in south China[J]. Procedia Earth and Planetary Science, 2013, 7: 550-553. doi: 10.1016/j.proeps.2013.03.163
Sarah J M, Chris J B. Using 3He/4He isotope ratios to identify the source of deep reservoir contributions to shallow flfluids and soil gas[J]. Chemical Geology, 2012, 304/305: 142-150. doi: 10.1016/j.chemgeo.2012.02.006
Tolstikhin H N, Waber I, Kamensky H H, et al. Production, redistribution and loss of helium and argon isotopes in a thick sedimentary aquitard-aquifer system(Molasse Basin, Switzerland)[J]. Chemical Geology, 2011, 286: 48-58. doi: 10.1016/j.chemgeo.2011.04.017
柴先平. 西安地热水伴生富氦天然气成因研究[D]. 长安大学硕士学位论文, 2007. 顾希, 贺怀宇, 陈立辉. 等, 南京六合塔山地幔橄榄岩捕虏体中的稀有气体同位素组成[J]. 地球化学, 2020, 49(5): 494-508. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DQHX202005003.htm 韩伟, 刘文进, 李玉宏. 柴达木盆地北缘稀有气体同位素特征及氦气富集主控因素[J]. 天然气地球科学, 2020, 31(3): 385-392. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-TDKX202003009.htm 李玉宏, 卢进才, 李金超, 等. 渭河盆地富氦天然气井分布特征与氦气成因[J]. 吉林大学学报(地球科学版), 2011, 41(S1): 47-53. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-CCDZ2011S1008.htm 李玉宏, 张俊林, 张文, 等. 渭河盆地氦气成藏条件及资源前景[M]. 北京: 地质出版社, 2018. 卢进才, 魏仙样, 李玉宏, 等. 汾渭盆地富氦天然气成因及成藏条件初探[J]. 西北地质, 2005, 38(3): 82-86. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-XBDI200503014.htm 陶明信, 沈平, 徐永昌, 等. 苏北盆地幔源氦气藏的特征与形成条件[J]. 天然气地球科学, 1997, (8)3: 1-8. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-TDKX199703000.htm 唐金荣, 张宇轩, 周俊林, 等. 全球氦气产业链分析与中国应对策略[J]. 地质通报, 2023, 42(1): 1-13. http://dzhtb.cgs.cn/gbc/ch/reader/view_abstract.aspx?file_no=20230101&flag=1 王天昊, 等. 松辽盆地天然气中氦气的检测与提纯方法[J]. 辽宁石油化工大学学报, 2020, 40(1539050): 18-21. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-FSSX202005003.htm 吴慧山, 章晔. 核技术勘查[M]. 北京: 原子能出版社, 1998. 徐永昌. 天然气中氦同位素分布及构造环境[J]. 地学前缘, 1997, 4(3/4): 185-189. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DXQY7Z2.031.htm 徐永昌, 沈平, 陶明信, 等. 中国含油气盆地天然气中氦同位素分布[J]. 科学通报, 1994, 39(16): 1505-1508. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-KXTB199416018.htm 徐永昌, 沈平, 陶明信, 等. 东部油气区天然气中幔源挥发分的地球化学——Ⅰ. 氦资源的新类型: 沉积壳层幔源氦的工业储集[J]. 中国科学(D辑), 1996, 26(1): 1-8. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-JDXK199601000.htm 杨振宁, 李永红, 刘文进, 等, 柴达木盆地北缘全吉山地区氦气形成地质条件及资源远景分析[J]. 中国煤炭地质, 2018, 30(6): 64-70. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-ZGMT201806013.htm 岳高凡, 邓晓飞, 邢林啸, 等. 共和盆地增强型地热系统开采过程数值模拟[J]. 科技导报, 2015, 33(19): 1-6. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-KJDB201519023.htm 贠晓瑞, 蔡志慧, 何碧竹, 等. 青海共和盆地东北缘中—新生代热演化史: 来自沟后杂岩体及当家寺岩体的低温热年代学证据[J]. 岩石学报, 2021, 37(10): 3241-3260. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-YSXB202110016.htm 张瑾, 邹彦荣, 陈淑惠, 等. 咸阳市区富氦水溶气组分特征及成因分析[J]. 非常规油气, 2020, 7(1): 38-44. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-FCYQ202001008.htm 张盛生, 蔡敬寿, 张磊, 等. 青海省共和县恰卜恰镇干热岩勘查报告[R]. 青海省水文地质工程地质环境地质调查院, 2019. 张文. 关中和柴北缘地区战略性氦气资源成藏机理研究[D]. 中国矿业大学(北京)博士学位论文, 2019. 张晓宝, 周飞, 曹占元, 等. 柴达木盆地东坪氦工业气田发现及氦气来源和勘探前景[J]. 天然气地球科学, 2020, 31(11): 1585-1592. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-TDKX202011007.htm 张雪. 渭河盆地天然气及氦气成藏条件与资源量预测[D]. 长安大学博士学位论文, 2015. 张云鹏, 李玉宏, 卢进才, 等. 柴达木盆地北缘富氦天然气的发现——兼议成藏地质条件[J]. 地质通报, 2016, 35(2/3): 364-371. http://dzhtb.cgs.cn/gbc/ch/reader/view_abstract.aspx?file_no=20160319&flag=1 张志芹, 韩坤帅, 夏伟强. 浅析氦气的成藏模式[J]. 地下水, 2015, (5): 259-262. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-DXSU201505099.htm 庄亚芹, 张灿海, 朱明成, 等. 土酸化学刺激剂提高花岗岩渗透率的试验研究[J]. 安全与环境工程, 2017, 24(2): 7. https://www.cnki.com.cn/Article/CJFDTOTAL-KTAQ201702003.htm -
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1. 巩志远，谢菁，王琪玮，陈建洲，徐永锋，李青. 青海省氦气资源调查研究及建议. 新疆地质. 2024(01): 97-104 . 
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