Natural Gas Geoscience >

2023 , Vol. 34 >Issue 3: 460 - 468

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2022.07.001

Analysis of helium accumulation conditions related to dry-hot rock mass in Gonghe Basin， Qinghai Province

  • Jianzhou CHEN , 1, 2 ,
  • Jing XIE 1, 2 ,
  • Libo LIU 1, 2 ,
  • Qing LI 1, 2 ,
  • Shengting AN 1, 2 ,
  • Minzhuo SUN , 3
Expand
  • 1. The Fourth Geological Exploration Institute of Qinghai Province，Xining 810029，China
  • 2. Key Laboratory of Shale Gas Resources of Qinghai Province，Xining 810029，China
  • 3. Northwest Institute of Eco⁃Environment and Resources，Chinese Academy of Sciences，Lanzhou 730000，China

Received date: 2021-11-28

  Revised date: 2022-06-27

  Online published: 2023-03-23

Supported by

The Qinghai Province 2021 First Batch of Central-directed Local Science and Technology Development Fund Project(2021ZY001)

the Geological Exploration Project of Qinghai Bureau of Geology and Mineral Resources Exploration and Development “The selection of clean energy target areas in Qinghai Province”

Fold

Highlights

The analysis of hot spring water and underground dry-hot rock in Gonghe Basin shows that there is helium in hot spring water and dry-hot rock， and some of the samples are up to 0.1% of commercial grade， which are of crustal origin. Based on the compositional and isotopic data， the conditions of helium accumulation in Gonghe Basin of Qinghai Province are studied. The results show that the dry-hot rocks （granites） at the bottom of the Triassic strata are helium source rocks， and the deep and large faults around the basin and several NW-tensional faults in the basin are located in the heat source igneous rocks. The high temperature of the dry-hot rock provides the power for the primary migration of helium， and the underground hot water provides the carrier for the secondary migration of helium， the glutenite at the top of the dry-hot rock mass （granite） provides storage space for helium gas accumulation， and the thick sedimentary layer （especially the mudstone layer） at the top of the dry-hot rock mass （granite） is a good cap rock. The comprehensive analysis shows that the helium gas associated with dry-hot rock bodies in Gonghe Basin has geological conditions for the formation of helium-rich gas reservoirs and good exploration prospects.

Cite this article

Jianzhou CHEN , Jing XIE , Libo LIU , Qing LI , Shengting AN , Minzhuo SUN . Analysis of helium accumulation conditions related to dry-hot rock mass in Gonghe Basin， Qinghai Province[J]. Natural Gas Geoscience, 2023 , 34(3) : 460 -468 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2022.07.001

0 引言

氦气是一种使用面广，高导热性，不燃的惰性气体，同时也是已知沸点最低的气体，氦气在工业和科技等领域被广泛使用。全球氦气供不应求，长期短缺，加之受氦气在世界各地分布极不均匀影响，被誉为“黄金气体”［1-7］。 我国是贫氦国家，目前只有四川盆地威远气田实现了氦气商业开发，这严重制约了我国科学技术进步和经济建设发展需求，因此深入开展氦气基础地质研究和寻找氦气资源是我国氦气资源调查领域中面临的最紧迫任务之一。近年来，众多学者在世界各地做了大量关于干热岩或温泉水的研究，而针对与干热岩相关的温泉水中氦气的研究目前尚未见到公开报道，也没有文献公布与干热岩相关的氦气成藏条件方面的研究。
与其他流体矿床一样，氦气的成藏也包括物质来源（气源）、运移和保存等关键性控矿因素。因此本文拟通过利用稀有气体组分、同位素等多种分析测试资料，对干热岩和温泉水及温泉水中的氦气进行来源、运移和保存等成藏条件研究，为全国氦气资源评价及以后氦气资源的勘探开发提供指导。

1 研究区地质背景

1.1　共和盆地大地构造位置

共和盆地位于昆仑—祁连—秦岭造山系之祁连弧盆系、西昆仑弧盆系、东昆仑弧盆系接合部（图1）［8］。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—略阳断裂为界与阿尼玛卿—勉略缝合带和松潘—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［9-10］。根据其地球物理特征可进一步划分为塘格木坳陷、贵德坳陷、贵南坳陷和黄河隆起4个一级构造单元，塘格木坳陷可进一步划分为茶卡凹陷、切吉凹陷、祁家凸起3个次一级构造单元（图2）［11-12］。
图1 研究区大地构造位置（修改自文献［8］）

Fig.1 Geotectonic location of the study area（modified from Ref. ［8］）

图2 共和盆地构造单元划分（修改自文献［12］）

Fig.2 Structural units division of Gonghe Basin（modified from Ref.［12］）

根据磁场分区对共和盆地圈定了岩浆岩体的分布范围（图3），盆地内岩体的展布（包括地表出露的岩体与隐伏岩体）其主体呈北西向，长轴沿北西向拉长，并呈带状分布，与区内主构造线一致，显示出青藏高原陆壳东北边缘多次张合构造作用的结果。此外，在共和盆地内还分布有一些不规则的岩体，沿北东向断裂呈串珠状有规律地展布。目前探明的干热岩（GR1、GR2、DR3、DR4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卵石（Q2-3 al）为主，中部为早中更新世共和期（Qp 1 g）河湖相沉积，下部为上新世临夏期（N2 l）沉积。下更新统共和组（Qp 1 g）岩性为一套淡红、灰褐、黄褐色的粗砂细砾，中粗砂、细砂、亚黏土、亚砂土粗细相间的互层状地层。上新统临夏组（N2 l）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［14］。
图3 共和—贵德航磁解译的隐伏岩体分布范围（修改自文献［13］）

1：第四系（Q）；2：新近系（N）；3：古近系（E）；4：白垩系（K）；5：下中侏罗统窑街组（J1-2 y）；6：下中侏罗统羊曲组（J1-2 yq）；7：中三叠统古浪堤组（T2 g）；8：下中三叠统隆务河组（T1-2 l）；9：燕山期侵入岩；10：印支期侵入岩；11：前印支期侵入岩；12：地质界线；13：断裂；14：航磁重力解释的隐伏断裂；15：温泉；16：干热岩勘探井；17：钻遇隐伏花岗岩体的地热井；18：隆起山地断裂型干热岩体；19：沉降盆地隐伏型干热岩体

Fig.3 Distribution range of concealed rock mass interpreted by Gonghe-Gui'de aeromagnetic method（modified from Ref.［13］）

2 样品采集及实验分析

本次采集了温泉中水样和干热岩钻孔及地表岩体的岩石样（图4）。岩石样选自共和盆地GR1、GR2、DR3、DR4共4口干热岩井的岩心和黑马河岩体、温泉岩体中新鲜岩石样。样品采集后，立即被送往中国科学院西北生态环境资源研究院稀有气体实验室进行稀有气体测试，在30 d内完成稀有气体同位素检测。
图4 样品采样位置分布

Fig.4 Distribution of sampling location

稀有气体测试采用Noblesse稀有气体质谱仪开展测试工作。Noblesse稀有气体质谱仪大于700的分辨率能够将3He+和HD+的峰完全分开， 在正常情况下，3He+信号高于1 s-1，HD+拖尾的贡献会比较小，就不必校正HD+对3He+的影响。因此笔者使用大于1 s-1 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，本文检测使用的标准样为：兰州市皋兰山顶的空气（AIRLZ2007）（海拔2 060 m）。本文工作的本底值（单位：cm3/g，STP）为：4He=2.46×10-10，20Ne=4.08×10-10，40Ar=1.39×10-8，本底值中各种稀有气体的同位素组成接近于空气值。
分析水样从用双阀门密封的玻璃瓶的水样中提取。为保障实验效果，对气体抽提线和净化管线在约150 ℃焙烤24 h以上，以脱除管壁内表面吸附气的记忆效应。分析样品时将在线取气针头插入样品容器的橡胶垫中 （但不插透）抽真空以消除检测环境中大气的污染。当真空系统压力降低至1×10-5 Pa以下时，实施取样。分取适量的气体样品用800 ℃的钛炉和室温下的ZrAl泵净化，5种稀有气体（He、Ne、Ar、Kr、Xe）用活性炭先后于液态氮和冰水混合物的恒温条件下分别吸附分离。各稀有气体组分分别进入质谱计进行含量和同位素测试。
分析岩石样是将样品粉碎至20~40目（400~800 μm），并在双目镜下挑选出新鲜、不同的单矿物颗粒。对分选出的矿物颗粒先用5%的稀HNO3在超声波水浴中清洗约20 min，以尽可能去除矿物表面及裂隙中的蚀变部分，然后用去离子水清洗数次（每次约20 min），最后用酒精或丙酮清洗并烘干。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。
实验流程如下：装样后首先对样品腔和纯化系统管线进行烘烤去气（烘烤温度约为120 ℃，烘烤时间72 h）以获得超高真空的静态本底。采用液压传动装置，压力设定约为1.01×107 Pa，对单矿物颗粒压碎以释放其流体包裹体中的稀有气体，重复压10次以提高压碎效率（压碎效率等于粒径小于100 μm时颗粒的质量分数，本文所用实验装置压碎效率约为30%，默认粒径小于100 μm的颗粒气体完全被提取出来）。压碎释放的气体先经过液氮冷阱和锆铝泵进行纯化以吸附活性气体，然后对稀有气体进行低温冷冻分离。
其中Ar由液氮温度下装有活性炭的冷阱吸附，Ne由-238 ℃的冷泵吸附，冷泵可精准地控制温度， 并在-193 ℃时将吸附的Ne释放出来。在接连经历了Ar和Ne的吸附后，全进气测定He同位素。另外使用Noblesse稀有气体质谱仪上1个室温下的GP50锆铝泵和1个液氮温度下装有活性炭的冷阱以更有效地减少残余气体的影响。所有的测定均在静态模式下进行。

3 温泉水及干热岩体中氦气成因特征

通常采用氦同位素比值（3He/4He）判断氦气的成因。大气中3He/4He（R a）值为R a=1.4×10-6，壳源为R c=2×10-8，幔源为R m=1.1×10-5。也可以采用R/R a值来判断其成因及来源，R为实测样品中的3He/4He的值。其中幔源氦（3He）计算公式为［15］：
3He=［（R－R c）/（R m－R c）］×100%

3.1　温泉水中氦气含量及同位素

水样中氦含量为0.05%~0.87%，平均值为0.59%，超过最低工业品位（0.05%），其中2个样品超过了工业品位（0.1%）［15］，3He/4He值介于4.2×10-9~2.5×10-8之间；R/R a值为0.003~0.018，幔源氦占比均比较低，为0.038~0.155；结果显示，以壳源氦为主，并有微量幔源氦加入。氖含量为0.002 1%~0.003%；平均值为0.002 4%。Ar含量为0.744 6%~1.036 1%，平均值为0.914 7%（表1）。
表1 泉水中样品测试成果

Table 1 Test results of samples in spring water

样品编号 水样温度/℃ 采样地点 He/% Ne/% Ar/% 3He/4He R/R a 幔源氦占比
G1 30~40 共和阿乙亥 0.87 0.002 1 0.744 6 2.5×10-8 0.018 0.155
G2 57~61 共和曲乃亥 0.84 0.002 1 1.036 1 1.2×10-8 0.009 0.109
G3 >100 共和县城东 0.05 0.003 0.963 3 4.2×10-9 0.003 0.038

3.2　花岗岩中氦气含量及同位素

对干热岩钻井GR1、GR2、DR3及DR4样品和地表岩体的岩石样品2021SKY-HQ-LX2-Y5进行氦含量及同位素值测定（表2），分析显示：氦气含量介于0.004 9%~0.085 1%之间，其中2021SKY-DR3-Y007样品氦气含量接近工业品位0.1%，高于最低工业品味0.05%；3He/4He同位素值为7.3×10-10~2.5×10-8，R/R a值为0.001~0.018，属壳源氦。
表2 干热岩样品测试成果

Table 2 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/R a
He Ne Ar
2021SKY-HQ-LX2-Y5 二长花岗岩 地表 0.005 4 0.000 029 0.003 10 1.1×10-8 0.008
2021SKY-GR1-Y003 花岗闪长岩 2 750 0.004 9 0.000 037 / 2.5×10-8 0.018
2021SKY-GR2-Y006 花岗闪长岩 2 735 0.015 5 0.000 250 0.007 91 1.10×10-8 0.008
2021SKY-DR3-Y007 花岗岩 2 901 0.085 1 0.000 245 0.021 30 1.60×10-9 0.001
2021SKY-DR4-Y006 花岗岩 3 000 0.015 01 0.000 004 0.000 98 7.30×10-10 0.001

4 氦气成藏条件

4.1　潜在氦气源岩

根据氦气生成原理，壳源氦主要是由富含铀钍的岩石衰变产生的［16-17］。放射衰变反应公式为：
238U→84He+6β+ 206Pb
235U→74He+4β+207Pb
232Th→64He+4β+208Pb
壳源氦气生成量与岩石矿物中铀钍含量的多少和岩石矿物存在的时间有关，也就是说盆地中富含铀钍的岩石矿物越古老，产生的氦气越多，越可能是良好的氦气源岩。
通过对研究区内4口钻井干热岩（花岗岩）中铀钍含量分析显示，GR1花岗闪长岩中U值为（4.95~17.65）×10-6，平均值为12.64×10-6，Th值为（16.49~33.62）×10-6，平均值为21.82×10-6；GR2花岗闪长岩中U值为（5.56~12.34）×10-6，平均值为8.59×10-6，Th值为（8.88~17.87）×10-6，平均值为12.99×10-6；GR3花岗岩中U值为（4.95~17.65）×10-6，平均值为12.64×10-6，Th值为（17.6~30.8）×10-6，平均值为26.36×10-6；DR4花岗岩中U值为（12~25.3）×10-6，平均值为17.2×10-6，Th值为（7.82~38.4）×10-6，平均值为28.95×10-6（表3）。GR1、GR2、DR3及DR4干热岩（花岗岩）体中U、Th值比较高，干热岩体温度比较高，均大于150 ℃（181~236 ℃），高温加速了放射性元素的衰变和氦气的释放，加之共和盆地基底为一个面积及厚度巨大的干热岩体（花岗岩体）（图5）［14］。
表3 共和盆地及其他盆地氦源岩放射性元素U、Th及温度测试结果

Table 3 Statistical table of radioactive elements U, Th and temperature of helium source rocks in Gonghe Basin and other basins

地区 井号 岩性 井温/℃ U/10-6 Th/10-6
共和盆地 GR1 花岗闪长岩 236

4.95~17.16

12.64（5）

16.49~33.62

21.82（5）

GR2 花岗闪长岩 186

5.56~12.34

8.59（4）

8.88~17.87

12.99（4）

DR3 花岗岩 183

13.9~16.2

15.1（5）

17.6~30.8

26.36（5）

DR4 花岗岩 181

12.0~25.3

17.2（9）

7.82~38.4

28.95（9）

渭河盆地 花岗岩 5.8 19.2［18］
柴达木盆地 花岗岩 3 12.4［18］
大地克拉克值 2.8 10.7［18］

注： 7.82 ~ 38.4 28.95 ( 9 )= 最小 值 — 最大 值 平均 值 ( 样品 数 )

图5 共和盆地花岗岩与干热岩关系（修改自文献［14］）

Fig.5 Relationship between granite and dry hot rock in Gonghe Basin（modified from Ref. ［14］）

与此同时进一步对渭河盆地、柴达木盆地及大地克拉克对比分析显示；研究区干热岩体（花岗岩）中U、Th含量比较高，U平均值为13.38×10-6，是渭河盆地的2~3倍，是柴达木盆地的4~5倍，是大地克拉克值的4~5倍。Th平均值为22.53×10-6，比渭河盆地略高一些，是柴达木盆地的1~2倍，是大地克拉克值的2~3倍。因此本研究区域为优质且有效的氦源岩。

4.2　氦气的运移

氦气的运移主要包括了氦气的初次运移和二次运移。

4.2.1　氦气的初次运移

氦气的初次运移发生在岩石矿物中，氦气在岩石矿物中通过4种方式释放：衰变反冲释放、扩散释放、破裂释放和矿物转变释放［18］。氦气在岩石矿物中赋存方式有3种：①矿物晶粒间；②矿物包裹体中；③矿物晶格中，96%以上的4He赋存在矿物晶格中［19］。
根据不同矿物4He的封闭温度值，共和盆地干热岩体温度（181~236 ℃）超过了绝大多数矿物本身的封闭温度（除榍石、独居石及磁铁矿外），因此，研究区的花岗岩体已基本上不具备封存大量氦气的能力，即绝大多数氦气已经从矿物晶格中释放出来，完成了初次运移。

4.2.2　氦气的二次运移

氦气从晶格中释放出来之后绝大部分溶解在水中，以水溶形式保存在水中。在构造运动作用下，地层压力温度发生变化，导致溶解在水中的氦气随着地下水一起运移至裂缝及断层带附近。共和盆地基底并非平坦，除盆地周边由深大断裂控制外，盆地内亦分布有数条北西向压性断裂及隆起，控制着盆地的基底形态。恰卜恰地热区位于共和凹陷中，北侧受青海南山南侧深大断裂控制，西南方向以达连海隆起为界，东边受瓦里贡山火成岩隆起制约，形成了共和盆地东北部边角部位的一个小型凹陷。在凹陷中心基底埋深大于3 000 m，东侧由于瓦里贡山火成岩侵入而隆起，与共和凹陷之间形成了斜坡地带。由于受到新构造运动强烈活动影响，使新近系产生褶皱和断裂，基底呈现出凸起和凹陷，这些凸起岩层上拱，裂隙发育，断裂断至热源体火成岩中，成为热能（含氦流体）上升的通道。已知干热岩分布区断裂基本上可分为3组主要断裂（图6）：即N80°W断裂组（F2、F4、F8）和N10°W—N20°E张性断裂（F1、F3、F5、F6、F10、F11）及近NS向断裂组（F1-1、F7、F9），控制着构造的主要特征；张性断裂组斜切背斜轴，使其发生扭转。盆地断裂构造十分发育，而且新生代早期—中期主要发育张性正断层，这些断裂构造可作为氦气二次运移的良好通道，因此对壳源氦气而言，运移条件不存在问题。
图6 共和盆地断层分布（修改自文献［14］）

Fig.6 Fault distribution of Gonghe Basin（modified from Ref. ［14］）

4.3　盖层特征及保存条件

盆地内发育稳定的沉积地层组合，干热岩上覆地层有2套，即下更新统共和组（Qp 1 g）、上新统临夏组（N2 l），总厚度1 000余米。下更新统共和组（Qp 1 g）埋深36.9~55 m，厚度为493.15~555.0 m，岩性上部以灰色、深灰色及灰绿色砂砾石为主夹亚砂土及亚黏土；下部为砖红色、黄褐色亚砂土、亚黏土互层并夹薄层粉细砂，上部颗粒较粗，中下部颗粒较细。上新统临夏组（N2 l）岩层产状接近水平，由一套杂色泥岩、泥灰岩、灰黄色砂岩、粉砂岩组成，底部少量砾岩夹砂岩。钻孔揭露埋深在599.01~610.0 m之间，揭露厚度为355.149 m。干热岩顶部厚层的沉积层（特别是泥岩层）是良好的盖层，其中砂岩、粉砂岩及砾岩地层为氦气良好的储集层，同时在2套地层中发现地下水非常发育，下更新统天然径流补给量为7.292 7×104 m3/d，新近系天然径流补给量为1.683 4×104 m3/d。上覆地层水对氦气起到封堵作用，而下伏地层水对氦气起到运输作用，在上覆地层和地层水及下伏地层水的共同作用下，形成了上堵下运的氦气成藏条件。

5 结论

（1）青海共和盆地与干热岩有关的氦气为壳源成因氦，是由组成干热岩体的花岗岩类岩石放射性衰变形成的。
（2）共和盆地干热岩（花岗岩）体中U、Th值比较高，干热岩体温度比较高，加之共和盆地基底为一个面积及厚度巨大的干热岩体（花岗岩体），因此共和盆地干热岩体为优质且有效的氦源岩。
（3）共和盆地干热岩体温度（181~236 ℃）超过了绝大多数矿物本身的封闭温度（除榍石、独居石及磁铁矿外），因此，绝大多数氦气已经从矿物晶格中释放出来，完成了初次运移。共和盆地新构造运动强烈，使新近系产生褶皱和断裂，裂隙和张性正断层发育，为氦气的二次运移提供了良好通道。因此对共和盆地壳源氦气而言，运移条件不存在问题。
（4）盆地内发育稳定的沉积地层组合，厚度均比较大且区内泥岩层比较厚，为良好的盖层，其中砂岩、粉砂岩及砾岩地层为氦气良好的储集层，同时在2套地层中地下水非常发育，上覆地层水为氦气起到封堵作用，下伏地层水为氦气的运移提供了动力，在上覆地层和地下水的共同作用下，形成了良好的下运上堵的氦气成藏条件。

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