Natural Gas Geoscience >

2023 , Vol. 34 >Issue 4: 587 - 600

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2023.03.007

Accumulation conditions of helium in natural conventional gas reservoirs： Case study of the northern margin of Qaidam Basin

  • Ming MA , 1, 2, 3 ,
  • Qiaohui FAN 1, 2
Expand
  • 1. Northwest Institute of Eco⁃Environment and Resources，Chinese Academy of Sciences，Lanzhou 730000，China
  • 2. Key Laboratory of Petroleum Resources，Gansu Province，Lanzhou 730000，China
  • 3. National Engineering Research Center of Offshore Oil and Gas Exploration，Beijing 100028，China

Received date: 2022-09-06

  Revised date: 2023-03-09

  Online published: 2023-04-18

Supported by

The Project of Stable Support for Youth Team in Basic Research Field, CAS(YSBR-017)

the National Natural Science Foundation of China(42202193)

the Natural Science Foundation of Gansu Province, China(22JR5RA080)

Fold

Abstract

Helium is a kind of rare resource， which is related to national security and the development of high-tech industries. Based on summarizing the previous achievements and the analysis of helium content and isotopes of various gas fields in the northern margin of Qaidam Basin， the paper tries to explore the helium accumulation conditions in conventional natural gas reservoirs. The results showed that the helium content in Dongping Gas Field ranges from 0.012% to 1.07%， with an average of 0.24%. The contribution ratio of mantle helium in natural gas is calculated by using the crust-mantle binary mixing model. It is found that the contribution ratio of mantle helium is between 0.01% and 0.84%， with an average of 0.3%； the R/Ra value is between 0.003 5 and 0.059 2， with an average of 0.022 6， showing a crust-derived helium. The helium content in this area is negatively correlated with the CH4 content and positively correlated with the N2 content. The internal relationship between the two needs further study. Abnormal high temperature disturbance is the key to the primary migration of helium in bedrock in this area. Formation water is an effective carrier for helium enrichment in Mabei Gas Field and Niudong Gas Field， and the carrier for helium enrichment in Dongping Gas Field needs further research. The crust-derived helium was sourced from the granite and gneiss with rich uranium and thorium on the basin basement. The deep faults of the northern Qaidam Basin and the unconformity have provided good conditions for the migration of helium-bearing fluid. There are two types of caprocks， one of which is the anhydrite-bearing mudstone cover and mudstone cover above the basement， and the other is a top-sealed partial cover which is mainly formed by salty water seepage. These favorable reservoir forming conditions provide a good geological basis for helium enrichment in this area. According to the volume method， the helium resource in this area is about 27×108 m3， and the average of 4He content produced by per gram of rock for every year is about from （12.61~121.95）×10-20 m3， with an average of 48.81×10-20 m3。

Key words： Helium; Derivation; Free gas; Water-soluble gas; Accumulation conditions; Qaidam Basin

Cite this article

Ming MA , Qiaohui FAN . Accumulation conditions of helium in natural conventional gas reservoirs： Case study of the northern margin of Qaidam Basin[J]. Natural Gas Geoscience, 2023 , 34(4) : 587 -600 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2023.03.007

0 引言

稀有气体元素包括氦（He）、氖（Ne）、氩（Ar）、氪（Kr）、氙（Xe）和氡（Rn）6种气态元素，该族元素电子构型均达到稳定结构，因其化学性质稳定，也被称为惰性气体［1］。稀有气体在自然界的丰度较低，具有较高的灵敏性，因此被用于研究地球的形成与演化、判识地幔柱、大地热流与成矿流体来源、大地构造、壳—幔物质相互作用、天然气成因与运移、气源追踪等［1-3］。
氦气作为无色、无味的稀有气体之一，具有不易液化、不能燃烧也不助燃、稳定性强、强扩散性以及良好的导热性等特点，因此具有广泛的用途［4］。作为关系国家安全和高科技产业发展的关键元素，氦气主要应用于国防军工、航空航天、科研、医疗、深潜、石化、制冷、核工业、半导体、低温超导、管道检漏、金属制造、高精度焊接、光电子产品生产等领域［5-9］。
氦气的制备方法有4种，分别为天然气分离法、合成氨法（在合成氨过程中，从尾气中分离提纯的氦）、空气分馏法和铀矿石法，天然气中分离氦气是当前工业化获取氦气的唯一方法［10］。世界范围内氦气资源十分匮乏，至今尚未发现单独的氦气聚集，目前已知的氦气资源主要赋存于天然气藏中。当天然气中氦的浓度达到0.05%~0.1%时，表示该气藏可能具有工业价值［11-12］。据美国地质调查局（USGS）相关资料估算，全世界的氦气资源主要分布于美国、卡塔尔、阿尔及利亚、俄罗斯、加拿大等国，而美国的氦气资源量和储量最多，占到全世界的39.69%［9，13］，而我国氦气资源相对贫乏，主要依赖进口，属于典型的“卡脖子”领域。虽然鄂尔多斯盆地已有多个气藏通过液化天然气（Liquefied Natural Gas）生产氦气，但要想解决我国氦气资源贫乏的现状，仍亟待寻找更多的氦气田［11，14-17］。虽然我国已在多个含油气盆地发现了满足工业品位的富氦天然气，但由于对氦气成藏特殊性认识不足，资源调查缺乏指导，点上发现未能在面上展开并形成规模。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、富集和保存等关键控矿因素。氦气富集成藏是生成、运聚、保存与散失的动态平衡，成藏需增加供给，减缓散失，气源强度是根本，运聚与保存是关键。本文研究通过对柴达木盆地北缘地区含氦气藏中氦气含量和同位素组成的分析，探讨研究区氦气来源、成因以及富集规律，以期为寻找工业型富氦气藏提供科学依据，进而保障我国氦气安全并促进我国氦气产业的发展。

1 研究区概况

柴达木盆地位于青藏高原东北部，是我国西部大型的中生代断坳型含油气盆地，构造应力背景先松弛后强烈挤压，其形成演化过程与喜马拉雅构造运动息息相关［18］。盆地新生代地层厚度介于6 000~10 000 m之间，最厚为17 200 m，新生代基底层之下为盆地基底，盆地基底岩性由前震旦纪变质岩系及部分震旦纪—古生代褶皱盖层和加里东期花岗岩组成［19］。柴北缘为柴达木盆地的一级构造单元，基底岩性主要为元古宇中深变质岩和海西期花岗岩，侏罗系—白垩系不整合于其上，三叠系普遍缺失（图1）［18］。特提斯—喜马拉雅构造域的多期构造活动导致柴北缘地区发育了复杂的断裂体系，主要包括赛什腾逆冲断裂等控盆断裂，这些断裂沟通盆地基底，不仅控制了盆地形成与演化，也成为很有效的运移通道；埃姆尼克山南断裂等控坳断裂，控制着盆内隆—坳格局及构造带展布［18-19］（图1）。
图1 柴达木盆地北缘地区构造纲要图

Fig.1 Regional tectonic division map of the northern margin of Qaidam Basin

2 柴达木盆地北缘地区氦气地球化学特征

2.1　氦气含量

柴达木盆地北缘地区烃类气体含量较高，氦气含量也较高，介于0.012%~1.07%之间，平均为0.24%，除去个别样品以外，大多数样品的氦气含量显示满足工业型氦气藏的标准（表1）。其中，东坪气田甲烷含量介于61.75%~95.41%之间，平均为84.36%，氦气含量介于0.02%~1.07%之间，平均为0.27%（表1）；马北气田甲烷含量介于76.64%~87.63%之间，平均为81.03%，氦气含量介于0.06%~0.81%之间，平均为0.27%（表1）；牛东气田甲烷含量介于86.47%~89.04%之间，平均为87.49%，氦气含量介于0.01%~0.06%之间，平均为0.03%（表1）。
表1 柴达木盆地北缘地区天然气主要组分与氦含量统计

Table 1 Main components content of natural gas and helium in the northern margin of Qaidam Basin

油气田 井号 层位 天然气组分含量/%

资料

来源

C1 C 2 + H2 He N2 O2 CO2
东坪气田 东坪1 基岩 91.79 2.71 0.00 0.08 5.28 0.12 0.01 文献［17］
坪1H-2-8 基岩 88.61 2.90 0.00 0.08 7.37 0.64 0.38
坪1H-2-5 基岩 88.24 2.89 0.00 0.07 7.58 0.94 0.24
坪1H-2-7 基岩 88.21 3.40 0.00 0.05 7.44 0.56 0.32
坪1H-2-4 基岩 90.28 3.31 0.00 0.07 6.12 0.15 0.07
东坪306 基岩 83.81 1.38 0.00 0.40 13.92 0.24 0.19
东坪307 E3 1 87.23 0.65 0.00 0.28 10.72 0.99 0.05
东坪3H-6-4 基岩 70.11 1.40 0.00 0.81 27.13 0.37 0.04
东坪3 E1+2 61.75 3.16 0.00 1.07 30.49 1.34 2.02
东坪3 E1+2 71.75 1.38 0.00 0.48 25.56 0.60 0.10
东坪3 E3 1 91.11 0.82 0.03 0.09 7.66 0.25 0.02
坪3-2-1 E3 2 86.04 0.73 0.00 0.11 12.56 0.48 0.03
坪3-2-1 E3 2 88.04 0.73 0.00 0.11 10.96 0.08 0.03
坪3H-6-2 基岩 66.07 1.35 0.00 0.75 30.04 1.51 0.09
坪3H-6-2 E3 1 73.57 1.35 0.00 0.75 24.04 0.01 0.09
东坪173 E3 2 83.16 12.87 0.00 0.09 3.40 0.00 0.46
东坪11 E3 2 88.91 0.76 0.00 0.13 7.89 1.36 0.87
东坪11 E3 2 95.41 0.76 0.00 0.13 2.69 0.06 0.87
东坪11 基岩 83.73 0.95 0.00 0.09 14.77 0.00 0.46
东坪15 E1+2 93.02 0.68 0.12 0.32 5.83 0.00 0.01
东坪1 89.99 1.96 0.06 6.87 0.03 0.21 文献［20］
东坪171 95.18 2.48 0.02 1.15 0.05 0.10
东坪103 0.09 本文研究
东坪305 0.66
东坪306-1 0.36
东坪306-2 0.19
东坪H301 0.34
东坪1 0.12
东坪3 0.21
坪1-2-2 0.08
坪1-2-4 0.08
坪1H-2-3 0.08
坪3H-6-2 0.59
坪3H-6-3 0.09
坪3H-6-4 0.10
马北油气田 马北14 基岩、古近系 0.27 5.81 0.19 文献［18］
马西1 基岩、古近系 0.23 8.54 0.30
马北混合 基岩、古近系 0.25 5.34 0.11
马20斜 基岩、古近系 0.17 33.28 0.17
马八2-1 基岩、古近系 0.26 6.51 0.36
马八2-10 基岩、古近系 0.27 5.19 0.04
马八2-25 基岩、古近系 0.26 4.69 0.05
马八2-26 基岩、古近系 0.28 5.66 0.07
马八2-28 基岩、古近系 0.25 6.75 0.06
马八2-29 基岩、古近系 0.25 10.01 1.23
马八3-2 基岩、古近系 0.23 5.30 0.16
马八3-8 基岩、古近系 0.26 5.70 0.04
马八H1-1 基岩、古近系 0.27 5.66 0.06
马八H1-3 基岩、古近系 0.81 7.36 0.19
马北801 76.64 8.50 0.19 8.87 0.05 0.53 文献［20］
马西1 87.63 2.76 0.06 8.54 0.03 0.30
马八2-23 78.83 8.59 0.20 7.41 0.02 0.10
牛东气田 牛1-2-10 侏罗系 0.05 1.54 0.25 文献［18］
牛1-2-11 侏罗系 0.06 2.08 0.25
牛1 侏罗系 0.06 1.41 0.19
牛1 89.04 6.30 0.01 1.41 0.13 0.19 文献［20］
牛1-2-10 86.97 7.60 0.01 1.54 0.16 0.25
牛1-2-11 86.47 7.47 0.01 2.08 0.19 0.25
牛1-2-1 0.03 本文研究
牛1-2-10 0.02
总体看来，东坪气田只有一个样品氦气含量较低，而牛东气田氦气含量较东坪和马北都低。另外，东坪气田的氮气含量介于1.15%~30.49%之间，平均为12.25%，二氧化碳含量介于0.01%~2.02%之间，平均为0.3%（表1）；马北气田氮气含量介于4.69%~33.28%之间，平均为8.27%，二氧化碳含量介于0.1%~0.53%之间，平均为0.31%（表1）；牛东气田氮气含量介于1.41%~2.08%之间，平均为1.68%，二氧化碳含量介于0.19%~0.25%之间，平均为0.23%（表1）。马北油气田和牛东油气田数据较少，东坪气田甲烷含量与He含量存在明显的负相关（相关系数约为0.81），即氦气含量随着甲烷含量的增加而降低，表明甲烷等烃类气体含量太高并不利于氦气的富集［图2（a）］；东坪气田的氮气含量与He含量存在线性正相关关系，相关系数约为0.82，表明氮气有利于研究区氦气的富集，但二者的内在联系尚需进一步研究［图2（b）］，而马北油气田和牛东气田的氮气含量与He含量不存在相关性；东坪气田的二氧化碳含量与He含量不存在明显的相关性［图2（c）］。渭河盆地水溶气研究表明，氦气含量与甲烷和全烃含量呈现负相关关系，二氧化碳含量可能并无重要影响［21］。当然也并非所有天然气藏中的氮气都与氦气成因有必然的联系［12］。
图2 柴达木盆地北缘地区天然气中氦与其主要伴生组分关系

Fig.2 Relationship between helium and its main associated components in the northern margin of Qaidam Basin

2.2　氦同位素组成

柴达木盆地北缘地区天然气中氦气的3He/4He值介于（0.49~8.29）×10-8之间，平均值为3.17×10-8。东坪气田、马北气田、牛东气田、南八仙气田及冷湖地区的3He/4He值分别为（0.49~2.68）×10-8（平均值为1.4×10-8）、（3.39~6.85）×10-8（平均值为5.57×10-8）、（0.62~3.62）×10-8（平均值为1.87×10-8）、（5.51~8.29）×10-8（平均值为6.34×10-8）及（2.36~5.89）×10-8。可以发现，南八仙气田的3He/4He值最高，马北气田和冷湖地区次之，牛东气田该比值总体略高于大气值，东坪气田最小。

3 氦气成因

3.1　氦气成因及来源

He具有2种稳定同位素，即3He和4He。其中，3He主要为幔源成因，幔源氦是由地幔的底劈作用导致岩石圈的抬升、伸展减薄、层圈拆离，进而引发岩石圈的断裂发育，使得地幔中的氦随幔源物质沿岩石圈断裂上涌进入地壳［22］；4He则主要由地壳岩石含有U、Th等放射性元素的衰变产生，衰变过程如下［23］：238U→206Pb+84He+6β；235U→207Pb+74He+4β；235Th→208Pb+64He+4β。天然气藏中的氦气主要有3种来源，分别为：大气来源、地壳来源和地幔来源，其大气3He/4He值为1.4×10-6（Ra）［24］，上地壳放射性成因的3He/4He值为1.08×10-8（0.008 Ra）［25］，地幔端元为大陆岩石圈地幔，为6.1 Ra［26］。通常利用样品的3He/4He值（R）与大气的3He/4He值（Ra）来表征氦的来源：当R/Ra>1，表明有明显的幔源氦加入；当R/Ra<0.1，则基本为壳源氦［12］。利用壳—幔二元混合模式计算天然气中幔源氦的贡献比例：幔源氦Hem（%）=［（R—Rc）/（Rm—Rc）］×100，公式中R、Rc、Rm分别为样品、壳源和幔源氦 3He/4He值［23-24］。柴达木盆地北缘地区天然气样品的R/Ra值介于0.003 5~0.059 2之间，平均为0.022 6，属于壳源氦（图3）。而且幔源氦的比例小于1%（图4），东坪气田、马北气田、牛东气田以及冷湖地区的幔源氦比例分别为0.01%~0.18%（平均为0.06%）、0.27%~0.67%（平均为0.52%）、0.02%~0.29%（平均为0.13%）、0.15%~0.56%（平均为0.35%）。
图3 柴达木盆地北缘地区天然气中稀有气体He—R/Ra成因判识

注：红色正方形数据据文献［17］；红色圆圈、绿色正方形、蓝色正方形数据据文献［20］；红色菱形、蓝色圆圈数据来自本文研究

Fig.3 Genesis identification chart of He and R/Ra in natural gases in the northern margin of Qaidam Basin

图4 柴达木盆地北缘地区R/Ra—4He/20Ne

注：红色正方形、绿色正方形、蓝色正方形数据据文献［20］；红色圆圈、蓝色圆圈数据来自本文

Fig.4 R/Ra vs. 4He/20Ne in the northern margin of Qaidam Basin

3.2　氦气赋存状态与释放机制

氦气可以赋存于固体岩石矿物中，亦可以存在于地质流体中。固体岩石矿物中的氦气有以下3种赋存状态［20，27-28］：① 矿物流体包裹体中的氦气，这种方式主要分为不同阶段矿物结晶生长过程中捕获在流体包裹体中的氦气和流体包裹体中放射性元素衰变产生的氦气；② 矿物晶格中放射性元素衰变产生的氦气；③ 矿物裂隙或表面吸附的来自大气的氦气。张文［20］通过对花岗岩样品进行真空破碎、加热熔融和分段加热3种方式获取花岗岩中的氦气量，发现赋存于矿物晶格中氦气量达到总量的96%以上，晶粒间的氦气量为0.9%~3.49%，包裹体中的氦气量仅为0.02%~0.12%。存在于天然气藏中的氦气主要分为与天然气伴生的游离气以及溶解于原油或者地下水中的溶解气［21，28］。氦气在水中的溶解度是温度和压力的函数，而且压力较温度的影响更大。氦气在水中的亨利常数随着温度的升高是先增大再减小，转折点的温度大概为325 K（52 ℃），即温度低于52 ℃，氦气的溶解度随温度增加而减少，温度大于52 ℃，氦气的溶解度随温度增加而增大；另外，随着压力的增加，氦气在水中的溶解度呈线性增加［29-30］。
前人关于氦气释放的研究主要包括释放比率、释放机制类型和释放机理3个方面。根据氦气释放机制类型，可以分为稳定释放机制和幕式释放机制［12，20］。根据氦气从矿物中的释放机理，可以分为：衰变反冲释放、扩散释放、破裂释放和矿物转变释放［23，30］。衰变反冲释放受控于矿物晶粒尺寸的影响，当晶粒尺寸大于“停止距离”时，氦气则需要通过扩散作用从矿物中释放出来。破裂释放和矿物转变释放都需要一定的地质作用（应力作用、成岩作用或变质作用等）的影响。扩散释放最为常见，而扩散则受控于矿物颗粒大小、时间以及扩散系数等，晶粒越小，扩散系数越大，则矿物中扩散出来的氦气越多。
前人通过高压和常压对橄榄石中He扩散的影响，发现压力对矿物扩散的影响很小［20］。矿物中He的扩散主要受控于温度和衰变时间，而且温度成为控制氦气释放的首要因素。张文［20］研究发现250 ℃以下4He在花岗岩中的扩散系数介于1.86×10-12~2.89×10-11 cm2/s之间，到1 300 ℃时，扩散系数增大到6.79×10-10~1.08×10-9 cm2/s；而且100目花岗岩粉末在250~1 300 ℃下，丢失90%的4He仅需6.4~0.1 d，4He在花岗岩中的扩散属于热活化能扩散并遵从Arrhenius公式，依据DODSON等［31］提出的封闭温度计算公式，可以发现250 ℃以上，花岗岩对氦气无封闭能力，250 ℃以下花岗岩对氦气的封闭温度仍需进一步研究。张文［20］通过对花岗岩中的铌钛铀矿进行分段加热实验结合计算公式得出铌钛铀矿对4He的封闭温度为125 ℃，同时统计了前人有关其他富铀钍矿物对4He的封闭温度（图5）：晶质铀矿（27~76 ℃）、磷灰石（75±7 ℃）、赤铁矿（90~180 ℃）、锆石（170~190 ℃）、榍石（191~218 ℃）、独居石（241 ℃）、磁铁矿（250 ℃）、萤石（47~143 ℃）、碳酸盐矿物（70±10 ℃）。综合前期的实验结果，可以认为花岗岩对氦气的封闭温度为27~250 ℃，低于27 ℃为完全封闭，高于250 ℃则无封闭能力。张文［20］通过对比实验测得的花岗岩中保留的He含量和计算得出的4He生成量，并结合前人研究成果，发现大部分岩石和矿物中的4He的保存系数<20%，表明放射性衰变产生的4He有80%以上释放到岩体以外，这也恰好证明了扩散作用在氦气聚集成藏中的重要性。东坪气田基岩以花岗岩和片麻岩为主，花岗岩主要为I型花岗岩为主，含少量S型花岗岩［32］，牛东气田基岩以花岗岩、花岗片麻岩为主［33］。取地表温度为15 ℃，结合柴达木盆地北缘的地温梯度为3 ℃/100 m，认为研究区花岗岩对氦气的部分封闭深度区间为400~7 800 m，即400 m以浅为4He完全封闭区，7 800 m以深为4He不封存区［20］。
图5 不同矿物对4He的封闭温度［20］

Fig.5 4He closure temperature in different minerals［20］

目前，关于固体岩石矿物中氦气含量的测试方法主要包括：压碎法、加热熔融法和激光熔蚀法［34-37］。粉末样品加热熔融能释放矿物晶格中的气体，块样真空破碎主要提取矿物晶粒间、矿物包裹体内的气体，而激光熔蚀取样能实现微区气体的准确测量并具有非常高的空间分辨率［20，36］。

4 氦气成藏的主控因素

4.1　氦气的运移

氦气从岩石/矿物的晶格中逃逸、释放的过程就是氦气的初次运移过程［12］。根据对不同矿物晶格中的扩散性质、矿物的封闭温度和保存时间等的研究，发现不同矿物包裹体对He、Ar的保存能力大小如下：重晶石（BaSO4）>天青石（SrSO4）>黄铜矿（CuFeS2）>黄铁矿（FeS2）>方铅矿（PbS）>钾盐（KCl）>闪锌矿（ZnS）>萤石（CaF2）>黑钨矿［（Fe，Mn）WO4］>白钨矿（CaWO4）>绿柱石［Be3Al2（Si6O18）］>方解石（CaCO3）>石英（SiO2）［38］。
氦气从源岩中释放后进行的运移被称为二次运移［12］。当前研究结果表明，由于地壳中的氦气含量低，扩散性强，往往无法单独完成二次运移。因此，氦气的二次运移往往需要其他气体或者地下水作为载体。BALLENTINE等［39］通过对美国潘汉德—胡果顿气田氦气富集规律研究表明，氦气的运移需要借助地下水作为载体。BROWN等［40］认为矿物产生的He首先溶于孔隙水，再运移至气藏中富集，并基于“亨利定律”提出了氦气富集机理和模型。WEISS等［41］研究表明，随着水体盐度的增加，氦气的溶解度不断降低。SOLEN等［42］研究表明，随着压力的增大，水体中氦气的溶解度逐渐增加。水体中的氦气的溶解度受控于温度、压力以及水体盐度等。相比于烃类气体和二氧化碳，氦气的二次运移不仅受控于储层岩石的物性（包括孔隙度、渗透率和毛细管压力等），而且由于其独特的惰性特征，可能具有独特的运聚机制［12］。
地质流体中20Ne只有空气一个来源，随空气饱和地表水进入地下，因此20Ne的含量可以反映地下水的总量［20］。He和Ne在水相和油相中有相似的亨利系数，4He和20Ne在水和原油中的溶解度相似，因此可以用4He/20Ne值来示踪4He与地层水的关系［20］。张文［20］通过建立油—水瑞利分馏和气—水瑞利分馏模型，发现气—水分馏才是影响气藏中4He含量的主要因素，而且气藏形成以后4He对气藏的补给量可以忽略不计，因此伴随油气充注时进入油气藏的氦气才是主体。本文研究发现东坪气田的气体样品中4He含量与20Ne含量不存在相关性，而马北气田气体样品中4He含量与20Ne含量存在很好的线性正相关关系，相关系数为0.98；牛东气田气体样品中4He含量与20Ne含量同样具有非常好的线性正相关关系，相关系数为0.96（图6）。因此，马北气田与牛东气田氦气富集离不开地层水作为有效载体，而东坪气田氦气富集的载体尚需进一步研究。
图6 柴达木盆地北缘地区4He与20Ne的关系

注：红色正方形、绿色正方形、蓝色正方形数据据文献［20］；红色圆圈、蓝色圆圈数据来自本文

Fig.6 4He vs. 20Ne concentration in the northern margin of Qaidam Basin

4.2　氦气的聚集与成藏

氦气富集成藏是生成、运聚、保存与散失的动态平衡，成藏需增加供给，减缓散失，气源强度是根本，运聚与保存是关键［16］。富氦天然气藏的形成主要会受到气源岩、运移通道及储盖保存条件的控制。断裂和裂缝是氦气有效的运移通道，断裂可将任何深度围岩中的氦捕集起来，并可作为氦流向地表的通道。在深处，断层可插入岩浆刺穿构造中，并将氦和其他脱出的气体运送到储层中聚集成藏［30］。富氦天然气中氦气成藏需具备3个重要条件：① 有效氦源；② 高效运移通道（断裂为主）及伴随氦气运移的载体气性质；③ 稳定的圈闭封盖条件［43］。有学者［30］认为主要存在3种氦气成藏模式，即氦气—岩浆—富氦天然气气藏成藏模式、氦气—地下水—富氦天然气气藏成藏模式、地热田中氦气成藏。由于目前发现的氦气大多赋存于天然气藏中，因此，第二种成藏模式应该是氦气成藏的主要类型，当然需要依据不同地区的构造地质特征的差异进行详细划分。例如，张福礼等［44］研究表明，渭河盆地水溶氦气发育4种成藏模式：深大断裂带对流型水溶氦气成藏、断块对流—传导复合型水溶氦气成藏、断阶传导型水溶氦气成藏、凹陷传导型水溶氦气成藏。秦胜飞等［7］将我国含油气盆地氦气富集模式分为壳源富氦和壳幔混合富氦两大类，壳源富氦气藏氦气富集模式又分为：古老地层水上移释氦富集模式、天然气沿古老储集层运移富氦模式以及富氦页岩气藏氦气富集模式；壳幔混合富氦气藏氦气富集模式又可分为：以烃类为主的壳幔混合成因氦气富集模式、以二氧化碳气为主的壳幔混合成因氦气富集模式、以氮气为主的壳幔混合成因氦气富集模式。类似于油气成藏模式，学者们依据关键成藏因素的不同提出不同的成藏模式，后期还需根据我国东西部氦气来源的不同首先区分壳源和幔源氦气成藏模式，进而依据构造地质特征与载氦流体差异等进行细致的划分。
地幔中的氦气往往通过岩浆脱气的方式进入气藏中，即深部岩浆上涌，在浅部由于温压降低，溶解于岩浆中的氦气会脱溶，进而沿着通道随流体一并进入气藏中；烃类气体和二氧化碳也能使地下水中的氦气脱溶进入游离相中，这种方式主要包括：烃类气体从富氦的孔隙水中脱溶、含氦的地层水经过天然气藏底部时氦气的脱溶以及CO2使含氦的地层水中的氦气脱溶［30］。根据相平衡原理，以CH4气体为例，当CH4气体与含氦水接触时，游离相氦气的摩尔分数变小，含氦水溶液的相平衡被打破，溶解相的氦气脱溶变为游离相混入CH4气体中，同时CH4气体在含氦水溶液中的摩尔分数较低，CH4气体分子也会向含氦水中溶解，含氦水变为氦气和甲烷气体的混合溶液［45］。BROWN等［40］称之为水溶相的氦气被其他游离相的气体“抽吸”出来，当然也有学者认为是游离相的气体与地层水中的氦气发生某种“置换作用”［15］。
渭河盆地作为我国最早而且相对成熟的开展氦气富集与成藏条件研究的区域，研究表明该盆地氦气成藏的主要条件有：① 盆地深部和周边花岗岩体发育；② 现今仍为构造活动区，大断裂发育；③ 具有CH4等载体气藏成藏条件，并显示有天然气成藏信息［20］。渭河盆地存在水溶氦气和游离氦气2种，地温升高导致的热扩散是水溶氦气富集的主要原因，而盆地内部压力变化则是游离氦气发生富集的主控因素［21］。
秦胜飞等［7］提出古老地层水脱气富氦气条件：较高U和Th含量的古老基底（如花岗岩、变质岩等）、古老地层水作为载体以及古老地层水脱气富氦。古老地层水脱氦的方式一般有2种［7］：① 地层水沿着断层向上发生纵向运移，与上部气藏发生交换，气—水平衡后氦气脱溶进入气藏，典型的如威远气田、和田河气田、杭锦旗气田等；② 天然气沿着基岩或者古老储层进行长距离横向运移，沿途捕获古老地层水中的氦气，致使贫氦气藏中的氦气聚集成富氦气藏，典型的如东坪气田。
前人研究表明［20］，柴达木盆地北缘氦气成藏分为地下水补给、氦气从固体岩石矿物中释放、油—气—水平衡之后的二次运移，以及成藏以后的氦气补给，但是成藏以后的氦气补给相比气藏中的氦气含量低3~4个数量级，因此可以忽略。导致这种状况的原因是气藏形成以后无法发生大规模的烃类与地下水接触，导致外部补给的氦气很难进入气藏并富集。而且研究区氦气成藏经历了2次明显的脱溶作用：第一次是大规模生油阶段，原油集中并运移，伴随的地下水与原油完成油—水平衡，导致地下水中的氦气脱溶进入油相并运移至油气藏；第二次是大规模生气阶段，伴随天然气运移，油相中的氦气通过气—油平衡而进入到气相中。作为基岩型气藏的东坪气田，其天然气主要来源于东坪鼻龙东南的侏罗系煤系烃源岩，生成的天然气由东南向西北方向进入基岩储集层，在天然气的运移过程中，溶解于地层孔隙水中的氦气和氮气一并被“抽吸”出来并进入气藏，从而导致氦气的聚集成藏［8］。
东坪气田天然气充注具有连续、多期次的特点，主成藏期次有5期：渐新世早期（E3 2）、渐新世中晚期（N1）、中新世早中期（N2 1）、中新世中晚期（N2 2）以及上新世至全新世（N2 3—Q）。牛东气田天然气主成藏期次为渐新世中晚期（N1）、中新世中期（N2 1）［46］。结合前文研究，可以得出这2个地区的氦气主要也是伴随天然气主成藏期进入气藏的。受喜马拉雅运动影响，东坪—牛东斜坡带发育多条南北向的深大断裂，成为纵向沟通含（富）氦流体由深部向浅层运移的有效通道，而研究区基岩上部发育的风化壳成为区域性不整合面，成为流体横向运移的良好疏导层［47］，东坪—牛东斜坡带具有高断阶—中斜坡—低断隆复合连片氦气成藏模式（图7）。南八仙背斜深部发育的东西走向的基底断裂（马仙断裂和仙南断裂）也是有利的运移通道［47］。
图7 东坪地区氦气成藏模式［32］

Fig.7 Helium accumulation mode in the Dongping area ［32］

4.3　盖层的封盖条件

富氦气藏盖层的封盖条件对于氦气的保存至关重要，由于氦气赋存于天然气藏中，因此，天然气成藏的条件同样适用于氦气，但由于氦气分子直径小，扩散能力强，导致能有效封盖CO2、N2、烃类组分的盖层未必对氦气的封存有效［12］。目前已有的富氦气藏的盖层主要有致密膏盐、灰岩、页岩以及致密高压层等［12］。而且由于氦气的赋存状态不同，对盖层的要求也有差异，例如溶解态的氦气，盖层主要通过毛细管压力封盖；而游离态的氦气对盖层的要求则更为严格［12］。氦气一般以渗滤、扩散、微泡等多种方式直接从油气藏上方垂直运移至地表并形成各种不规则的块状异常。
由于具有很高的排驱压力、较强的可塑性及快速的裂缝愈合能力，因此蒸发岩类（膏盐岩）通常可以作为优质的区域盖层。东坪气田路乐河组广泛发育的区域性膏盐岩成为该区氦气富集最好的优质盖层，这套盖层岩性以膏质泥岩、含膏泥岩为主，夹少量纯膏盐岩薄层（纯石膏），排驱压力>30 MPa，单层厚度从几厘米到十几厘米，累计厚度达数十米，最厚为100多米［32， 46］（图7）。在膏质泥岩盖层发育区（厚度>10 m），盖层封盖能力较强，富集程度高［46］。另外牛中地区也发育这套含膏盐岩盖层，盖层累计厚度普遍超过40 m；牛东鼻隆这套盖层整体不发育。
总体来看，柴达木盆地基岩发育2种盖层：一种是含膏泥岩/泥岩形成的区域盖层；另一种则是咸水下渗，方解石和膏岩类充填于基岩顶部的孔隙和裂缝中，形成顶封式局部盖层［48］（图7）。阿尔金山奥陶系灰岩可以为这些膏岩类盖层的形成提供充足的Ca2+，山前古地貌控制着盖层的分布时空分布，干旱—半干旱的气候条件更有利于膏岩类盖层的形成［49］。

5 氦通量计算

目前，国内外学者针对氦气资源量的计算方法主要有2种［43，50］：
（1）根据气藏圈闭的范围，气体组分等参数进行资源量的评估，这种方法是按照《氦气资源评价技术要求》［43］，天然气地质资源量与气体组分中的氦气体积百分比相乘得到氦气资源量，也被称为体积法，即Q氦=Q地质×氦气体积百分比。综合柴达木盆地北缘地区各气田的剩余天然气资源量［51］，可以得出柴达木盆地北缘各气田的氦气资源量及北缘地区的氦气资源总量（表2）。
表2 基于体积法计算柴达木盆地北缘地区氦气资源量

Table 2 Based on volume method to calculate the quantity of helium resource in the northern margin of Qaidam Basin

油气田 剩余天然气资源量/（108 m3） 平均氦气体积百分比/%

氦气资源量

/（108 m3）
柴北缘地区 10 000 0.27 27
东坪气田 2 000~3 000 0.27 5.4~8.1
牛东气田 500~1 000 0.03 0.15~0.3
冷湖—南八仙气田 500~1 000 0.03 0.15~0.3
（2）基于放射性衰变原理，也被称为成因法，衰变方程见氦气成因及来源部分，不同学者［26，50，52-53］针对该方法的计算公式的表达有细微的差别：
J4=0.235 5×10-12[U]［1+0.123（Th/U－4）］
4He STP =2.80×10-8（4.35+Th/U）[U]×t
4He atoms/g×y=（3.115×106+1.272×105）×[U]+7.71×105[Th]
4He=1.21×10-13×[U]+2.89×10-14×[Th]
式中：J4为每克岩石每年产生的4He量，m3；4HeSTP标准温度和压力（STP）下每克岩石产生的4He量，cm3； t为时间，年；atoms 为原子数；U、Th为岩石中的铀、钍元素含量，10-6。
本文结合基岩质量和形成年龄，可以计算得出基岩从形成至今释放的氦含量。本研究使用最新的计算公式，计算得出柴达木盆地北缘地区基底平均每克岩石每年产生4He约为（12.61~121.95）×10-20 m3，平均为48.81×10-20 m3（表3）。
表3 基于体积法柴达木盆地北缘地区每克岩石平均每年产生的4He资源量

Table 3 Based on volume method to calculate the average annual production of helium resource pergram of rock in the northern margin of Qaidam Basin

岩性 U含量/10-6 Th含量/10-6 碎屑锆石年龄/Ma 4He资源量/m3 来源
花岗岩 （2.15~7.35）/4.31 （13.3~61.35）/26.27 2 383.1±6.3 76.44×10-20 文献［54］
花岗岩 （0.4~2.42）/1.51 （1.22~23.6）/11.22 1 778±17、1 778±12 32.61×10-20 文献［55］
花岗岩 （2.46~4.44）/3.3 （13.7~21.91）/16.56 930±6、918±6 48.26×10-20 文献［56］
花岗岩和片麻岩 （1~5.7）/3.16 （0.5~23）/12.03 435±7 35.15×10-20 文献［57］
花岗岩 （0.33~3.13）/1.77 （1.25~29.6）/14.97 446.3±3.9、408.6±4.4、403.3±3.8 、401.8±3 、374.5±1.6、372±2.1 43.48×10-20 文献［58］
英云闪长岩岩 （0.52~2.1）/1.29 （2.46~7.36）/4.31 432~434 12.61×10-20 文献［59］
花岗岩 （1.37~2.75）/1.99 （3.76~21.2）/13.08 382~391 38.04×10-20
石英闪长岩、花岗岩 （2.55~6.84）/4.7 （14~33.7）/23.85 465.4±3.5 69.50×10-20 文献［60-61］
花岗岩 （0.92~1.53）/1.23 （2.4~9.72）/6.06 469.7±4.6、443.5±3.6 17.66×10-20
花岗岩 2.33 42.1 413 ± 3 121.95×10-20
石英闪长岩、花岗岩 （0.92~1.39）/1.02 （3.92~17.9）/9.32 372.1±2.6 27.06×10-20
花岗岩、花岗闪长岩 （0.49~1.71）/1.29 （6.42~12.4）/9.66 271.2±1.5 、259.9±1.2 28.07×10-20
花岗岩闪长岩 （0.8~0.93）/0.87 （7.4~10）/8.7 251±1 25.25×10-20
花岗岩 3.6 20 254±3 58.24×10-20
花岗岩 （0.69~2.16）/1.43 （18~39.5）/28.75 248±2 83.26×10-20
花岗岩闪长岩 1.1 10.7 250±1 31.06×10-20
花岗岩 1.02 15.6 — 45.21×10-20
花岗闪长岩 1.4 11 — 31.96×10-20
花岗岩 3.56 31.9 244±3 92.62×10-20
花岗岩 （1.25~2.07）/1.65 （15.3~18.7）/17.33 240±2 50.28×10-20
花岗岩闪长岩 （0.73~4.81）/1.91 （9.8~34.8）/19.4 260 、242 56.3×10-20 文献［62］

注：（2.15~7.35）/4.31=（最小值—最大值）/平均值；“—”为没有数据

6 结论

（1）柴达木盆地北缘地区氦气体积分数介于0.012%~1.07%之间，平均为0.24%，除去个别井氦气含量较低以外，大多数油气井的氦气含量满足工业型氦气藏的标准。氦含量与甲烷含量呈明显负相关，与氮气含量存在线性正相关关系。
（2）天然气中氦气的3He/4He值介于（0.49~8.29）×10-8之间，平均值为3.17×10-8。南八仙气田的3He/4He值最高，马北气田和冷湖地区次之，牛东气田总体略高于大气值，东坪气田最小。R/Ra值介于0.003 5~0.059 2之间，平均值为0.022 6，属于典型的壳源氦，幔源氦的比例小于1%。
（3）矿物中氦气的释放以扩散为主并受温度控制，而且不同矿物对放射性氦的封闭温度不同，花岗岩对氦气的封闭温度介于27~250 ℃之间。
（4）马北气田与牛东气田氦气富集离不开地层水作为有效载体，而东坪气田氦气富集的载体需进一步研究。研究区壳源成因的氦主要来源于基底富U、Th的前寒武变质岩为主（以片麻岩为主），其次为古生界花岗岩的放射性衰变，载氦流体的运移通道主要是沟通基底的深大断裂和基岩上覆的不整合面，盖层分为基岩上覆的含膏泥岩和泥岩的区域盖层以及咸水下渗形成的基岩顶封式局部盖层，这些有利的成藏条件为研究区氦气富集提供了良好的地质基础。
（5）体积法得出研究区氦气资源量约为27×108
m3，其中东坪气田氦气资源量约为（5.4~8.1）×108 m3，牛东气田、冷湖—南八仙气田氦气资源量均约为（0.15~0.3）×108 m3；基底每克岩石平均每年产生4He介于（12.61~121.95）×10-20 m3之间，平均值为48.81×10-20 m3。

References

Publishing order | Descend order by publishing year | Descend order by cited within
1
李晓斌， 陶明信. 地幔柱稀有气体同位素示踪研究的进展及其意义［J］. 地质通报， 2007，26（12）： 1605-1610.

LI X B， TAO M X. Progress in the research on noble gas isotope tracing of the mantle plume and its significance［J］. Geological Bulletin of China， 2007， 26（12）： 1605-1610.

2
李秀芬， 张晓宝， 马立元. 酒西盆地原油溶解气中稀有气体同位素特征研究［J］. 西南石油学院学报，2004，26（1）：1-4，1.

LI X F， ZHANG X B， MA L Y．Probing research of crude oil noble gas from the Jiuxi Basin［J］. Journal of Southwest Petroleum Institute， 2004，26（1）： 1-4，1.

3
宋成鹏，张晓宝，马素萍. 辽河盆地黄沙坨油田原油中氦同位素的来源及其地质意义［J］.地球学报，2009，30（2）：221-226.

SONG C P， ZHANG X B， MA S P. Sources and geological significance of 3He/4He ratios of crude oils from the Huangshatuo oilfield in Liaohe Basin［J］. Acta Geoscientica Sinica，2009， 30（2）： 221-226.

4
韩元红， 罗厚勇， 薛宇泽， 等. 渭河盆地地热水伴生天然气成因及氦气富集机理［J］. 天然气地球科学，2022，33（2）：277-287.

HAN Y H， LUO H Y， XUE Y Z， et al. Genesis and helium enrichment mechanism of geothermal water-associated gas in Weihe Basin［J］.Natural Gas Geoscience，2022，33（2）：277-287.

5
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.

YANG Z N， LI Y H， LIU W J， et al. Geological conditions of helium formation and resource prospect analysis in Quanjishan area， northern Qaidam Basin［J］. Coal Geology of China， 2018， 30（6）： 64-70.

6
安红妍. 浅析国内氖、氦稀有气体发展现状及流程简介［J］. 科技风， 2019， 387（19）： 115.

AN H Y. Brief introduction to the development status and process of rare gases such as neon and helium in China［J］. Science and Technology Wind，2019，387（19）：115

7
秦胜飞， 李济远， 梁传国， 等. 中国中西部富氦气藏氦气富集机理—古老地层水脱氦富集［J］. 天然气地球科学， 2022， 33（8）： 1203-1217.

QIN S F， LI J Y， LIANG C G， et al. Helium enrichment mechanism of helium rich gas reservoirs in central and western China：Degassing and accumulation from old formation water［J］. Natural Gas Geoscience， 2022， 33（8）： 1203-1217.

8
秦胜飞， 李济远， 王佳美， 等. 中国含油气盆地富氦天然气藏氦气富集模式［J］. 天然气工业， 2022， 42（7）： 125-134.

QIN S F， LI J Y， WANG J M， et al. Helium enrichment model of helium-rich gas reservoirs in petroliferous basins in China［J］. Natural Gas Industry， 2022， 42（7）： 125-134.

9
彭威龙， 刘全有， 张英， 等. 中国首个特大致密砂岩型（烃类）富氦气田——鄂尔多斯盆地东胜气田特征［J］. 中国科学（地球科学）， 2022， 52（6）： 1078-1085.

PENG W L， LIU Q Y， ZHANG Y， et al. The first extra-large helium-rich gas field identified in a tight sandstone of the Dongsheng Gas Field， Ordos Basin， China［J］. Science China（Earth Sciences）， 2022， 52（6）： 1078-1085.

10
陶小晚， 李建忠， 赵力彬， 等. 我国氦气资源现状及首个特大型富氦储量的发现：和田河气田［J］. 地球科学，2019，44（3）： 1024-1041.

TAO X W， LI J Z， ZHAO L B， et al. Helium resources and discovery of first supergiant helium reserve in China： Hetianhe Gas Field［J］. Earth Science， 2019， 44（3）： 1024-1041.

11
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.

ZHANG Y P， LI Y H， LU J C， et al. The discovery and origin of helium-rich gas on the northern margin of the Qaidam Basin［J］.Geological Bulletin of China，2016，35（2-3）：364-371.

12
陈践发， 刘凯旋， 董勍伟， 等. 天然气中氦资源研究现状及我国氦资源前景［J］. 天然气地球科学， 2021， 32（10）： 1436-1449.

CHEN J F， LIU K X， DONG Q W， et al. Research status of helium resources in natural gas and prospects of helium resources in China［J］. Natural Gas Geoscience， 2021， 32（10）： 1436-1449.

13
张明升， 张金功， 张建坤， 等. 氦气成藏研究进展［J］. 地下水， 2014， 36（3）： 189-191.

ZHANG M S， ZHANG J G， ZHANG J K， et al. Research progress of helium gas accumulation［J］. Ground Water，2014， 36（3）： 189-191.

14
李玉宏， 张文， 王利， 等. 壳源氦气成藏问题及成藏模式［J］.西安科技大学学报， 2017， 37（4）： 565-572.

LI Y H， ZHANG W， WANG L， et al. Several issues in the accumulation of crust-derived helium and the accumulation model［J］. Journal of Xi’an University of Science and Technology， 2017， 37（4）： 565-572.

15
李玉宏， 张文， 王利， 等. 亨利定律与壳源氦气弱源成藏——以渭河盆地为例［J］. 天然气地球科学，2017，28（4）：495-501.

LI Y H， ZHANG W， WANG L， et al. Henry’s law and accumulation of crust-derived helium： A case from Weihe Basin［J］. Natural Gas Geoscience， 2017， 28（4）： 495-501.

16
李玉宏， 李济远， 周俊林， 等. 氦气资源评价相关问题认识与进展［J］. 地球科学与环境学报，2022，44（3）：363-373.

LI Y H， LI J Y， ZHOU J L， et al. Research progress and new views on evaluation of helium resources［J］. Journal of Earth Sciences and Environment， 2022， 44（3）： 363-373.

17
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.

ZHANG X B， ZHOU F， CAO Z Y， et al. Finding of the Dongping economic helium gas field in the Qaidam Basin，and helium source and exploration prospect［J］. Natural Gas Geoscience， 2020， 31（11）： 1585-1592.

18
韩伟， 刘文进， 李玉宏， 等. 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.

HAN W， LIU W J， LI Y H， et al. Characteristics of rare gas isotopes and main controlling factors of radon enrichment in the northern margin of Qaidam Basin［J］.Natural Gas Geoscience， 2020， 31（3）： 385-392.

19
李生福， 师永民， 石勇， 等. 柴达木盆地基底岩石圈结构对盆地构造性质的约束［J］. 天然气地球科学， 2012， 23（5）： 930-938.

LI S F， SHI Y M， SHI Y， et al. The structure of Qaidam Basin basement lithosphere and its effects on the basin tectonic property［J］. Natural Gas Geoscience， 2012， 23（5）： 930-938.

20
张文. 关中和柴北缘地区战略性氦气资源成藏机理研究［D］. 北京：中国矿业大学（北京）， 2019.

ZHANG W. Accumulation Mechanism of Helium，Strategic Resource，in Guanzhong and North Qaidam Basin［D］.Beijing：China University of Mining & Technology（Beijing）， 2019.

21
张志芹. 渭河盆地氦气的相态及富集特征研究［D］. 西安：西北大学， 2016.

ZHANG Z Q. Analyses of Helium Phase and Accumulating Characteristics in Weihe Basin［D］. Xi’an ：Northwest University，2016.

22
钟鑫. 松辽盆地北部氦气分布特征及控制因素［J］. 地质调查与研究， 2017， 40（4）： 300-305.

ZHONG X. Distribution characteristics and control factors of helium gas in northern Songliao Basin［J］. Geological Survey and Research， 2017， 40（4）： 300-305.

23
张志芹， 韩坤帅， 夏伟强. 浅析氦气的成藏模式［J］. 地下水， 2015， 37（5）： 259-262.

ZHANG Z Q， HAN K S， XIA W Q. Analysis of helium gas accumulation mode［J］. Ground Water，2015，37（5）：259-262.

24
刘文汇， 陈孟晋， 关平， 等. 天然气成藏过程的三元地球化学示踪体系［J］. 中国科学（D辑：地球科学），2007，37（7）：908-915.

LIU W H， CHEN M J， GUAN P， et al. Ternary geochemical tracer system of natural gas accumulation process ［J］. Science in China（Series D：Earth sciences），2007，37（7）：908-915.

25
GAUTHERON C， MOREIRA M. Helium signature of the subcontinental lithospheric mantle［J］. Earth and Planetary Science Letters， 2002， 199（1）： 39-47.

26
BALLENTINE C J， BURNARD P G. Production， release and transport of noble gases in the continental crust［J］. Reviews in Mineralogy and Geochemistry，2002，47（1）：481-538.

27
孙景贵， 赵俊康， 陈军强， 等. 延边小西南岔富金铜矿床的成矿机理研究：矿物流体包裹体的稀有气体同位素地球化学证据［J］. 中国科学（D辑：地球科学），2007，37（12）：1588-1598.

SUN J G， ZHAO J K， CHEN J Q， et al. Metallogenic mechanism of Xiaoxinancha gold rich copper deposit in Yanbian： Evidence from rare gas isotope geochemistry of mineral fluid inclusions［J］. Science in China（Series D： Earth Sciences）， 2007， 37（12）： 1588-1598.

28
赵晓燕， 杨竹森， 张雄， 等. 雅鲁藏布江缝合带造山型金矿床成矿流体特征：来自He-Ar同位素的约束［J］. 地质学报， 2021， 95（2）： 463-475.

ZHAO X Y， YANG Z S， ZHANG X， et al. Ore-forming fluid characteristics of orogenic gold deposites in the Indus-Yurlung Zangbo suture zone： Constraints from He-Ar isotope geochemistry［J］. Acta Geologic Sinica，2021，95（2）：463-475.

29
PRAY H A，SCHWEICKERT C E， MINNICH B H. Solubility of hydrogen， oxygen， nitrogen， and helium in water at elevated temperatures［J］. Industrial Engineering Chemistry，1952， 44（5）：1146-1151.

30
张明升. 渭河盆地氦气成藏特征初步研究［D］. 西安：西北大学， 2014.

ZHANG M S. The Preliminary Analysis of Helium Reservoir Forming Characteristics in Weihe Basin［D］. Xi’an：Northwest University， 2014.

31
DODSON M H. Closure temperature in cooling geochronological and petrological systems［J］. Contributions to Mineralogy and Petrology， 1973， 40（3）： 259-274.

32
黄成刚， 张小军， 胡贵， 等. 高原咸化湖盆基底储层特征与成藏主控因素——以柴达木盆地东坪地区为例［J］. 石油学报， 2020， 41（2）： 179-196.

HUANG C G， ZHANG X J， HU G， et al. Reservoir characteristics and main controlling factors of hydrocarbon accumulation of basement in plateau saline lacustrine basin： A case study of Dongping area in Qaidam Basin［J］. Acta Petrolei Sinica， 2020， 41（2）： 179-196.

33
李欣， 谢庆宾， 牛花朋， 等. 阿尔金山前带东段基岩储层主要特征及评价［J］. 地球科学， 2020， 45（2）： 617-633.

LI X， XIE Q B， NIU H P， et al. Main characteristics and evaluation of bedrock reservoirs in the eastern segment of Altun Piedmont［J］. Earth Science， 2020， 45（2）： 617-633.

34
叶先仁， 吴茂炳， 陶明信， 等. 稀有气体同位素的激光探针分析：技术与应用［J］. 地学前缘， 2003， 10（2）： 293-300.

YE X R， WU M B， TAO M X， et al. Laser microprobe analysis of noble gas isotopes in minerals：The technology and application［J］. Earth Science Frontiers，2003，10（2）：293-300.

35
杨华敏， 王杰， 陶成， 等. 储层岩石中稀有气体组分和同位素分析技术［J］. 天然气地球科学， 2016， 27（4）： 681-687.

YANG H M， WANG J， TAO C， et al. Measurements technology for content and isotopic composition of noble gases in reservoir rocks［J］. Natural Gas Geoscience，2016，27（4）：681-687.

36
段超， 刘锋， 韩丹， 等. 稀有气体同位素测试技术及其在矿床学研究中的应用［J］. 地质学报， 2016， 90（8）： 1908-1921.

DUAN C， LIU F， HAN D， et al. Noble gas isotope analytical techniques and its application in economic geology researches［J］. Acta Geologica Sinica， 2016， 90（8）： 1908-1921.

37
武丽艳. 稀有气体同位素地球化学在矿床学研究中的应用进展［J］. 岩石学报， 2019， 35（1）： 215-232.

WU L Y. Advances of noble gas isotope geochemistry application in the study of ore deposits［J］. Acta Petrologica Sinica， 2019， 35（1）： 215-232.

38
张东亮， 郑德顺， 彭建堂， 等. 矿物流体包裹体中稀有气体的保存能力初探［J］. 矿床地质， 2011， 30（5）： 933-940.

ZHANG D L， ZHENG D S， PENG J T， et al. A preliminary study of the retention of noble gases in fluid inclusions of different minerals［J］. Mineral Deposits， 2011， 30（5）： 933-940.

39
BALLENTINE C J， LOLLAR B S. Regional groundwater focusing of nitrogen and noble gases into the Hugoton-Panhandle giant gas field， USA［J］. Geochimica et Cosmochimica Acta， 2002，66（14）： 2483-2497.

40
BROWN A A. Formation of high helium gases： A guide for explorationists［C］. AAPG Convention， New Orleans， Louisiana， 2010.

41
WEISS R F. Solubility of helium and neon in water and seawater［J］. Journal of Chemical & Engineering Data， 1971， 16（2）： 235-241.

42
SOLEN K A，CHUEH P L，PRAUSNITZ J M. Thermodynamics of helium solubility in cryogenic solvents at high pressures［J］. Industrial & Engineering Chemistry Research， 1970， 9（2）： 310-317.

43
何发岐， 王付斌， 王杰， 等. 鄂尔多斯盆地东胜气田氦气分布规律及特大型富氦气田的发现［J］. 石油实验地质， 2022， 44（1）： 1-10.

HE Q F， WANG F B， WANG J， et al. Helium distribution of Dongsheng Gas Field in Ordos Basin and discovery of a super large helium-rich gas field［J］. Petroleum Geology & Experiment， 2022， 44（1）： 1-10.

44
张福礼， 孙启邦， 王行运， 等. 渭河盆地水溶氦气资源评价［J］. 地质力学学报， 2012， 18（2）： 195-202.

ZHANG F L， SUN Q B， WANG X Y， et al. Evaluation of water soluble helium resources in Weihe Basin［J］. Journal of Geomechanics， 2012， 18（2）： 195-202.

45
王振泽. 含油气盆地凹隆组合构造油气运移驱动机制及运移、聚集机理［D］. 西安：西北大学， 2019.

WANG Z Z. Driving Force Mechanism of Hydrocarbon Migration， and Migration， Accumulation Mechanism of Hydrocarbon in Depression-uplift Composite Structure of Petroliferous Basin［D］. Xi’an： Northwest University， 2019.

46
田光荣， 王建功， 孙秀建， 等. 柴达木盆地阿尔金山前带侏罗系含油气系统成藏差异性及其主控因素［J］. 岩性油气藏， 2021， 33（1）： 131-144.

TIAN G R， WANG J G， SUN X J， et al. Hydrocarbon accumulation differences and main controlling factors of Jurassic petroleum system in Altun piedmont of Qaidam Basin［J］. Lithologic Reservoirs， 2021， 33（1）： 131-144.

47
曹正林， 孙秀建， 汪立群， 等. 柴达木盆地阿尔金山前东坪—牛东斜坡带天然气成藏条件［J］. 天然气地球科学， 2013， 24（6）： 1125-1131.

CAO Z L，SUN X J，WANG L Q，et al. The gas accumulation conditions of Dongping-Niudong slope area in front of Aerjing Mountain of Qaidam Basin［J］. Natural Gas Geoscience，2013， 24（6）： 1125-1131.

48
孙秀建， 杨巍， 白亚东， 等. 柴达木盆地基岩油气藏储盖特征及组合方式［J］. 天然气地球科学， 2019， 30（2）： 228-236.

SUN X J， YANG W， BAI Y D， et al. Characterization of the reservoir of the reservoir-caprock assemblage of the basement reservoir in the Qaidam Basin， China［J］. Natural Gas Geoscience， 2019， 30（2）： 228-236.

49
李红哲， 马峰， 谢梅， 等. 柴达木盆地阿尔金东段基岩气藏盖层特征及控藏机制［J］. 天然气地球科学， 2018， 29（8）： 1102-1110.

LI H Z， MA F， XIE M， et al. Caprocks characteristics and their control on hydrocarbon accumulation of bedrock gas reservoirs in eastern segment of Alkin Piedmont， Qaidam Basin［J］. Natural Gas Geoscience， 2018， 29（8）： 1102-1110.

50
陈新军，陈刚，边瑞康，等.四川盆地涪陵页岩气田氦气资源潜力与成因机理［J］. 天然气地球科学，2022，34（3）：469-476.

CHEN X J， CHEN G， BIAN R K， et al. The helium resource potential and genesis mechanism in Fuling Shale Gas Field，Sichuan Basin［J］.Natural Gas Geoscience，2022，34（3）：469-476.

51
马达德， 袁莉， 陈琰， 等. 柴达木盆地北缘天然气地质条件、资源潜力及勘探方向［J］. 天然气地球科学， 2018， 29（10）： 1486-1496.

MA D D， YUAN L， CHEN Y， et al. Geological conditions of natural gas， resource potential and exploration direction in the northern margin of Qaidam Basin［J］. Natural Gas Geoscience， 2018， 29（10）： 1486-1496.

52
腾格尔， 陶成， 胡广， 等. 排烃效率对页岩气形成与富集的影响［J］. 石油实验地质， 2020， 42（3）： 325-334，344.

TENGER， TAO C， HU G， et al. Effect of hydrocarbon expulsion efficiency on shale gas formation and enrichment［J］. Petroleum Geology & Experiment，2020，42（3）：325-334，344.

53
GRAHAM D W， JENKINS W J， KURZ M D， et al. Helium isotope disequilibrium and geochronology of glassy submarine basalts［J］. Nature， 1987， 326： 384-386.

54
YU X J， FU S T， WANG Z D， et al. The discovery of Early Paleoproterozoic high-Na trondhjemite in the northeastern Qaidam Basin： Evidence from the drilling core samples［J］. Precambrian Research， 2017， 298： 615-628，

55
WANG X X， WANG T， ANTONIO C， et al. Proterozoic rapakivi granites from the North Qaidam orogen， NW China： Implications for basement attribution［J］. Gondwana Research， 2015， 28（4）： 1516-1529.

56
FU J G， LIANG X Q， ZHOU Y， et al. Geochemistry， zircon U-Pb geochronology and Hf isotopes of granitic rocks in the Xitieshan area， North Qaidam， Northwest China： Implications for Neoproterozoic geodynamic evolutions of North Qaidam［J］. Precambrian Research， 2015， 264： 11-29.

57
孟繁聪， 张建新， 杨经绥. 柴北缘锡铁山早古生代HP/UHP变质作用后的构造热事件—花岗岩和片麻岩的同位素与岩石地球化学证据［J］. 岩石学报， 2005，21（1）： 45-56.

MENG F C， ZHANG J X， YANG J S. Tectono-thermal event of post-HP/UHP metamorphism in the Xitleshan area of the North Qaidam Mountains， western China： Isotopic and geochemical evidence of granite and gneiss［J］. Acta Petrologica Sinica， 2005， 21（1）： 45-56.

58
吴才来， 郜源红， 吴锁平， 等. 柴达木盆地北缘大柴旦地区古生代花岗岩锆石SHRIMP定年［J］. 岩石学报， 2007， 23（8）： 1861-1875.

WU C L， GAO Y H， WU S P， et al. Zircon SHRIMP U-Pb dating of granites from the Da Qaidam area in the north margin of Qaidam Basin， NW China［J］. Acta Petrologica Sinica， 2007， 23（8）： 1861-1875.

59
于胜尧， 张建新， 侯可军. 柴北缘都兰UHP地体中两期不同性质的岩浆活动：对碰撞造山作用的启示［J］. 岩石学报， 2011， 27（11）： 3335-3349.

YU S Y， ZHANG J X， HOU K J， et al. Two constrasting magmatic events in the Dulan UHP metamorphic terrane： Implication for collisional orogeny［J］. Acta Petrologica Sinica， 2011， 27（11）： 3335-3349.

60
WU C L， WOODEN J L， ROBINSON P T， et al. Geochemistry and zircon SHRIMP U-Pb dating of granitoids from the west segment of the North Qaidam［J］. Science in China（ Series D： Earth Sciences）， 2009， 52： 1771-1790.

61
WU C L， WU D， CHRIS M， et al. Petrogenesis of granitoids in the Wulan area： Magmatic activity and tectonic evolution in the North Qaidam， NW China［J］. Gondwana Research， 2019， 67： 147-171.

62
CHEN X H， GEORGE G， YIN A， et al. Geochemical and Nd-Sr-Pb-O isotopic constrains on Permo-Triassic magmatism in eastern Qaidam Basin， northern Qinghai-Tibetan plateau： Implications for the evolution of the Paleo-Tethys［J］. Journal of Asian Earth Sciences， 2015， 114（4）： 674-692.

Options
Outlines

/

〈 〉

陇ICP备2021001824号-7　 甘公网安备 62010202000678号
Copyright © Natural Gas Geoscience, All Rights Reserved.
Tel: (0931)8277790　
E-mail：geogas@lzb.ac.cn
Total visitors:　 Visitors of today: 　 Now online:
Powered by Beijing Magtech Co. Ltd,.