Natural Gas Geoscience >

2023 , Vol. 34 >Issue 4: 601 - 617

DOI: https://doi.org/10.11764/j.issn.1672-1926.2022.12.011

Genesis of helium source rock in Dongping Gas Field， Qaidam Basin and its influence on helium in natural gas reservoirs

  • Jun LIU , 1, 2 ,
  • Bo WANG 3 ,
  • Fei ZHOU 3 ,
  • Zhen QIN 1, 2 ,
  • Yutong LIU 1, 2 ,
  • Dongzheng MA 1, 2 ,
  • Huifei TAO , 1
Expand
  • 1. Northwest Institute of Eco⁃Environment and Resources，Chinese Academy of Sciences，Lanzhou 730000，China
  • 2. University of Chinese Academy of Sciences，Beijing 100049，China
  • 3. Research Institute of Exploration and Development，Qinghai Oilfield Company，PetroChina，Dunhuang 736202，China

Received date: 2022-10-22

  Revised date: 2022-12-11

  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(41972135)

Fold

Highlights

Dongping granite in the northwest margin of Qaidam Basin is of great value in regional geological evolution research and resource development. Therefore， the geochemical characteristics and zircon U-Pb chronology of Dongping granite are analyzed. Dongping granite can be divided into two types. The first type is Adakitic granite with high Sr and low Yb， which has the geochemical characteristics of Adakitic rock. There are garnet， rutile and amphibolite residues in the source area， and no or only a small amount of plagioclase residue. It is speculated that the rock may be formed by partial melting of rutile-bearing eclogite in the thickened lower crust， with melting depth greater than 50 km. The other type is Himalayan type granite with low Sr and low Yb， and the residual facies in the source area are garnet， amphibolite and plagioclase， which may be formed by partial melting of granulite in the thickened lower crust， and the melting depth is about 40-50 km. LA-ICP-MS zircon U-Pb dating results show that the crystallization age of the two types of granites is about 418 Ma， which is the result of the same magmatic activity， and the tectonic discrimination diagram shows that both types of granites belong to the same collision granite. Based on previous research results， this paper believes that at about 418 Ma， the “Southern Altyn Ocean” has been closed， and turned to the stage of intracontinental subduction collision orogeny， resulting in the mutual overlap and thickening of the crust. As the thickened lower crust is heated by the underplating of mantle materials， partial melting occurs at different depths， forming two different types of granites in Dongping. The origin and content of helium in Dongping and its adjacent Jianbei and Niudong gas fields are closely related to the basement granite. Specifically， helium is mainly produced by the decay of U， Th and other radioactive elements in the basement granite and granite gneiss. The longer the basement granitoid body is formed， the higher the helium content in the gas field. Under the background of collision orogenic structure， the granite formed by partial melting of pure crustal materials has higher U and Th contents and stronger helium generation potential.

Cite this article

Jun LIU , Bo WANG , Fei ZHOU , Zhen QIN , Yutong LIU , Dongzheng MA , Huifei TAO . Genesis of helium source rock in Dongping Gas Field， Qaidam Basin and its influence on helium in natural gas reservoirs[J]. Natural Gas Geoscience, 2023 , 34(4) : 601 -617 . DOI: 10.11764/j.issn.1672-1926.2022.12.011

0 引言

柴达木盆地是我国四大盆地之一，素有“聚宝盆”之称，在油气和氦资源方面也具有广阔的勘探开发前景。位于柴达木盆地西北缘的南阿尔金山前地带不仅是油气富集地区，更具有重要理论研究价值。因此，对南阿尔金地区的研究不仅能带来巨大的经济价值，也有助于了解该地区的地质演化历史。南阿尔金造山带是一条重要的早古生代俯冲—碰撞杂岩带。近十几年来，该地区的高压—超高压变质岩以及蛇绿岩成为众多学者关注和研究的热点，并在俯冲深度、俯冲极性、俯冲及折返时限等方面取得重要认识，这些认识为研究南阿尔金造山带早古生代俯冲碰撞过程及时限提供了重要的约束条件［1-4］。除此之外，南阿尔金地区还广泛发育早古生代花岗质岩体，它们是南阿尔金造山带在各个构造演化阶段的岩浆响应，记录了该地区不同时期的壳幔相互作用、岩石圈演化等重要信息，是了解和认识南阿尔金地区构造演化的另一个重要窗口［4］。虽然近年来众多学者均对南阿尔金地区早古生代花岗岩进行了研究，但不同学者对岩浆的活动期次和构造演化过程存在不同的认识：①吴才来等［5］通过研究南阿尔金茫崖花岗岩，认为460 Ma南阿尔金存在洋壳的俯冲，411~404 Ma进入碰撞后应力松弛伸展阶段；②董增产等［6］在对茫崖地区角闪辉长岩进行研究后，认为南阿尔金在444.9 Ma仍处于洋壳俯冲阶段的岛弧环境；③康磊等［7］在前人研究的基础上，将南阿尔金早古生代构造—岩浆演化过程划分为4个阶段，洋中脊扩张及洋壳俯冲消减阶段（>500 Ma）、碰撞造山的陆壳深俯冲阶段（497~472 Ma）、俯冲板片断离阶段（469~445 Ma）、后碰撞伸展阶段（424~385 Ma）；④杨文强等［8］通过对南阿尔金迪木那里克花岗岩的研究，并结合前人研究成果，认为南阿尔金在约500 Ma处于陆—陆碰撞造山的陆壳叠置加厚阶段，于466~451 Ma进入俯冲陆壳断离后的伸展阶段。但上述研究主要集中于野外露头样品，而对盆地内样品的研究较少，且在南阿尔金早古生代构造演化阶段的划分上尚有分歧和争议。另外，近年来在东坪及其邻区的天然气藏中发现了具有工业开采价值的氦气资源，氦气成因被认为与富含U、Th等放射性元素的花岗岩类岩石密切相关［9-10］。根据张晓宝等［10］研究，东坪等天然气田中的氦气主要来源于盆地基底中古生代花岗岩及花岗片麻岩中U、Th等放射性元素的衰变。虽然研究区也发育有元古界变质岩，但经过油气勘探开发发现，东坪及其邻区天然气直接下伏古生代花岗岩及花岗片麻岩和侏罗系。此外，天然气藏中氦气的含量不仅受基底岩石类型的影响，还受基底岩体的形成时代及其构造背景的影响。所以对东坪地区花岗岩进行岩石成因、成岩年龄及构造背景等方面的研究，不仅可以为南阿尔金造山带的构造演化提供更为翔实的信息，也可以揭示基底岩石类型、基底形成时代、成岩构造背景对天然气藏中氦气来源及含量的影响［9-10］。鉴于此，本文研究以采自南阿尔金造山带东段东坪地区的早古生代基岩岩心样品为研究对象，通过对岩石样品进行岩石学、元素地球化学及锆石U—Pb年代学研究，旨在揭示东坪花岗岩的形成条件，探讨其形成时所处构造背景，以期为南阿尔金造山带早古生代构造演化提供约束，并分析该地区花岗岩类基底对天然气藏中氦气资源的贡献和影响。

1 地质背景

柴西北缘阿尔金造山带地处青藏高原北部边缘，其西北与塔里木地块相连，东南与柴达木地块相接，位于两大地块的交会位置，是由不同时期、不同构造层次及形成于不同构造环境的地质体所共同组成的复合造山带［11-14］。根据阿尔金地区的地质特征、岩石学、地球化学及同位素年代学研究，该造山带自北向南可划分为5个次一级的构造单元：阿北地块、北阿尔金蛇绿混杂岩带、中阿尔金地块，南阿尔金超高压带及南阿尔金蛇绿混杂岩带［图1（a）］［1，4，15-16］。
图1 阿尔金地质图［（a），据文献［1］修编］及东坪地区位置图［（b），据文献［14］修编］

I：阿北地块；II：北阿尔金蛇绿混杂岩带；III：中阿尔金地块；IV：南阿尔金超高压带；V：南阿尔金蛇绿混杂岩带

Fig.1 Altyn geological map［（a），modified from Ref.［1］］ and location map of Dongping area［（b），modified from Ref.［14］］

南阿尔金造山带包括南阿尔金超高压带和南阿尔金蛇绿混杂岩带2个次级构造单元，2个次级构造单元以阿尔金断裂为界。其中南阿尔金蛇绿混杂岩带位于阿尔金断裂以南，沿北东东向绵延约700 km，分布着70多个规模不一的镁铁—超镁铁质岩体［17-18］、大量枕状玄武岩、基性火山岩、硅质岩及少量辉长岩和安山岩，同时该带还产出大量与基性岩伴生的花岗岩类。已有研究表明，南阿尔金蛇绿混杂岩带产出的超镁铁质岩体主要为蛇纹石化橄榄岩，基性岩主要为角闪辉长岩及具有MORB和OIB特征的玄武岩，这些岩石与硅质岩、黑云斜长片麻岩、石英片岩和白云质大理岩等共同构成一套蛇绿岩组合［18-20］。
东坪地区位于南阿尔金蛇绿混杂岩带东段，呈鼻隆状构造［21］。已有研究表明，东坪及其周边出露元古界、古生界、中生界和新生界［图1（b）］。其中，元古界以达肯达坂岩群出露最为广泛，岩性为变质岩；古生界出露岩层以岩浆岩为主，东坪地区有花岗岩出露，但时代属于晚古生代；中生界以出露侏罗系为主；新生界发育良好，只有部分层位可能因剥蚀而缺失［14-22］。研究区基岩属于古生代侵入岩，主要为花岗岩类，本文研究便是以基岩层花岗岩为研究对象。

2 样品及岩相学特征

本文研究共挑选15件东坪基岩岩心样品作为研究对象，其中，东坪306井3件、东坪5井3件、东坪7井2件、东坪H301井2件、坪1H-2-3井5件，岩石样品均为花岗岩类，根据岩石中矿物的组成类型及含量，可细分为二长花岗岩、花岗闪长岩、黑云母正长花岗岩及花岗岩。岩石外观多呈浅肉红色，为中粒、似斑状结构，块状构造，主要矿物组成为斜长石（30%~40%）、碱性长石（30%~35%）、石英（20%~30%）及少量黑云母（图2）。斑晶为斜长石和碱性长石及少量黑云母，晶径介于1~3 mm之间，其中，斜长石多见聚片双晶，局部可见轻微的绢云母化，碱性长石部分发育条纹结构和卡氏双晶。基质主要为细粒的斜长石、碱性长石、石英及黑云母等，矿物颗粒较小，粒径介于0.1~0.5 mm之间。
图2 东坪花岗岩显微照片

（a）花岗闪长岩；（b）黑云母正长花岗岩；（c）花岗岩；（d）二长花岗岩注：Afs：碱性长石；Pl：斜长石；Bt：黑云母；Qtz：石英；Or：正（钾）长石

Fig.2 Micrograph of Dongping granite

3 分析测试方法

3.1　全岩元素地球化学分析方法

全岩主量元素的测试分析在中国科学院地质与地球物理研究所完成，采用X射线衍射荧光光谱法测定。在整个实验过程中，首先，将岩石样品粉碎研磨至小于200目的粉末；然后，称取0.5 g粉末样品放置于已去皮称重的坩埚中，并在高温（1 000 ℃）下烧至恒重，以此来测定样品的烧蚀量；之后，将样品与Li2B4O7和LiBO2混合，在1 050~1 100 ℃温度下制成均匀的玻璃盘，以待上机分析；最后，进行上机测试分析，利用标样GBW07101-07114进行基体效应校正，主要元素的分析精度优于1%。
微量及稀土元素的测试分析在中国科学院西北生态环境资源研究院油气资源研究中心完成，采用酸溶法测试。将小于200目的粉末样品称取50 mg置于聚四氟乙烯瓶中，经过消解、烘干、稀释后，用电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）进行上机测试分析。在分析测试过程中，所用标准样品为国家市场监督管理总局批准的岩石成分分析标准物质（GSR1-6、GSR13-15），所用分析仪器为英国Nu instruments公司生产的Nu attom高分辨电感耦合等离子体质谱仪，分析误差小于2%。

3.2　锆石U—Pb定年

本文研究共选送东坪7井及坪1H-2-3井样品各一件进行锆石LA-ICP-MS定年。样品的分选及制靶在河北省廊坊市宇恒矿岩技术服务有限公司完成。按照标准程序，岩石样品经过破碎及重磁分选后，在双目镜下选取表面平整、晶形完好且内部无或少包裹体的锆石颗粒进行制靶，并将制好的靶抛光，之后在兰州大学地矿实验室进行透射光、反射光、阴极发光（CL）显微照相及锆石U—Pb同位素年龄测试分析。
LA-ICP-MS 锆石微区原位分析所用激光剥蚀系统为GeoLas-193，相应的等离子质谱仪为Agilent 7500a，仪器测试参数激光光斑直径为30 μm，剥蚀时间为40 s，频率为6 Hz。在整个分析测试过程中选用高纯度的He作为剥蚀物质的载气，以91500作为内标对U—Th—Pb同位素进行校正，NIST610作为外标，Si作为内标对样品元素含量进行校正。锆石微量元素及同位素年龄原始数据的处理利用Glitter（ver4.0）软件完成，而U—Pb年龄谐和图的绘制及加权平均年龄的计算则利用ISOPLOT 4.15 软件完成。

4 分析测试结果

4.1　地球化学特征

4.1.1　主量元素

岩石地球化学分析结果表明（表1），东坪花岗岩主量元素整体变化不明显，SiO2含量为69.94%~75.19%，Al2O3含量为12.45%~15.63%，MgO含量为0.39%~0.76%，K2O含量为3.81%~5.59%，CaO含量为0.46%~1.86%，Na2O含量为0.81%~4.54%，全碱（K2O+Na2O）含量为5.82%~8.73%。在岩浆岩的TAS图解［图3（a）］中，绝大多数样品点落在花岗岩范围内，个别样品点落入花岗闪长岩范围内。岩石的里特曼指数（σ）为1.07~2.66，平均值为2.0，K2O/Na2O=0.83~6.16，平均值为1.71，铝饱和指数A/CNK=0.95~1.80。在SiO2—K2O和Na2O—K2O图解［图3（b），图3（d）］中，绝大多数样品点落在高钾钙碱性和钾质区域，个别样品点落入钾玄岩和高钾质区域；在A/CNK—A/NK图解［图3（c）］中，大多数样品点位于过铝质区域，个别样品落在准铝质区域，但其铝饱和指数接近于1。综合以上数据，认为东坪花岗岩为具有高硅、高铝、富钾、低镁特征的过铝质钙碱性岩石。
表1 东坪花岗岩地球化学组成

Table 1 Geochemical composition of Dongping granite

元素 样品编号
DP306-1 DP306-2 DP306-3 DP5-1 DP5-2 DP5-3 DP7-1 DP7-2 DPH301-1 DPH301-2 P1H-2-3-1 P1H-2-3-2 P1H-2-3-3 P1H-2-3-4 P1H-2-3-5
SiO2/% 73.09 74.17 74.29 70.71 69.95 71.77 74.61 71.39 73.78 75.20 71.92 70.12 70.44 70.31 72.54
TiO2/% 0.20 0.17 0.19 0.25 0.25 0.27 0.31 0.19 0.15 0.16 0.39 0.35 0.41 0.42 0.35
Al2O3/% 13.97 13.60 13.53 14.09 14.39 13.90 14.09 14.83 13.75 12.46 14.93 15.64 14.70 14.82 14.08
TFe2O3/% 2.23 1.88 1.83 2.47 2.72 2.42 2.13 2.43 1.72 2.01 2.96 2.94 3.48 2.93 2.76
MnO/% 0.06 0.05 0.05 0.08 0.09 0.07 0.04 0.06 0.05 0.06 0.04 0.05 0.08 0.07 0.06
MgO/% 0.48 0.39 0.45 0.56 0.63 0.50 0.54 0.43 0.42 0.42 0.58 0.67 0.76 0.75 0.63
CaO/% 1.19 0.81 1.55 1.81 1.86 1.28 0.57 1.29 1.55 1.38 0.58 0.46 1.32 1.21 0.75
Na2O/% 3.30 3.33 3.25 4.55 3.25 4.39 0.81 2.73 3.27 3.19 3.18 3.00 3.03 2.88 2.46
K2O/% 4.28 4.47 4.17 3.81 4.88 4.35 5.01 5.60 4.60 3.48 3.98 5.37 4.13 4.57 4.19
P2O5/% 0.05 0.04 0.05 0.07 0.07 0.08 0.07 0.06 0.04 0.04 0.11 0.11 0.12 0.12 0.12
LOI/% 0.56 0.45 0.97 1.83 2.26 1.43 1.67 0.99 1.07 0.92 1.37 1.31 1.59 1.81 1.62
TOTAL/% 99.41 99.35 100.32 100.22 100.35 100.44 99.86 100.00 100.39 99.31 100.05 100.02 100.07 99.90 99.55
Li/10-6 55.09 54.96 61.81 33.41 39.22 26.85 71.35 81.91 53.29 54.68 3.12 17.51 19.02 8.13 8.46
Be/10-6 2.95 2.86 2.59 2.48 3.26 2.25 2.32 3.08 4.11 4.32 0.64 0.84 1.85 1.40 1.44
Sc/10-6 2.62 2.84 2.38 3.09 2.82 2.63 4.26 1.90 2.13 2.39 2.60 12.11 3.56 3.77 4.06
V/10-6 10.71 8.38 9.60 9.64 10.55 9.25 10.09 7.19 8.35 8.82 4.60 43.46 17.44 17.09 16.01
Cr/10-6 4.64 4.13 2.05 5.20 6.11 4.73 5.41 4.46 3.96 4.63 14.08 25.22 5.91 4.53 5.81
Co/10-6 1.56 1.27 1.28 2.07 3.00 2.15 2.36 1.79 1.20 1.49 0.74 4.16 2.74 2.91 2.80
Ni/10-6 2.24 1.70 1.23 2.39 3.01 2.78 2.54 2.53 1.83 2.10 6.74 11.97 2.44 2.07 2.46
Cu/10-6 3.70 3.47 2.31 5.79 11.20 3.55 3.11 4.31 2.73 3.45 4.89 11.67 5.70 2.44 3.06
Zn/10-6 41.97 39.83 37.60 31.14 29.18 28.91 25.17 28.36 28.01 31.64 5.83 13.19 42.27 38.96 36.93
Ga/10-6 19.48 18.85 17.55 17.06 20.26 16.46 22.13 18.01 18.95 17.80 8.00 6.83 19.21 19.83 18.77
Ge/10-6 1.38 1.40 1.28 1.07 1.26 1.09 1.09 1.16 1.58 1.45 0.47 0.48 1.17 0.86 0.92
Rb/10-6 325.88 365.86 225.98 164.01 281.46 160.01 573.93 434.42 318.90 192.56 134.95 159.26 158.65 231.98 239.18
Sr/10-6 256.79 265.22 265.31 261.82 281.35 186.04 77.14 264.29 263.31 228.12 1 555.7 782.65 485.35 510.90 346.43
Y/10-6 14.80 13.93 12.16 16.63 15.23 10.88 13.91 8.07 14.98 20.08 5.28 26.04 10.42 6.92 6.23
Zr/10-6 158.30 132.56 156.67 191.17 184.63 210.97 216.58 160.51 114.11 131.74 103.21 40.52 272.42 281.28 251.52
Nb/10-6 17.71 15.16 15.41 14.14 13.27 14.58 17.17 10.45 11.82 14.10 5.18 3.99 16.65 13.91 11.23
Mo/10-6 0.68 0.58 0.37 0.89 6.39 0.52 0.67 0.73 0.71 0.99 0.29 0.65 0.79 1.63 4.01
Cd/10-6 0.04 0.03 0.05 0.06 0.05 0.05 0.04 0.04 0.03 0.03 0.01 0.09 0.08 0.06 0.05
Sn/10-6 7.82 7.85 6.23 5.85 6.34 4.74 7.79 7.32 5.84 6.07 1.30 1.55 1.97 1.66 1.48
Cs/10-6 10.09 8.81 9.03 4.62 10.80 3.67 23.06 22.99 6.59 6.29 1.35 3.15 2.64 2.56 2.95
Ba/10-6 703.76 884.28 686.18 783.81 1 821.3 971.05 871.70 1 215.4 601.83 460.29 839.52 362.68 1 528.0 2 104.4 1 344.4
La/10-6 48.28 56.65 38.55 50.81 47.51 45.83 68.28 39.69 34.46 40.51 73.72 50.27 62.19 65.82 112.39
Ce/10-6 73.66 103.92 67.16 107.15 86.80 83.94 148.58 62.94 73.79 84.71 123.76 79.58 102.48 111.86 165.86
Pr/10-6 8.15 9.26 6.56 8.22 8.15 7.76 11.27 6.64 6.00 7.21 13.55 7.84 10.91 13.21 17.81
Nd/10-6 28.93 32.47 23.44 29.90 29.79 28.13 37.96 23.87 22.03 26.76 44.23 30.26 37.42 45.39 55.13
Sm/10-6 5.26 5.67 4.29 5.35 5.40 4.90 6.44 4.03 4.31 5.32 6.62 5.82 5.89 6.84 7.44
Eu/10-6 0.69 0.75 0.64 0.95 0.92 0.77 0.75 0.78 0.65 0.60 1.24 1.22 1.20 1.46 1.41
Tb/10-6 0.59 0.56 0.48 0.61 0.60 0.50 0.60 0.38 0.54 0.73 0.40 0.76 0.50 0.47 0.44
Gd/10-6 3.74 3.79 3.03 3.96 3.92 3.36 4.18 2.64 3.28 4.28 3.46 4.89 3.70 3.75 3.70
Dy/10-6 3.02 2.76 2.50 3.21 3.07 2.50 2.94 1.88 3.01 4.18 1.56 4.23 2.33 2.05 1.80
Ho/10-6 0.53 0.47 0.46 0.59 0.55 0.45 0.52 0.33 0.56 0.81 0.24 0.83 0.41 0.34 0.28
Er/10-6 1.41 1.25 1.25 1.58 1.46 1.21 1.42 0.90 1.53 2.28 0.60 2.35 1.06 0.83 0.71
Tm/10-6 0.21 0.19 0.19 0.24 0.22 0.18 0.23 0.14 0.24 0.34 0.08 0.35 0.14 0.11 0.10
Yb/10-6 1.33 1.20 1.20 1.53 1.42 1.16 1.53 0.88 1.50 2.16 0.54 2.39 0.91 0.71 0.64
Lu/10-6 0.19 0.18 0.18 0.23 0.21 0.18 0.23 0.13 0.22 0.31 0.09 0.39 0.14 0.11 0.10
Hf/10-6 4.56 3.85 4.41 5.22 5.08 5.79 5.88 4.34 3.49 4.06 2.80 1.41 7.04 7.28 6.55
Ta/10-6 1.85 1.83 1.53 1.64 1.51 1.66 2.01 1.23 1.58 2.54 0.36 0.44 1.03 0.78 0.66
W/10-6 0.86 0.98 0.61 2.05 1.12 2.13 12.18 2.49 0.55 0.56 0.32 1.53 1.98 0.62 0.82
Tl/10-6 1.23 1.17 1.08 0.84 1.21 0.87 1.28 1.72 1.16 1.00 0.32 0.26 0.65 0.79 0.73
Pb/10-6 35.21 39.35 31.88 35.09 138.22 19.15 20.33 34.49 37.57 30.42 6.76 8.44 22.20 19.17 12.55
Bi/10-6 0.04 0.11 0.07 0.27 1.14 0.21 0.11 0.62 0.07 0.05 0.01 0.30 0.32 0.04 0.04
Th/10-6 24.02 21.43 21.49 24.24 19.19 18.60 29.23 14.77 18.27 26.88 10.96 7.39 21.28 21.00 23.05
U/10-6 2.86 2.31 2.67 2.67 4.97 2.73 4.15 2.21 3.68 2.98 1.16 2.82 2.50 2.58 2.81
∑REE/10-6 175.98 219.12 149.91 214.33 190.03 180.86 284.94 145.23 152.12 180.19 270.09 191.17 229.26 252.95 367.81
δEu/10-6 0.07 0.07 0.06 0.07 0.07 0.05 0.06 0.05 0.09 0.10 0.05 0.20 0.04 0.03 0.03
K2O/Na2O 1.30 1.34 1.29 0.84 1.50 0.99 6.17 2.05 1.41 1.09 1.25 1.79 1.36 1.59 1.70
Nb/Ta 9.59 8.28 10.06 8.63 8.80 8.81 8.55 8.49 7.47 5.56 14.19 9.00 16.11 17.90 17.13
A/NKC 1.14 1.15 1.07 0.95 1.03 0.97 1.80 1.15 1.04 1.08 1.41 1.35 1.24 1.25 1.41
Mg# 29.78 29.06 32.70 30.93 31.36 28.99 33.32 25.91 32.57 29.19 27.85 30.99 30.10 33.53 31.04
Sr/Y 17.36 19.04 21.82 15.75 18.47 17.10 5.55 32.74 17.57 11.36 294.60 30.05 46.60 73.84 55.62
（Ho/Yb）N 1.21 1.19 1.14 1.15 1.17 1.17 1.02 1.14 1.12 1.13 1.32 1.05 1.34 1.43 1.33
（La/Yb）N 26.13 33.83 23.10 23.82 24.06 28.44 32.03 32.36 16.43 13.48 97.17 15.10 49.08 66.24 126.02

注：样品编号中的DP代表“东坪”；P代表“坪”

图3 东坪花岗岩硅碱图（a）、K2O—SiO2图解（b）、A/CNK—A/NK图解（c）和Na2O—K2O图解（d）

Fig.3 Diagram of Silica alkali（a）， K2O-SiO2（b）， A/CNK-A/NK（c） and Na2O-K2O（d） of Dongping granite

4.1.2　稀土元素和微量元素

岩石地球化学数据表明，东坪地区不同井位花岗岩的稀土元素和微量元素具有较大的差异，主要表现为坪1H-2-3井样品与其他井样品之间存在不同。在稀土元素方面，坪1H-2-3井样品稀土总量较高，∑REE值的变化介于（191.16~367.81）×10-6之间，平均值为262.25×10-6，轻重稀土分馏强烈，（La/Yb）N值介于（15.09~126.01）×10-6之间，平均值为70.72×10-6；而东坪其他井样品稀土总量中等，∑REE值的变化介于（145.23~284.93）×10-6之间，平均值为189.27×10-6，轻重稀土虽然也显示强烈分馏，但相较于坪1H-2-3井明显较弱，（La/Yb）N值介于（13.48~33.82）×10-6之间，平均值为25.36×10-6。在稀土元素配分模式图［图4（a），图4（c）］中，坪1H-2-3井样品的配分模式图［图4（a）］呈明显右倾，轻稀土富集，重稀土强烈亏损，暗示源区存在石榴子石的残留，具有微弱的负Eu异常，δEu=0.68~0.79，平均值为0.73，说明源区不存在或是仅有微量斜长石的残留；其他井样品的配分模式图［图4（c）］虽然也明显右倾，但斜率较坪1H-2-3井样品更小，同样富集轻稀土，重稀土虽亏损，但呈平坦型分布，暗示角闪石可能是重要的残留相之一，具有中等的负Eu异常，δEu=0.42~0.68，平均值为0.52，反映源区残留相中有富Ca斜长石的存在。
图4 东坪花岗岩球粒陨石标准化稀土元素配分图（a）、（c）和原始地幔标准化微量元素蛛网图（b）、（d）（标准化数据参考文献［23］）

Fig.4 Standardized REE distribution diagram of Dongping granite chondrite（a），（c） and standardized trace element cobweb diagram of original mantle（b），（d） （standardized data refer to Ref.［23］）

在微量元素方面，坪1H-2-3井样品表现出高Sr、高Sr/Y值、低Y和Yb的特征，其中Sr>300×10-6，介于（346.43~1 555.71）×10-6之间；Sr/Y值介于30.04~294.59之间；Y除了一个样品点为26.04×10-6外，其他样品点介于（5.28~10.41）×10-6之间，Y<18×10-6；Yb<2.5×10-6，介于（0.54~2.38）×10-6之间，类似于埃达克质岩的地球化学特征。相比之下，东坪其他井样品则表现出低Sr、低Sr/Y值、低Y和Yb的特征，Sr<300×10-6，介于（77.14~281.35）×10-6之间，Sr/Y值介于5.54~32.74之间，Y介于（5.28~20.07）×10-6之间，Yb值介于（0.88~2.15）×10-6之间。从原始地幔微量元素蛛网图［图4（c），图4（d）］可以看出，东坪地区花岗岩普遍富集K、Rb、Th、U等大离子亲石元素（LILE），亏损Nb、Ta、Ti、P和HREE等高场强元素（HFSE），但坪1H-2-3井样品相比于其他井样品明显更为亏损Nb、Ta和HREE，这暗示着坪1H-2-3井样品源区可能存在金红石和更多石榴子石的残留，也说明坪1H-2-3井样品形成于更高压的环境。

4.2　锆石U—Pb年龄和元素特征

本文选送东坪7井及坪1H-2-3井样品，利用LA-ICP-MS进行锆石U—Pb年代学测试，2件样品分别得到12个和11个有效数据点，具体分析结果见表2。分析测试结果显示，2件样品锆石的结晶程度较好，外形呈柱状，长宽比介于1∶1~3∶1之间，锆石具有典型的韵律环带结构（图5）。2件样品锆石的Th含量分别为（29.0~568.97）×10-6和（72.22~555.92）×10-6，U含量分别为（68.75~2 282.41）×10-6和（430.41~1 404.03）×10-6，Th/U值分别为0.1~1.19（平均值为0.5）和0.17~0.65（平均值为0.42），具有岩浆锆石（Th/U>0.1）的特征［24］，结合锆石的CL图片特征，表明这些锆石为岩浆成因锆石。
表2 东坪花岗岩LA-ICP-MS锆石U—Pb年代学分析结果

Table 2 U-Pb chronological analysis results of LA-ICP-MS zircons of Dongping granite

样品编号

Pb

/10-6

U

/10-6

Th

/10-6

 Th/U 同位素比值 年龄值/Ma
207 P b 206 P b 1σ 207 P b 235 U 1σ 206 P b 238 U 1σ 208 P b 232 T h 1σ 207 P b 206 P b 1σ 207 P b 235 U 1σ 206 Pb 1σ 208 Pb 1σ
238 U 232 Th
东坪7-2-1 158.04 2 282.41 519.17 0.23 0.07 0.000 7 0.541 3 0.006 5 0.068 0 0.000 9 0.034 2 0.000 4 809 22 439 4 424 5 679 8
东坪7-2-2 79.65 996.04 94.86 0.10 0.06 0.000 7 0.533 5 0.007 0 0.067 0 0.000 8 0.034 9 0.000 5 750 24 434 5 418 5 694 10
东坪7-2-4 5.50 68.75 29.07 0.42 0.06 0.001 1 0.487 2 0.011 5 0.067 4 0.000 9 0.019 8 0.000 3 520 43 403 8 420 5 397 6
东坪7-2-7 97.39 1 215.60 568.97 0.47 0.06 0.000 6 0.481 9 0.005 7 0.067 7 0.000 9 0.018 6 0.000 2 433 23 399 4 423 5 373 4
东坪7-2-10 89.31 1 173.10 333.30 0.28 0.07 0.000 7 0.523 9 0.006 0 0.067 1 0.000 8 0.026 4 0.000 3 839 21 428 4 419 5 527 6
东坪7-2-12 57.63 739.76 330.04 0.45 0.06 0.000 6 0.483 4 0.006 2 0.067 7 0.000 9 0.017 9 0.000 2 446 25 400 4 422 5 359 5
东坪7-2-15 48.63 573.37 398.88 0.70 0.06 0.000 6 0.481 9 0.006 1 0.067 1 0.000 8 0.021 5 0.000 3 553 23 399 4 418 5 430 5
东坪7-2-16 41.36 484.16 312.34 0.65 0.06 0.000 7 0.457 1 0.005 9 0.064 2 0.000 8 0.022 9 0.000 3 537 25 382 4 401 5 457 6
东坪7-2-17 19.67 222.36 161.13 0.72 0.06 0.000 8 0.475 3 0.007 4 0.068 0 0.000 9 0.022 6 0.000 3 669 29 395 5 424 5 452 6
东坪7-2-18 10.84 125.87 72.99 0.58 0.06 0.001 1 0.503 2 0.010 1 0.066 9 0.000 9 0.020 5 0.000 3 688 35 414 7 417 5 411 6
东坪7-2-19 9.85 108.48 129.23 1.19 0.06 0.001 1 0.484 5 0.010 1 0.064 8 0.000 8 0.021 7 0.000 3 660 37 401 7 405 5 434 6
东坪7-2-21 97.37 1 318.10 307.78 0.23 0.06 0.000 7 0.519 4 0.006 1 0.067 2 0.000 8 0.032 8 0.000 5 704 22 425 4 419 5 653 9
坪1H-2-3-2-2 35.34 496.47 181.90 0.37 0.05 0.000 7 0.517 5 0.008 7 0.067 3 0.000 9 0.013 8 0.000 2 298 30 424 6 420 5 276 4
坪1H-2-3-2-3 41.72 542.77 265.98 0.49 0.06 0.000 6 0.514 1 0.007 6 0.066 6 0.000 8 0.018 1 0.000 2 422 25 421 5 416 5 363 4
坪1H-2-3-2-4 32.00 435.70 72.22 0.17 0.06 0.000 7 0.560 1 0.008 6 0.067 9 0.000 9 0.018 9 0.000 3 490 27 452 6 423 5 379 5
坪1H-2-3-2-9 72.66 897.01 296.38 0.33 0.06 0.000 7 0.515 7 0.007 8 0.066 8 0.000 8 0.019 0 0.000 2 438 26 422 5 417 5 380 5
坪1H-2-3-2-12 81.92 1 247.46 386.26 0.31 0.06 0.000 7 0.549 6 0.008 5 0.067 4 0.000 8 0.018 3 0.000 2 571 27 445 6 421 5 366 5
坪1H-2-3-2-15 34.48 430.41 254.39 0.59 0.05 0.000 7 0.517 2 0.008 2 0.066 8 0.000 8 0.016 6 0.000 2 403 29 423 6 417 5 333 4
坪1H-2-3-2-17 42.99 518.37 321.29 0.62 0.06 0.000 7 0.488 9 0.007 1 0.067 3 0.000 8 0.019 9 0.000 2 424 27 404 5 420 5 399 5
坪1H-2-3-2-19 42.59 509.03 333.05 0.65 0.06 0.000 7 0.506 3 0.007 3 0.067 3 0.000 8 0.019 0 0.000 2 496 27 416 5 420 5 381 5
坪1H-2-3-2-21 76.36 1 241.01 555.92 0.45 0.07 0.001 5 0.513 4 0.012 7 0.066 6 0.000 9 0.039 6 0.000 5 892 43 421 9 416 5 785 10
坪1H-2-3-2-22 93.34 1 404.03 341.47 0.24 0.06 0.000 8 0.516 7 0.007 8 0.066 9 0.000 8 0.022 0 0.000 3 637 28 423 5 417 5 439 6
坪1H-2-3-2-23 34.84 443.27 190.70 0.43 0.06 0.000 8 0.522 6 0.007 6 0.067 0 0.000 8 0.018 7 0.000 2 670 27 427 5 418 5 375 5
图5 东坪花岗岩锆石CL图像和U—Pb年龄

Fig.5 CL image and U-Pb dating of zircons of Dongping granite

在锆石U—Pb谐和图中，2件样品的有效数据点均落在谐和线上或附近，锆石U—Pb加权平均年龄分别为417.3±4.7 Ma（MSWD=2.1）和418.6±6 Ma（MSWD=0.21）（图6），表明不论是高Sr、低Yb的花岗岩，还是低Sr、低Yb的花岗岩均形成于晚志留世—早泥盆世，是同一期次岩浆活动侵位的结果。
图6 东坪花岗岩U—Pb谐和图和加权平均年龄图

Fig.6 U-Pb harmonic diagram and weighted average age diagram of Dongping granite

5 讨论

5.1　岩石类型

张旗等［25-26］根据花岗岩Sr和Yb的含量，将花岗岩分为：埃达克型花岗岩（高Sr、低Yb型：Sr>300×10-6，Yb<2.5×10-6）、喜马拉雅型花岗岩（低Sr、低Yb型：Sr<300×10-6，Yb<2×10-6）、浙闽型花岗岩［低Sr、高Yb型：Sr介于（40~400）×10-6之间，Yb>1.5×10-6］、南岭型花岗岩（非常低Sr、非常高Yb型：Sr<200×10-6，Yb>2×10-6）4类。其中，埃达克型花岗岩富SiO2、Al2O3（14%~18%）和Sr（>300×10-6），而贫Yb（<2.5×10-6），且具有较高的Eu异常（0.6~1.2）；而喜马拉雅型花岗岩相比之下则贫Sr（<300×10-6）和Yb（<2×10-6），具有较小的Al2O3（13%~17%）和Eu异常（0.2~1）［26］。如前所述，东坪地区花岗岩可以分为2类：一类是坪1H-2-3井样品，其富SiO2、Al2O3（14.08%~15.63%，平均值为14.83%）和Sr，贫Yb，Eu异常介于0.68~0.79之间，平均值为0.73，具有典型的埃达克型花岗岩的特征；另一类是东坪其他井样品，其同样富SiO2、Al2O3，Al2O3含量相对较小（12.45%~14.82%，平均值为13.86%），而贫Sr和Yb，Eu异常中等，介于0.42~0.68之间，平均值为0.52，符合喜马拉雅型花岗岩的地球化学特征。在Y—Sr/Y图解［图7（a）］中，坪1H-2-3井样品基本落在埃达克质岩区域，其他井样品落在正常岛弧岩石边缘附近；而在Yb—Sr图解［图7（b）］中，坪1H-2-3井样品同样落在高Sr、低Yb的埃达克质岩区域（样品点Yb=0.54×10-6，Sr=1 555.71×10-6，未在图中显示出来），其他井样品落在低Sr、低Yb的喜马拉雅型花岗岩范围内。综上所述，说明坪1H-2-3井样品属于埃达克质花岗岩，而东坪其他井样品则属于喜马拉雅型花岗岩。
图7 东坪花岗岩Y—Sr/Y（a）和Yb—Sr（b）岩石类型判别图解

Fig.7 Rock type discrimination diagram of Dongping granite Y-Sr/Y（a） and Yb-Sr（b）

5.2　两类花岗岩的成因

关于埃达克岩的成因主要有两类不同的观点：①处于板块消减环境，由俯冲洋壳部分熔融，并在上升过程中与上覆地幔楔发生反应而形成［27-29］；②处于大陆内部环境，由增厚的基性下地壳部分熔融形成或是拆沉下地壳被地幔加热后部分熔融而形成［30-32］。由俯冲洋壳部分熔融产生的是贫K、富Na的熔体（K2O/Na2O<0.5），岩石多为钙碱性或低钾拉斑系列，并且因为在上升过程中与地幔楔橄榄岩发生交代反应，所以具有比原始熔体更高的MgO、Cr、Ni和Mg#值。由增厚的下地壳和拆沉下地壳部分熔融产生的熔体虽然都富钾，且都具有较高的K2O/Na2O值，但因为拆沉下地壳穿过地幔而同样具有较高的MgO、Cr、Ni和Mg#值。东坪地区坪1H-2-3井的埃达克质花岗岩具有较高的SiO2、K2O值（3.97%~5.36%）、K2O/Na2O值（1.25~1.79），为高钾钙碱性岩石系列，与俯冲洋壳部分熔融形成的富Na熔体明显不同，且坪1H-2-3井样品的MgO（0.58%~0.76%）、Cr［（4.53~24.22）×10-6］、Co［（0.74~4.16）×10-6］和Ni［（2.07~11.96）×10-6］较低，表明几乎没有地幔组分的参与。此外，Mg#值也是判断熔体与地幔相互作用的常用指标，实验岩石学表明，变质玄武岩部分熔融产生的熔体，不论熔融程度如何，其总是具有低Mg#值（Mg#<42），若Mg#>42，则表明有地幔组分的贡献［33-34］，而坪1H-2-3井样品的Mg#值（28~34）明显小于42，也反映其来自于纯地壳物质的部分熔融，因而排除由拆沉下地壳经地幔加热部分熔融形成的可能性。综上所述，坪1H-2-3井高SiO2、富K2O、低Mg#值的埃达克质花岗岩与俯冲洋壳及拆沉下地壳部分熔融形成的埃达克岩区别明显，应是增厚的基性下地壳部分熔融形成的产物，在判别不同成因埃达克岩的SiO2—MgO及SiO2—Mg#图解（图8）中，坪1H-2-3井样品点也全部落在增厚的下地壳部分熔融形成的埃达克岩范围内，进一步说明其来源于增厚的下地壳。
图8 埃达克岩成因的SiO2—MgO（a）和SiO2—Mg#（b）判别图解

Fig.8 Discrimination diagram of SiO2 -MgO（a） and SiO2 -Mg#（b） of adakite origin

坪1H-2-3井埃达克质花岗岩低Yb和HREE及高La/Yb值（平均值为98），表明源区有石榴石的残留；富Al、Sr和微弱的负Eu异常，说明斜长石在残留相中不稳定而进入到熔体中或是仅有极少量的斜长石残留，这与岩石薄片中斜长石含量大于50%能够相互验证。坪1H-2-3井埃达克质花岗岩还表现出强烈的Nb、Ta亏损且Nb/Ta值高于地壳值，这暗示着金红石可能是重要的残留相之一。变质玄武岩的熔融实验表明，只有当残留矿物组合中存在金红石时，与其平衡共存的熔体才具有明显的Nb、Ta负异常。此外，由于金红石/熔体的分配系数DTa>DNb，所以金红石的残留会使熔体具有比地壳更高的Nb/Ta值，而坪1H-2-3井样品的Nb/Ta平均值为14.86，明显高于地壳值（11），接近于亏损地幔（15.5）［35-38］，但如前所述，坪1H-2-3井埃达克质花岗岩为地壳物质部分熔融形成，未见地幔组分的参与，样品较高的Nb/Ta值反映了源区有金红石的残留。另外，大量的高压实验表明，埃达克质熔体主要产生于角闪岩向榴辉岩过渡阶段，是由角闪石逐步分解放出的流体导致的熔融，因而坪1H-2-3井埃达克质花岗岩的源区还应有少量的角闪石残留，样品较低的Y含量也暗示存在角闪石的残留。依据上述分析，推测坪1H-2-3井埃达克质花岗岩源区残留相可能为石榴石+辉石+金红石+角闪石，源岩为含金红石的角闪榴辉岩。如图9所示，实验研究显示石榴石的稳定压力在0.8 GPa以上，而金红石的稳定压力则更高，在1.5 GPa以上，相当于地壳深度50 km以上［34，39］，因此坪1H-2-3井埃达克质花岗岩的熔融深度应大于50 km，也反映了当时确实存在地壳加厚的情况。
图9 下地壳压力条件下含水基性岩部分熔融域相平衡关系（据文献［26］）

Fig.9 Phase equilibrium relationship of partial melting domain of water bearing basic rocks under lower crustal pressure （according to Ref.［26］）

相比之下，东坪喜马拉雅型花岗岩虽然同样低Yb和HREE，但La/Yb值（平均值为35）明显较坪1H-2-3井小，表明源区虽然仍残留有石榴石，但石榴石含量较坪1H-2-3井减少；而低Sr和明显的负Eu异常说明源区有斜长石的残留。在稀土元素配分模式图中，东坪其他井样品的HREE分布呈平坦型，HoN与YbN大致相当（HoN/YbN的平均值为1.14），显示MREE亏损，暗示角闪石可能是重要残留相，因为相较于石榴石，角闪石更富集MREE元素［40-41］。样品较为微弱的Nb、Ta亏损可能也是角闪岩的残留造成的，前人［34，42］实验表明，角闪石/英云闪长质熔体之间的DNb和DTa都是大于0.1的，角闪石的残留可能会造成熔体微弱的Nb、Ta亏损。因此，推测东坪喜马拉雅型花岗岩源区残留相可能为石榴石+斜长石+角闪石，源岩为麻粒岩，熔融压力在石榴石稳定压力以上而在斜长石消失压力之下，如图9所示，这个压力大致为0.8~1.4 GPa，相当于地壳深度40~50 km。
综上所述，坪1H-2-3井埃达克质花岗岩为增厚的基性下地壳含金红石角闪榴辉岩部分熔融形成（如图9所示2号区域），熔融压力大于1.5 GPa，估算熔融深度应大于50 km，代表了加厚地壳的存在，而东坪喜马拉雅型花岗岩为麻粒岩部分熔融形成（如图9所示3号区域），熔融压力介于0.8~1.4 GPa之间，熔融深度大致为40~50 km。

5.3　构造背景

经过对南阿尔金造山带多年研究，众多学者认为阿中地块与柴达木地块之间在新元古代—早古生代期间曾存在“南阿尔金洋”，并认为“南阿尔金洋”在早古生代便经历了洋—陆转换［7，19，43-44］，但对于大洋闭合、碰撞造山及造山后伸展等具体的构造演化阶段划分，不同学者存在不同的认识。虽然有不少学者认为“南阿尔金洋”于497~472 Ma已经闭合，并于424~385 Ma进入造山后伸展阶段［7，16，19，43-45］；但王焰等［17］在研究茫崖地区早古生代蛇绿岩的过程中，认为其中Sm—Nd全岩等时线年龄为481.3 Ma的基性火山岩形成于洋脊环境，说明481 Ma左右南阿尔金洋盆尚处于扩张阶段，而对于形成较晚的460 Ma的茫崖花岗岩，吴才来等［5］研究认为属于岛弧I型花岗岩类，其形成与洋壳的俯冲作用有关，据此推测南阿尔金地区最迟于460 Ma已经由洋盆扩张的伸展构造背景转为洋壳俯冲消减的挤压构造背景。而且根据董增产等［6］对茫崖地区444 Ma的角闪辉长岩的研究，认为茫崖角闪辉长岩形成于与俯冲相关的活动大陆边缘。另外，近年来也有学者对与本文研究区域处于同一构造位置且紧邻东坪的尖北地区基岩进行研究。其中，席斌等［22］在对尖探1井花岗闪长岩样品进行研究后，发现其成岩年龄及当时的构造背景与茫崖角闪辉长岩一致，也于444 Ma（锆石U—Pb年龄）形成于活动大陆边缘。上述研究结果表明，直到444 Ma南阿尔金地区仍存在洋壳的俯冲，彼时“南阿尔金洋”尚未闭合。
本文东坪花岗岩样品的锆石U—Pb年龄为418 Ma，晚于与俯冲作用相关的444 Ma茫崖角闪辉长岩及尖探1井花岗闪长岩，（Y+Nb）—Rb和（Yb+Ta）—Rb判别图解（图10）显示，东坪花岗岩不论是埃达克质花岗岩还是喜马拉雅型花岗岩，绝大多数样品点落在同碰撞花岗岩区域内，表明东坪花岗岩形成于碰撞造山的构造环境。结合前人研究及上文主微量元素分析，本文认为南阿尔金地区在460~444 Ma之间仍处于洋壳俯冲阶段［图11（a）］，到418 Ma左右“南阿尔金洋”已然闭合，此时南阿尔金地区进入陆内俯冲碰撞造山阶段，地壳相互叠覆加厚，随着俯冲洋壳的断离，加厚的地壳在深部地幔物质的持续加热下，在不同深度发生部分熔融，东坪地区两类不同的花岗岩可能便是在这种情况下形成的［图11（b）］。
图10 东坪花岗岩（Y+Nb）—Rb（a）和（Yb+Ta）—Rb（b）构造判别图解

Fig.10 Structural discrimination diagram of （Y+Nb）-Rb（a） and （Yb+Ta）-Rb（b） of Dongping granite

图11 南阿尔金早古生代构造演化模式

Fig.11 Early Paleozoic tectonic evolution model of South Altyn

6 基底岩体对天然气藏中氦气的影响

近年来，科研人员在东坪及与其相邻的尖北地区天然气气田中发现其中氦的含量达到甚至超过工业标准（0.05%），从而发现了东坪等氦工业气田［10］。天然气藏中的氦有3种来源，即壳源氦、幔源氦和大气氦，而由盆地地层或基底岩体中U、Th等放射性元素衰变产生的壳源氦被认为是天然气藏中氦气最重要的来源［46］。氦存在3He、4He共2种稳定同位素，其中3He主要是元素合成时所形成的核素，4He则主要源于U、Th等放射性元素的衰变。因而，利用3He/4He值能够有效区别不同来源的氦，3He/4He值为2×10-8是壳源氦，3He/4He值为1.1×10-5是幔源氦，3He/4He值为1.4×10-6是大气氦［10］。已有研究表明，东坪及其邻区尖北、牛东地区气田中的3He/4He值均为10-8量级，放射性元素衰变产生的4He较多，表明三地的氦气都为壳源氦［10］，来源于盆地地层或基底岩体中U、Th等放射性元素衰变。
东坪及其邻区尖北、牛东地区的盆地下伏岩石有火成岩、变质岩及沉积岩，不同的岩石类型U、Th等放射性元素的含量不同，生氦潜力便有差异，而且岩体的生氦潜力及气藏中氦气的积累受构造环境和时间效应的影响明显。因而天然气藏中氦气的成因及含量与盆地的基底岩石类型、形成时代及成岩构造背景具有密切的联系［9，10，46-47］。

6.1　基底岩石类型

东坪、尖北及牛东地区气田的下伏岩石类型主要为古生代形成的花岗岩、花岗片麻岩及侏罗系沉积岩，均为富含U、Th等放射性元素的岩性，是良好的“氦源岩”。以本文研究对象（东坪花岗岩）为例，其富含U、Th等放射性元素，U、Th平均含量分别为2.87×10-6、20.12×10-6，均明显高于WANG等［48］估算的中国陆壳U、Th丰度值［（0.83~1.76）×10-6，（3.16~6.69）×10-6］，具有很好的生氦潜力。
虽然东坪、尖北及牛东气田的下伏基岩或地层均具有良好的生氦潜力，但东坪、尖北天然气藏中的氦达到甚至超过工业开采标准（0.05%），而牛东天然气藏中的氦未达到工业开采标准。究其缘由，应与该三地的基底岩石类型有关，东坪及尖北气田为基岩型气藏，下伏岩体为花岗岩及花岗片麻岩类，是良好的“氦源岩”（图12），而牛东气田下伏岩石则为侏罗系烃源岩。烃源岩虽然也能产生氦，但其在成熟阶段产生的大量烃类气体会起到“稀释”氦气的作用，极大地降低了气藏中氦气的丰度［46］。因而，在没有其他氦源的情况下，烃源岩不足以独立形成富氦或高氦的气藏。此外，在东坪气田中，存在距离基底岩体越远，气层中氦气含量越低的趋势，这也反映了氦气源于基底花岗岩及花岗片麻岩中U、Th等放射性元素的衰变［10］。虽然花岗片麻岩在理论上也可以成为良好的“氦源岩”，但据张晓宝等［10］研究，东坪花岗片麻岩的U、Th含量较东坪花岗岩低，而且花岗片麻岩形成于406 Ma，东坪花岗岩则形成于418 Ma。相比之下，东坪花岗岩有更好的生氦潜力及更长的时间累积氦气。所以，花岗岩应该是生氦的主力岩石，占主导地位，其余岩石居于次要地位。
图12 东坪气田剖面（据文献［10］，有修改）

Fig.12 Profile of Dongping Gas Field（revised according to Ref.［10］）

6.2　基底岩体形成时代

除基底岩石类型的影响以外，基底岩体形成时代对气田中氦气的含量也有重要影响，因为岩体形成的时代越久远，便越有足够的时间累积更多的氦，这一点在东坪及尖北气田氦气含量上有很好的反映。在基底同为富含U、Th等放射性元素花岗岩及花岗片麻岩类的尖北和东坪地区，天然气藏中氦气的含量存在较大差别，东坪地区气田氦气含量平均值介于0.07%~0.49%之间，而尖北地区气田氦气的含量则高达0.569%，高于东坪气田［10］。结合两地基底岩体的锆石U—Pb年龄结果，认为造成这种差异的原因是两地基底岩体的形成时代不同，东坪基底岩体年龄为418 Ma，形成于晚志留世，而尖北基地岩体年龄为444 Ma，形成于晚奥陶世，更为古老（表3）。所以相较于东坪气田，尖北基底岩体有更长的时间累积氦，故而尖北气田具有更高的氦气含量。
表3 东坪及其邻区基底岩体的铀、钍含量

Table 3 Uranium and thorium content of basement rocks in Dongping and its neighboring areas

地区 岩性 岩体时代 构造背景 岩浆来源 Th/10-6 U/10-6
东坪 花岗岩 晚志留世 碰撞造山 纯地壳物质熔融 20.12 2.87
尖北 闪长岩 晚奥陶世 活动大陆边缘 壳—幔岩浆混合 3.07 1.48
牛东 花岗岩 晚三叠世 活动大陆边缘 壳—幔岩浆混合 11.25 2.75

6.3　成岩构造背景

不同构造环境中形成的花岗岩具有不同的岩浆起源和成因，而岩浆的起源和成因决定了岩体中U、Th等放射性元素的含量。通常情况下，U、Th具有从高温相迁移至低温相的强烈趋势，而地球从内部至地表的温度是逐渐递减的。因此，U、Th将由地球内部逐渐迁移至地球表层，并最终富集于地壳，沉积物及花岗岩富集U、Th的事实，也是这一迁移趋势的反映［48-49］。
基于上述认识，起源于地壳，由纯地壳物质部分熔融的岩浆经冷却形成的花岗岩体应具有比其他来源花岗岩更高的U、Th含量。本文研究虽然以东坪地区基底花岗岩为研究对象，但笔者也对尖北及牛东地区的基底火成岩作了地球化学分析，其中尖北地区岩体为闪长岩，牛东地区为花岗岩，分析结果显示，东坪花岗岩体的U、Th含量最高。据前人研究及上文所述，东坪花岗岩为同碰撞构造背景下纯地壳物质部分熔融形成，因而U、Th含量最高，尖北及牛东地区岩体均为活动大陆边缘背景下的岛弧岩浆岩，是壳—幔岩浆混合的产物，但火山岛弧下方的地幔楔可能为类似于大洋中脊的亏损地幔，因而U、Th含量较低（表3）。

7 结论

（1）柴达木盆地东坪花岗岩显示出高硅、高铝、富钾、低镁的特征，显著亏损Nb、Ta、Ti、P和HREE元素。根据Sr和Yb的含量及其他地球化学特征，东坪花岗岩可以分为2类：一类为高Sr、低Yb的埃达克质花岗岩（坪1H-2-3井样品）；另一类为低Sr、低Yb的喜马拉雅型花岗岩（东坪其余井样品）。
（2）坪1H-2-3井埃达克质花岗岩的地球化学特征显示其源区有石榴石、金红石及角闪石的残留，无或仅存极少量斜长石的残留，为增厚的基性下地壳含金红石角闪榴辉岩部分熔融形成，熔融深度在50 km以上；而东坪其余井喜马拉雅型花岗岩的地球化学特征显示其源区残留相为石榴石、角闪石和斜长石，是由增厚下地壳的麻粒岩部分熔融形成，熔融压力较坪1H-2-3井埃达克质花岗岩小，熔融深度大致为40~50 km。
（3）东坪花岗岩的LA-ICP-MS锆石U—Pb年龄为418 Ma，构造环境判别图解显示其属于同碰撞花岗岩，说明东坪花岗岩形成于碰撞造山的构造环境。结合已有研究成果，认为南阿尔金洋在460~444 Ma之间尚未闭合，仍处于洋壳俯冲阶段；而到418 Ma左右“南阿尔金洋”已经闭合，进入碰撞造山阶段，在这期间增厚的下地壳底部由于受到地幔物质的持续加热，导致地壳在不同深度发生部分熔融，形成了东坪2类不同的花岗岩。
（4）东坪及其邻区尖北、牛东气田中氦气的成因及含量与基底岩石密切相关，具体表现为：①氦气源于基底花岗岩中的U、Th等的放射性元素的衰变，只有基底岩性为花岗岩类的气田（如尖北、东坪气田），氦气含量才达到或超过工业标准。②若基底同为花岗岩类，岩体形成时代越久远，气田中氦气含量越高（如尖北气田）。③在碰撞造山构造背景下，由纯地壳物质部分熔融形成的花岗岩具有更高的U、Th含量，因而具有更好的生氦潜力。

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