Evaluation of shale gas resources in Yuqia sag of Qaidam Basin
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摘要:
柴达木盆地北缘柴页1井揭示, 鱼卡凹陷中侏罗统大煤沟组具有页岩气形成的地质条件, 但资源潜力不明。结合钻井和地震资料, 识别和优选含气页岩厚度、面积、含气量等参数, 采用体积法计算鱼卡凹陷页岩气地质资源量。结果表明, 埋深1500~3000m的页岩气资源最为富集, 占鱼卡凹陷总地质资源量的38.95%, 其中游离气占38%, 展示了鱼卡凹陷良好的页岩气资源前景
Abstract:Middle Jurassic Dameigou Formation shale, which is well developed in northern Qaidam Basin. Yuqia sag possesses favor-able geological conditions for shale gas, as shown by Chaiye-1 well; nevertheless, the resource potential of shale gas remains unclear. In combination with drilling and seismic data, the authors identified the parameters of gas-bearing shale such as thickness, area, and gas content of shale, and then evaluated geological resources of shale gas in Yuqia sag with the volume method. The results show that the resources of shale gas in the buried depth of 1500~3000m of Yuqia sag are very abundant and are likely to account for 38.95% of the total shale gas geological resources, and in particular, the free gas can account for 38% of the total gas, thus showing good resource prospect of shale gas in Yuqia sag.
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Keywords:
- Qaidam Basin /
- shale gas /
- Yuqia sag /
- resources evaluation
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班公湖-怒江缝合带是青藏高原北部重要的板块缝合带，是羌塘地块和拉萨地块的界线[1-2]，东西断续长逾3000km，自西向东依次为班公湖-改则段、东巧-安多段及丁青-怒江段[3-4]。很多学者对该缝合带进行过大量的研究工作[5-13]，多数学者[14-15]认为班公湖-怒江洋盆在晚二叠世打开，早－中侏罗世洋壳开始俯冲消减，洋盆一直持续到早白垩世晚期才闭合。由于班怒带自身构造特征的复杂性及规模宏大，班公湖-怒江洋的俯冲极性及闭合时限至今仍存在较大的争议。
班公湖-怒江洋盆在不同位置闭合时间也不尽相同，在东西段具有一定的穿时性，总体为东早西晚，且在改则-东巧段最晚。在东段，丁青蛇绿岩的时代为晚三叠世，其上的盖层时代为中侏罗世，表明洋盆在早侏罗世已经闭合[16]。根据东巧地区的蛇绿岩中发现的晚侏罗世放射虫，推断洋盆闭合时限为晚侏罗世[17]。在缝合带中段，塔仁本OIB型玄武岩及多玛玄武岩年龄约为110Ma，说明此时洋壳还没有完全消失[18]；申扎－班戈一带出现110Ma的碰撞后A型花岗岩，表明此时拉萨与羌塘已经发生碰撞，洋盆闭合时代应该为早白垩世晚期；在中部发现富含白垩纪放射虫的蛇绿岩，其年龄在108~132Ma之间，说明洋盆直到晚白垩世才闭合[19]；而改则-尼玛段的沉积、构造特征说明，碰撞时间发生在早白垩世[8]。
在地质调查中，笔者在洞错蛇绿混杂岩中发现一套早白垩世晚期的火山岩，其位于缝合带中段与西段连接部位(图 1-b)。本文报道该岩石的野外地质特征及锆石U-Pb年龄，探讨了岩石成因及其形成的构造环境，阐述了其对于班公湖-怒江洋壳消减闭合时限的制约。
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图 1 青藏高原构造格架图(a)和改则县洞错地区地质简图(b)[20]JSSZ－金沙江缝合带；LSSZ－龙木错-双湖缝合带；BNSZ－班公湖-怒江缝合带；YZSZ－雅鲁藏布江缝合带Figure 1. Tectonic outline map of the Tibetan Plateau (a) and simplified geological map of Dongco ophiolite in Gerze County, Tibet (b)1. 地质概况
青藏高原是新生代印度板块与欧亚板块碰撞的产物，其由一系列近东西向的构造地块拼贴而成，由北向南依次是：松潘-甘孜地块、羌塘地块、拉萨地块与喜马拉雅地块[15]，中间依次为金沙江缝合带、班公湖-怒江缝合带、雅鲁藏布江缝合带所分割。其中，羌塘地块又被龙木错-双湖缝合带分为北羌塘地块和南羌塘地块(图 1-a)。班公湖-怒江缝合带位于青藏高原中部，从班公湖、洞错向东经东巧、丁青至怒江河谷进入滇西，全长逾2000km，是拉萨地块与南羌塘板块的构造界线，同时也是冈瓦纳大陆内部特提斯蛇绿岩的东延部分。许多学者根据班公湖-怒江缝合带内蛇绿岩混杂岩中辉长岩、斜长花岗岩的锆石U-Pb年龄和层间硅质岩放射虫生物地层学年龄、构造接触关系等证据[21-25]，认为班公湖-怒江洋壳发育时限在晚三叠世－早白垩世期。但也有研究者提出，班公湖-怒江洋壳可能在古生代就已经形成[10, 26]。洞错蛇绿岩是班公湖-怒江缝合带中出露规模较大、岩石组合较齐全的蛇绿岩块之一，地表形态为楔状体，东西延长约50km，西段最宽处为5~6km，总厚度大于5km。从底到顶依次由地幔橄榄岩、镁铁-超镁铁质堆晶杂岩、基性熔岩及放射虫硅质岩组成，但因构造肢解作用通常只可见2~3个岩石单元。
本次研究的洞错火山岩位于西藏改则县洞错北侧，产于洞错蛇绿混杂岩内(图 1-b)，火山岩南、北两侧皆与变质橄榄岩或碳酸盐化超基性岩呈断层接触。主要岩石类型为粗安岩与凝灰岩，野外观察二者为整合接触关系(图 2-a、c)，代表了不同火山喷发韵律。粗安岩在镜下呈斑状结构；斑晶成分主要为长石，次为角闪石，含有少量石英，长石多为半自形柱状；角闪石呈长柱状，长宽比为2~4，粒径大小一般在0.1~2mm之间，个别粒径可达4mm，具有一定的蚀变；基质具安山结构，主要由细小的长石和石英组成，有少量火山玻璃、磁铁矿、磷灰石等(图 2-b)。
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图 2 洞错粗安岩野外特征(a)、显微照片(正交偏光)(b)及剖面图(c)Am－角闪石；Pl－长石Figure 2. Field characteristics (a), photomicrograph (b) and geological section (c) of the trachyandesite in the Dongco area2. 实验方法
本次选取洞错火山岩中的粗安岩样品(11DC-9)中的锆石为U-Pb同位素测定对象。锆石的挑选与分选由河北省廊坊区域地质调查研究院地质实验室完成。锆石在双目镜下按晶形使用双面胶粘在玻璃基板上，使用环氧树脂凝固成靶，然后去掉玻璃基板，在细砂纸上粗磨锆石晶体揭露出来，之后抛光制成样品靶，通过阴极发光(CL)图像揭示锆石内部结构，锆石CL照相由北京锆年领航科技有限公司完成。锆石U-Pb同位素在中国地质大学(武汉)地质过程与矿产资源国家重点实验室(GPMR)用LA-ICP-MS测得，锆石U-Pb同位素测定利用LA-ICP-MS完成，LA-ICP-MS为Agilent 7500a，激光剥蚀系统为配备有193nm ArF准分子激光器的GeoLas 2005，每个时间分辨分析数据包括20~30s的空白信号和50s的样品信号，测定斑束直径为32μm，详细的仪器操作条件和数据处理方法见Liu等[27-28]。
样品主量元素分析在成都地质矿产研究所采用XRF(RigakuRIX 2100型)玻璃熔饼法完成，分析的精度优于4%。微量元素分析在中国科学院广州地球化学研究所采用酸溶法利用Agilent7500a型ICP-MS完成，分析精度和准确度一般优于5%。详细的测定方法和分析流程参考Chen等[29]。
3. 测定结果
3.1 LA-ICP-MS锆石U-Pb同位素
锆石颜色为浅灰色到无色，自形程度较好，形态为短柱状-长柱状，长为100~130μm，长宽比为2~3。在锆石CL图像中，部分可见残留核部发育(图 3)。锆石的U和Th含量分别为104 × 1010-6~1649×10-6和14.6×10-6~8384×10-6，Th/U值为0.05~4.17，表现出岩浆锆石的特点。
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图 3 洞错粗安岩(11DC-9)锆石阴极发光图像Figure 3. Cathodoluminescence images showing the internal structures of the analyzed zircon grains from the trachyandesite in the Dongco area共测得20颗锆石的U-Pb同位素数据，结果列于表 1。其中1、6、15、18号点谐和度较差(谐和度小于40%)，在处理数据时将其舍弃(表 1)；其余16个点所作的U-Pb年龄谐和图可见3组年龄(图 4-a)，其中14、17、19号点为一组，年龄加权平均值为70±2.6Ma，但从这3颗锆石的CL图像看，其发光性与其他锆石存在很大差异，色调呈深灰色，明显不同于其他族群的浅灰色色调，笔者认为，这很可能是样品在分选时交叉污染所致，其可信度较低(图 4-a)；12、13号点为一组，其206Pb/238U年龄明显偏大，可能属于继承锆石；2~5、7~11、16、20号点为一组，其206Pb/238U年龄范围为99~104Ma，年龄加权平均值为102±1.9Ma(MSWD=0.31，n=11)(图 4-b)，代表洞错火山岩的形成年龄。
表 1 洞错粗安岩LA-ICP-MS锆石U-Th-Pb同位素分析结果Table 1. LA-ICP-MS zircon U-Th-Pb isotope analytical results of trachyandesite from Dongco area测点号 含量/10-6 Th/U 同位素比值(已扣除普通铅) 年龄/Ma 谐和度 Pb Th U 207Pb/206Pb 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 207Pb/235U 1σ 206Pb/238U 1σ 1 1.53 300 284 1.06 0.298 0.026 0.097 0.007 0.003 0.000 17 1 36 2 38% 2 6.16 33.5 343 0.098 0.050 0.004 0.111 0.009 0.016 0.000 103 2 152 12 95% 3 2.71 82.9 132 0.626 0.059 0.033 0.117 0.042 0.016 0.002 104 16 103 14 92% 4 18.5 241 1016 0.237 0.047 0.002 0.108 0.005 0.016 0.000 104 2 103 4 99% 5 30.3 362 1936 0.187 0.053 0.003 0.112 0.007 0.016 0.000 101 3 116 10 93% 6 9.92 2378 3050 0.780 0.050 0.003 0.018 0.001 0.003 0.000 17 0 16 1 35% 7 4.52 14.6 274 0.054 0.055 0.005 0.112 0.011 0.016 0.000 99 3 176 18 91% 8 6.42 44.8 359 0.125 0.053 0.004 0.118 0.010 0.016 0.000 104 3 114 17 91% 9 3.49 128 163 0.789 0.061 0.012 0.116 0.016 0.016 0.001 103 6 110 9 91% 10 1.82 30.2 104 0.290 0.049 0.005 0.112 0.016 0.016 0.001 100 5 120 14 93% 11 3.76 113 184 0.612 0.049 0.011 0.108 0.022 0.016 0.001 103 6 97 21 98% 12 5.71 153 170 0.898 0.054 0.004 0.185 0.013 0.025 0.001 159 3 158 7 91% 13 4.54 111 137 0.816 0.054 0.005 0.180 0.017 0.025 0.001 161 6 161 10 95% 14 28.8 3898 1302 2.99 0.048 0.003 0.072 0.004 0.011 0.000 70 1 74 2 99% 15 2.88 83.1 106 0.784 0.155 0.019 0.355 0.044 0.016 0.001 103 6 204 20 0% 16 2.87 79.1 136 0.582 0.051 0.012 0.108 0.025 0.016 0.001 101 5 122 23 96% 17 35.2 5183 1585 3.270 0.044 0.006 0.066 0.008 0.011 0.001 69 4 69 6 93% 18 1.12 25.1 55.1 0.455 0.194 0.043 0.317 0.056 0.016 0.001 103 9 176 26 8% 19 52.6 8384 2012 4.17 0.047 0.010 0.072 0.015 0.011 0.001 70 7 72 11 99% 20 99.1 1233 5306 0.232 0.049 0.013 0.106 0.026 0.016 0.002 100 12 104 20 98% ![]()
图 4 洞错粗安岩锆石U-Pb谐和图Figure 4. U-Pb concordia diagrams of zircon grains from the trachyandesite in the Dongco area3.2 元素地球化学特征
洞错火山岩5件样品的主量、微量元素列于表 2。主量元素方面，粗安岩SiO2含量为59.82%~64.98%，具有高的Na2O(3.59%~4.17%)、Al2O3(15.52%~16.01%)、MgO(2.13%~2.98%)含量、Mg# (50.0~54.1)和低的K2O(1.74%~2.17%)。在Nb/Y-Zr/TiO2图解(图 5)中，洞错火山岩样品点均落入粗安岩区，与镜下鉴定的结果一致。
表 2 洞错粗安岩主量、微量和稀土元素分析结果Table 2. Major, trace and rare earth elements analyses of trachyandesite from Dongco area样品编号 11DC-9 11DC-10 11DC-11 11DC-12 11DC-14 SiO2 59.82 60.54 60.79 59.88 64.98 TiO2 0.89 0.87 0.85 0.90 0.60 Al2O3 15.90 16.01 15.88 15.88 15.52 TFe2O3 5.50 5.45 5.57 6.16 4.26 MnO 0.06 0.07 0.07 0.06 0.05 MgO 2.36 2.65 2.81 2.98 2.13 CaO 6.00 5.57 5.50 5.70 3.36 Na2O 3.61 3.59 3.64 3.62 4.17 K2O 1.75 1.86 1.86 1.74 2.17 P2O5 0.31 0.30 0.30 0.30 0.17 烧失量 2.98 3.00 2.65 2.42 2.15 总量 99.18 99.91 99.92 99.64 99.56 Mg# 50.0 53.1 54.1 53.0 53.8 Sc 14.2 13.4 13.5 14.5 9.5 Ti 4933 4735 4746 4996 3412 V 97.8 95.6 93.5 101 71.5 Cr 95.1 85.9 82.0 96.8 54.4 Co 17.2 16.6 16.3 17.8 10.4 Ni 52.1 51.9 47.9 52.0 23.5 Ga 18.7 18.2 18.3 18.4 17.9 Ge 1.24 1.25 1.17 1.28 1.29 Rb 39.1 37.7 39.3 37.9 47.0 Sr 475 449 452 458 494 Y 18.3 16.9 17.3 17.7 11.7 Zr 231 227 232 231 199 Nb 16.6 16.5 16.3 16.5 11.1 Cs 1.54 1.05 1.19 1.16 0.68 Ba 427 405 425 393 664 La 29.9 29.9 29.8 28.7 30.2 Ce 57.9 57.0 57.0 55.5 52.4 Pr 6.96 6.92 6.83 6.66 6.20 Nd 26.1 25.2 25.1 24.9 22.2 Sm 4.69 4.48 4.56 4.44 3.59 Eu 1.34 1.28 1.30 1.27 1.05 Gd 4.35 4.05 4.09 4.04 3.18 Tb 0.61 0.60 0.58 0.58 0.42 Dy 3.44 3.30 3.24 3.31 2.16 Ho 0.70 0.66 0.66 0.68 0.42 Er 1.84 1.78 1.72 1.74 1.19 Tm 0.27 0.26 0.25 0.25 0.16 Yb 1.77 1.74 1.66 1.68 1.06 Lu 0.26 0.26 0.26 0.25 0.17 Hf 4.88 4.75 4.84 4.82 4.44 Ta 1.03 1.05 1.03 1.02 0.73 Pb 10.7 10.2 9.85 10.2 12.0 Th 5.01 5.00 4.96 4.78 5.38 U 1.15 1.19 1.19 1.07 1.17 ΣREE 509 498 496 486 429 注：主量元素含量单位为%，微量和稀土元素单位为10-6 ![]()
图 5 洞错粗安岩Nb/Y-Zr/TiO2分类图解(据参考文献[30]修改)Figure 5. Nb/Y-Zr/TiO2 classification diagram for the trachyandesite in the Dongco area洞错粗安岩富集稀土元素，其稀土元素总量(∑REE)为429×10-6~509×10-6，平均为483×10-6。尤其富集轻稀土元素(La平均为124×10-6)，在稀土元素球粒陨石标准化配分图解(图 6-a)中，所有样品具有近似的变化趋势，表现为轻稀土元素(LREE)富集的右倾型，且轻、重稀土元素显示较强的分馏特征，(La/Yb)N=12.0~19.2。粗安岩样品显示弱的负Eu异常，δEu值为0.89~0.92。在微量元素原始地幔标准化蛛网图(图 6-b)中，洞错粗安岩亏损Nb、Ta、Ti等高场强元素(HFSE)，富集Rb、Ba等大离子亲石元素(LILE)及U、Th等元素。
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图 6 洞错粗安岩稀土元素球粒陨石标准化配分曲线(a)和微量元素原始地幔标准化蛛网图(b)(据参考文献[31]修改)Figure 6. Chondrite-normalized REE patterns (a) and primitive mantle normalized incompatible element spider diagram (b) of the trachyandesites in the Dongco area4. 讨论
4.1 洞错粗安岩形成的构造环境
曲晓明等[12]在班公湖-怒江缝合带中段发现一套约110Ma的碰撞型花岗岩，并认为班公湖-怒江缝合带中段早白垩世晚期已经处于碰撞后环境。这与前人根据地层及火山岩确定的洋盆闭合时间相一致[7, 32-33]。本次研究结果显示，洞错火山岩样品在Hf-Rb-Ta图解(图 7)中全部落入板内区域，这与前人结果一致。综上所述，洞错粗安岩形成于板内构造环境。
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图 7 洞错粗安岩Hf-Rb-Ta图解[34]Figure 7. Hf-Rb-Ta diagram of the trachyandesites in the Dongco area4.2 洞错粗安岩岩石成因
4.2.1 洞错埃达克质岩地球化学特征
埃达克岩(Adakite)是1990年由Defant等[35]在研究阿留申群岛火山岩时提出的一种地球化学特征和成因特殊的中酸性火山岩或侵入岩，其地球化学标志是：SiO2≥56%，高铝(Al2O3≥15%)，MgO＜3%，贫Y和Yb(Y≤18×10-6，Yb≤1.9×10-6)，Sr含量高(＞400×10-6)，LREE富集，无Eu异常(或有轻微的负Eu异常)[35]。洞错粗安岩具有较高的Sr含量(449×10-6~494×10-6)、Sr/Y值(25.2~42.2)和较低的Y含量(11.7×10-6~18.3×10-6)，明显亏损重稀土元素Yb(1.06 × 1010-6~1.70 × 1010-6)，较高的Al2O3(15.5%~16.0%)、MgO(2.13%~2.98%)含量和Mg#(50.0~54.1)，轻微的Eu、Sr负异常(图 6-a、b)。在Y-Sr/Y图解(图 8)中，样品点均落入埃达克岩区。但与典型的埃达克岩相比，洞错粗安岩具有高MgO含量和Mg#值特征。因此，笔者将研究区粗安岩称为高镁埃达克质岩石。
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图 8 洞错粗安岩Y-Sr/Y判别图[36]Figure 8. Plot of Sr/Y versus Y for the trachyandesites in the Dongco area4.2.2 岩石成因
Defant等[35]认为，埃达克岩是年轻的俯冲洋壳在石榴子石稳定区域内部分熔融的产物。随后的研究显示，埃达克质岩石还具有其他成因模式：加厚下地壳的部分熔融[36]、幔源基性岩浆的分离结晶[37-38]、拆沉下地壳的部分熔融[39-41]及残余洋壳的部分熔融[42-44]。
上述分析表明，早白垩世晚期的洞错粗安岩形成于拉萨地块与羌塘地块碰撞拼合后的板内构造环境，暗示其不可能形成于班公湖-怒江洋壳的俯冲消减过程。因此排除俯冲洋壳在石榴子石稳定区域部分熔融成因。
洞错火山岩具有高Na2O含量(3.59%~4.17%)及Na2O/K2O(1.9~2.1)值，类似于洋壳的成分，而明显不同于北拉萨地块增厚下地壳部分熔融形成的富钾、贫钠的埃达克质岩[45]；同时在SiO2-MgO图解(图 9)中，洞错粗安岩样品点均落入洋壳物质区域，表明其岩浆源区并非来源于加厚下地壳。因此，洞错粗安岩不应该由增厚下地壳或拆沉下地壳部分熔融形成。
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图 9 洞错粗安岩SiO2-MgO图解[46]Figure 9. Plot of SiO2 versus MgO for the trachyandesites in the Dongco area前人研究显示，基性岩浆的分离结晶作用形成埃达克岩的一个重要条件是有同时代大规模基性岩浆的存在[39, 47-48]。然而，在研究区域未发现同时代大规模基性岩的出露，因此洞错火山岩不可能是幔源基性岩浆分离结晶作用的产物。
综上所述，结合洞错粗安岩的岩浆源区主要来源于洋壳物质(图 9)，形成于羌塘地块与拉萨地块碰撞后的板内构造环境，笔者认为，班公湖-怒江特提斯洋残留洋壳的部分熔融很可能是洞错粗安岩的岩石成因。在Defant等[35]最初的定义中，埃达克岩应该具有低Mg#值(40.0~45.0)。洞错粗安岩具有较高的Mg#(50.0~54.1)值。许多研究成果显示，高镁埃达克岩主要成因为大洋板片部分熔融形成的中酸性埃达克质熔体(低镁的)，在上升穿过弧下地幔楔时与地幔橄榄岩相互作用使Mg含量升高[49]。例如，Xu等[50]认为，出露于勉略蛇绿岩带中的三岔子高镁埃达克岩是板片熔融的熔体与上覆地幔楔交换作用的产物；Rapp等[51]的高压实验也证实，埃达克质熔体与地幔橄榄岩反应可以使埃达克质岩浆中的Mg、Ni和Cr含量明显增加，Mg#增大，添加10%的橄榄岩即可使Mg#从44升高到55；Stern等[52]的研究表明，Cook岛高镁埃达克岩(Mg#=68)仅需要10%~20%的地幔橄榄岩加入。因此，洋壳板片熔融形成的埃达克质岩浆与地幔物质混合能产生高镁埃达克质岩石，已经成为共识。洞错粗安岩具有较高的MgO(2.13%~2.98%)含量和Mg#值(50.0~54.1)，同时相对于普通的埃达克岩，洞错粗安岩的Ni (23.5×10-6~52.1×10-6)和Cr (54.4×10-6~96.8×10-6)含量明显增加。因此，笔者认为，班公湖-怒江残留洋壳部分熔融形成的埃达克质熔体，在上升过程中与地幔成分相互作用，最终形成洞错高镁埃达克质岩石。
4.3 对班公湖-怒江特提斯洋闭合时限的制约
通常认为，羌塘地块与拉萨地块的碰撞导致了班公湖-怒江特提斯洋的闭合，羌塘地块与拉萨地块碰撞的时限，也就是班公湖-怒江特提斯洋的闭合时限是现今青藏高原研究关注的重大地质问题之一。目前，对该时限的认识主要来自班公湖-怒江缝合带蛇绿岩残片和变质矿物年龄，但由于对蛇绿岩的性质和成因难以准确约束，造成对班公湖-怒江洋盆最终闭合及拉萨与羌塘地体碰撞造山的时间存在早白垩世[53-54]、晚侏罗世－早白垩世早期[55-56]、早侏罗世末[57-59]、晚侏罗世－早白垩世多期碰撞作用[1]等不同的认识。晚白垩世竟柱山组的磨拉石建造被学术界普遍认为代表了班公湖-怒江洋的彻底消失，此后羌塘地块与拉萨地块的碰撞才真正开始。
近年的许多研究结果显示，班公湖-怒江特提斯洋的闭合时限大致在早白垩世晚期，例如，拉萨地体北部尼玛地区存在118~125Ma的海相向非海相转变的记录[54]；曲晓明等[12, 60]在色林错以南获得114Ma、112Ma、110Ma和106Ma碰撞后花岗岩的年龄；在班公湖-怒江缝合带中段西部的改则－班戈地区，也存在大量的早白垩世晚期(100~107Ma)去申拉组火山沉积，以尼玛县中仓乡附近的去申拉组和双湖县多玛乡塔仁本洋岛附近的去申拉组为典型代表。不管是尼玛县中仓乡附近的去申拉组，还是双湖县多玛乡塔仁本洋岛附近的去申拉组，它们均不整合覆盖于蛇绿岩、洋岛和木嘎岗日岩群之上，其均含有碰撞型的火山岩夹层与陆相红层夹层，充分说明此时班公湖-怒江洋已经消减闭合，两侧的陆块已碰撞造山[61-64]。谌微微[65]和Chen等[66]对该区去申拉组陆相火山岩与红层进行了详细的古地磁方面的研究，从古地磁角度证实该地区班公湖-怒江洋在104Ma前后已经闭合。
本次研究的洞错粗安岩锆石U-Pb年龄约为102Ma(图 4-b)，在构造环境判别图中，所有样品点均落入板内火山岩区域(图 7)，表明洞错火山岩形成于板内构造环境，指示在102Ma拉萨地块与羌塘地块已经拼合完成，进入陆内演化阶段，暗示班公湖-怒江特提斯洋在此之前就已经闭合。本次在班公湖-怒江缝合带内发现的这套高镁埃达克质岩为班公湖-怒江特提斯洋的闭合时限提供了重要的岩石学约束。
5. 结论
(1) 洞错地区粗安岩的LA-ICP-MS锆石UPb年龄约为102Ma，指示班公湖-怒江缝合带内存在早白垩世晚期岩浆活动。
(2) 洞错粗安岩具有高镁埃达克质岩的地球化学特征，很可能是班公湖-怒江残留洋壳部分熔融的产物，形成于板内构造环境。
(3) 班公湖-怒江特提斯洋在102Ma之前就已经闭合，拉萨和羌塘地块已经拼合进入陆内演化阶段，为其碰撞时限提供了制约。
致谢: 成文过程中得到中国石油青海油田勘探事业部陶永金、梅建森高级工程师的指导，在此表示感谢。 -
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图 3 鱼卡凹陷中侏罗统大煤沟组构造图
Figure 3. Structure map of the Middle Jurassic Dameigou Formation in Yuqia sag
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图 5 CY1井大煤沟组不同岩性样本纵波速度(Vp)分布
Figure 5. Vp distribution of different lithologic samples of Dameigou Formation in CY1 well
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图 6 CY1井-L2井-L1井地震反演剖面（图中绿色至蓝色区域代表有效页岩，黑色曲线为纵波速度曲线）
Figure 6. CY1-L1-L2 well seismic inversion section
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图 7 鱼卡凹陷大煤沟组有效页岩厚度分布
Figure 7. Thickness distribution of effective shale of Dameigou Formation in Yuqia sag
表 1 CY1井大煤沟组岩心含气量统计
Table 1 Core gas content of Dameigou Formation in CY1 well
序号 深度/m 岩性 总含气量/(m3·t-1) 序号 深度/m 岩性 总含气量/(m3·t-1) 1 1912.70 砂岩 1.19 17 2004.82 炭质泥岩 0.89 2 1921.10 砂岩 0.51 18 2006.42 泥岩 0.13 3 1925.80 油页岩 0.85 19 2007.06 泥岩 0.15 4 1935.34 炭质泥岩 0.50 20 2008.71 砂岩 0.14 5 1941.59 炭质泥岩 2.59 21 2012.45 砂岩 1.73 6 1946.70 泥岩 0.12 22 2015.04 泥岩 0.98 7 1953.10 炭质泥岩 0.83 23 2017.88 砂岩 0.42 8 1954.00 砂岩 0.38 24 2023.68 炭质泥岩 3.23 9 1962.10 炭质泥岩 0.86 25 2025.76 泥岩 0.32 10 1974.95 泥岩 0.24 26 2026.79 砂岩 0.68 11 1980.70 砂岩 0.32 27 2029.4 煤 1.78 12 1989.10 砂岩 0.22 28 2033.13 煤 2.98 13 1990.90 砂岩 0.57 29 2036.78 煤 8.99 14 1995.60 泥岩 0.10 30 2092.9 炭质泥岩 1.10 15 2000.30 砂岩 0.24 31 2093.06 煤 6.00 16 2001.95 炭质泥岩 2.39 
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表 2 CY1井中大煤沟组泥岩含气量赋存状态
Table 2 Modes of occurrence of gas-bearing shale of Dameigou Formation in CY1 well
样品深度/m 岩性 TOC/% 总孔隙度/% 含油饱和度/% 含气饱和度/% 地层温压吸附气量/(m3·t-1) 游离气量/(m3·1-1) 溶解气量/(m3·1-1) 1970.3 炭质泥岩 3.52 5.3 1.58 68.42 1.79 2.32 0.03 1979.2 炭质泥岩 8.72 2.5 31.15 38.85 3.59 0.63 0.24 1972.2 炭质泥岩 2.09 2.4 4.72 65.28 1.65 1.03 0.04 1962.0 炭质泥岩 4.13 3.3 2.73 67.27 2.61 1.48 0.03
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