鄂爾多斯盆地東南部重磁場特征及其氦氣勘探意義

魏澤坤，馮旭亮,3，*，馬佳月，楊柳，吳傳波，劉凱軒

（1.西安石油大學(xué)陜西省油氣成藏地質(zhì)學(xué)重點實驗室，陜西 西安 710065；2.西安石油大學(xué)地球科學(xué)與工程學(xué)院，陜西 西安 710065；3.海洋油氣勘探國家工程研究中心，北京 100028）

氦氣是國防軍工和高科技產(chǎn)業(yè)發(fā)展不可或缺的稀有戰(zhàn)略性物資之一（李玉宏等，2022），在航天、國防和高端能源系統(tǒng)，半導(dǎo)體和光纖制造等工業(yè)領(lǐng)域，醫(yī)學(xué)成像與深潛水等民生領(lǐng)域應(yīng)用廣泛（賈凌霄，2022）。地球上氦氣資源極為有限且分布極不均勻。美國地質(zhì)調(diào)查局2021 年報告顯示，全球氦氣總資源量約為484×108m3，主要分布在美國、卡塔爾、阿爾及利亞、俄羅斯等4 國（張宇軒等，2022），其資源量總和占全球總量的87%。自20 世紀80 年代以來，全球氦氣資源長期短缺，中國氦氣年需求量近3 000 萬m3，但其產(chǎn)量不足100 萬m3，長期依賴進口。目前，國內(nèi)已發(fā)現(xiàn)的氦氣資源主要集中在中-西部盆地和東部郯廬斷裂帶兩側(cè)含油氣盆地。中-西部主要發(fā)現(xiàn)于四川盆地、塔里木盆地、柴達木盆地、鄂爾多斯盆地及南部渭河盆地（李玉宏等，2016；陶小晚等，2019；Wang et al.，2020；晁海德等，2022；賀政陽等，2022；趙安坤等，2022；周俊林等，2022；）。此外，東北地區(qū)的松遼、海拉爾、遼河、鐵法等盆地發(fā)現(xiàn)了具有工業(yè)價值的氦氣資源，晉中的臨汾-運城盆地、江西省的溫泉中也發(fā)現(xiàn)了氦氣資源（鄒勇軍等，2022；司慶紅等，2023；張健等，2023）。

氦在自然界中有3He 和4He 兩種穩(wěn)定的同位素（徐永昌，1997），其來源主要有3 個：大氣源、殼源（放射性來源）和幔源，其中大氣中的氦含量極少，且提取難度極大，故可忽略不計。中國東部含氦盆地中的氦氣來源以殼幔混合為主，而中西部地區(qū)的氦氣為殼源成因，在20 世紀70 年代，渭河盆地的天然氣井中發(fā)現(xiàn)有良好的富氦天然氣顯示，氦氣為殼源成因，氦源巖為盆地內(nèi)分布的多期富Th、U 的花崗巖（李玉宏等，2011）。目前，中國對氦氣資源的研究程度較低，資源量認識也不夠清晰，僅在四川威遠氣田開展過工業(yè)制氦，因其開發(fā)時間較長，天然氣資源幾乎枯竭（劉凱旋等，2022），尋找新的富He 天然氣藏刻不容緩。近年來，隨著對鄂爾多斯盆地油氣勘探開發(fā)的進一步深入，在盆地東緣石西區(qū)塊中的煤層氣與砂巖氣中均發(fā)現(xiàn)有氦氣顯示（劉超等，2021），多為0.05%～0.15%，為含He 天然氣；盆地北部東勝氣田天然氣中氦氣含量為0.045%～0.487%，達到含He-富He 氣田標準，且氦氣來源于太古宇—元古宇變質(zhì)巖-花崗巖系衰變產(chǎn)生（何發(fā)岐等，2022），且普遍認為鄂爾多斯盆地氦氣為典型的殼源氦特征（戴金星等，2005；孫曉等，2021）。盆地邊部石西區(qū)塊與東勝氣田含He 天然氣的發(fā)現(xiàn)，表明該盆地在一定的地質(zhì)條件下會形成富He 天然氣，為該盆地氦氣資源的進一步調(diào)查提供依據(jù)。但盆地內(nèi)所開展的天然氣中氦氣的相關(guān)研究較少，對于氦氣分布規(guī)律認識并不充分。

盆地斷裂體系及基底巖性研究對于認識氦氣分布規(guī)律具有關(guān)鍵作用。關(guān)于鄂爾多斯盆地及周緣的基底結(jié)構(gòu)與斷裂特征前人已做了一定的研究（周正，2009；李明等，2010；何紫娟，2013；許文強等，2015；包洪平等，2019；李冰等，2019；），但上述研究大多是針對整個盆地或是盆地南緣展開的，缺乏對盆地東南部構(gòu)造特征系統(tǒng)的研究。此外，目前對于鄂爾多斯盆地東南緣基底巖性也鮮有研究（李明等，2012）。區(qū)域性重磁資料具有經(jīng)濟、覆蓋面積廣、橫向分辨率高等優(yōu)勢，已廣泛應(yīng)用于盆地構(gòu)造研究，以重磁技術(shù)為主的地球物理方法在氦氣資源分布規(guī)律研究方面也取得了一定的成果（路利春等，2017；張春灌等，2017；Feng et al.，2022）。筆者以重磁資料為主，推斷鄂爾多斯盆地東南部的斷裂構(gòu)造及潛在的氦源巖，為研究氦氣分布規(guī)律提供重要的地球物理資料支撐。

1 地質(zhì)概況

鄂爾多斯盆地位于華北地塊西部，是一個古生代穩(wěn)定沉降、中生代坳陷東移、新生代多斷陷的多旋回克拉通盆地（楊華等，2014；黃志剛等，2016；吳浩等，2017；魏柳斌等，2021），盆地演化發(fā)展受到華北板塊演變的直接影響。盆地基底主要由新太古界（Ar3）—古元古界（Pt1）結(jié)晶變質(zhì)巖系組成，巖石組成極為復(fù)雜，大多經(jīng)歷了較強的區(qū)域變質(zhì)作用，屬于變質(zhì)程度較深的區(qū)域變質(zhì)巖系，主要是各種片巖、片麻巖、變粒巖、混合巖、大理巖及花崗片麻巖等（包洪平等，2019），盆地基底形態(tài)為東高西低，北高南低，呈不對稱狀（密文天等，2016）。盆地蓋層發(fā)育的地層包括中生界的三疊系（T）、侏羅系（J）、下白堊統(tǒng)（K1）和新生界的古近系（E）、新近系（N）及第四系（Q）等（何紫娟，2013；湯超，2014），各個地層在不同區(qū)域橫向與縱向上分布差別比較大，主要地層為三疊系、侏羅系和白堊系。

研究區(qū)位于鄂爾多斯盆地的東南部（圖1），處于伊陜斜坡和渭北隆起的過渡部位，其東北區(qū)域為晉西撓褶帶的一部分，盆地的基底巖性在磁性上存在著較大差異，是由不同巖性的巖石所組成，在其分界處可能存在有大型基底斷裂，其方向主要以NE 向為主，研究區(qū)內(nèi)主要斷裂的方向與盆地內(nèi)部斷裂的方向大致相同。伊陜斜坡東南部構(gòu)造簡單，斷裂發(fā)育也較少（孫建博等，2018）；而渭北隆起的構(gòu)造相對較為復(fù)雜，為中生代以來形成的斷塊隆起（任戰(zhàn)利等，2014），斷裂則較為發(fā)育，由于鄂爾多斯盆地與秦嶺造山帶長期相互作用，導(dǎo)致中新生代沉積蓋層發(fā)生了較為強烈的構(gòu)造變形，從北到南構(gòu)造規(guī)模由小到大，構(gòu)造變形由弱到強。鄂爾多斯地塊周緣有廣泛的巖漿巖出露，且從太古宇到白堊紀均有分布。鄂爾多斯盆地北緣有古元古代2 期以及早石炭世末期—二疊紀、早—中侏羅世、早白堊世共5 期巖漿活動；南緣有新元古代、古生代、早中生代和晚中生代4期巖漿活動；東緣則以發(fā)育中生代以來的巖漿活動為主。此外，盆地內(nèi)部還發(fā)育多個已被證實的隱伏巖漿巖體，包括龍門巖體、吳忠?guī)r體和烏海東巖體等（何登發(fā)等，2021）。

圖1 研究區(qū)位置示意圖Fig.1 Location of study area

2 地球物理特征

2.1 巖石物性特征

綜合分析和總結(jié)研究區(qū)巖石、地層密度特征是進行重力異常處理與解釋的前提和重要依據(jù)（孟軍海等，2021）。筆者通過收集前人在研究區(qū)及鄰區(qū)的物性研究成果，分析總結(jié)研究區(qū)巖石、地層密度特征（李冰等，2019；寧媛麗等，2020）（表1）。研究區(qū)內(nèi)除缺失泥盆系、志留系以外，前寒武系至第四系均有不同程度的出露，區(qū)內(nèi)多發(fā)育三疊系、侏羅系、白堊系，只有在研究區(qū)南部出露少量二疊系—石炭系、奧陶系—寒武系。區(qū)內(nèi)地層密度隨時代變老而逐漸增大，新生界巖性以紅色、黃色的黏土、黃土為主，表現(xiàn)為低密度特征，密度值為1.87～2.38 g/cm3；中生界巖性主要以砂巖、泥巖、頁巖為主，表現(xiàn)出中等密度特征，密度值為2.40～2.55 g/cm3；古生界以白云巖、石英巖、灰?guī)r為主，表現(xiàn)出中高密度特征，密度值為2.60～2.70 g/cm3；前寒武系密度值大于2.70 g/cm3。盆地內(nèi)部暫未發(fā)現(xiàn)巖漿巖露頭，盆地周緣的閃長巖、花崗巖、玄武巖、二長巖等侵入巖的密度值為2.56～2.69 g/cm3，表現(xiàn)為中高密度特征。

表1 鄂爾多斯盆地巖石物性特征表（據(jù)李冰等，2019；寧媛麗等，2020）Tab.1 The petrophysical property in Ordos basin

鄂爾多斯盆地沉積巖幾乎無磁性，磁異常主要來自結(jié)晶基底的變質(zhì)巖系和侵入巖。統(tǒng)計數(shù)據(jù)顯示（表1），研究區(qū)內(nèi)地層分為弱-無磁性層、磁性層。新生界—元古界的磁化率為7.8×10-5～56×10-5SI，呈弱磁性或無磁性特征。太古界片麻巖、變粒巖等變質(zhì)巖的磁化率值一般為780×10-5～5 600×10-5SI，分布比較廣泛，為區(qū)域磁性層。除此之外，盆地周緣分布有多種侵入巖，如閃長巖、花崗巖、玄武巖和二長石等，其磁化率一般為700×10-5～5 400×10-5SI，是引起盆地周緣地區(qū)高磁異常的主要原因。

2.2 重力場特征

研究區(qū)布格重力異常（圖2）資料的比例尺為1∶50 萬，異常整體呈現(xiàn)北西低、南東高的特征，與研究區(qū)構(gòu)造特征相吻合。研究區(qū)東南部大荔及其北東區(qū)域，重力異常呈NEE 向高低相間的條帶，為渭河盆地的一部分，其重力異常梯級帶可能是渭河盆地北緣斷裂的反映，反映了該盆地呈隆坳相間的特征。研究區(qū)中南部銅川-合陽-黃龍一帶，重力異常主要呈NE向高值條帶，該區(qū)為渭北隆起區(qū)，其為中生代以來形成的斷塊隆起，寒武系等老地層出露，中生界等地層較薄，是引起高重力異常的主要原因。研究區(qū)北西部安塞至延安一帶，呈區(qū)域性重力低，局部異常多呈NE 向、近NS 向展布。該區(qū)為伊陜斜坡的一部分，地層以較厚的中生界為主，是重力異常呈現(xiàn)平緩低重力特征的主要原因。研究區(qū)中部偏北西的富縣-宜川-大寧一帶，以平緩的中低重力異常為主，富縣-延川存在局部NNE 向中高重力異常，可能反映了伊陜斜坡內(nèi)基底存在局部的凸起，在低重異常與高重力異常過渡區(qū)域可能存在有斷裂。

圖2 布格重力異常圖Fig.2 Bouguer gravity anomaly

2.3 磁力場特征

研究區(qū)化極磁力異常資料（圖3）由1∶5 萬～1∶20 萬不等比例尺的磁測資料拼合而成，整體呈現(xiàn)為“兩高夾一低”的形態(tài)。研究區(qū)東南部合陽一帶表現(xiàn)為高磁異常，整體磁力異常值為200～600 nT，呈NE 向帶狀展布，推測該高磁異常主要由基底強磁性變質(zhì)巖如片麻巖、變粒巖引起，在合陽東南側(cè)存在著NE 向的磁力異常梯級帶，可能為基底斷裂的反映。盆地中部以銅川-黃龍-宜川-大寧和富縣-延川為界，中部區(qū)域表現(xiàn)為整體的磁力低，推測主要由基底弱磁性變質(zhì)巖如大理巖、混合巖等引起。在黃龍、宜川等地存在局部高磁異常，可能由盆地基底之中強磁性變質(zhì)巖引起的，延安至延川西北區(qū)域表現(xiàn)為中高磁力異常，磁力異常值為0～200 nT。鄂爾多斯盆地的沉積蓋層磁性一般較弱，只有結(jié)晶基底中片麻巖、變粒巖等屬于強磁性巖體，因此大范圍的高磁異常是強磁性結(jié)晶基底的反映?；讕r性的不同造成了區(qū)域性磁力異常的不同，化極磁力異常規(guī)模較大的梯級帶可能為基底大斷裂的反映，其也為基底巖性的分界線。

圖3 化極磁力異常圖Fig.3 Magnetic anomaly reduced to the pole

3 斷裂構(gòu)造特征

斷裂活動破壞原有地質(zhì)體的連續(xù)性，造成物性（密度、磁性）上的橫向差異，使得斷裂兩側(cè)呈現(xiàn)明顯的重力和磁力異常。歸一化總水平導(dǎo)數(shù)垂向?qū)?shù)（NVDR-THDR）邊緣識別技術(shù)（Wang et al.，2009）是一種有效的識別斷裂的方法，通過極大值連線位置或極大值錯斷位置確定斷裂構(gòu)造特征線，已廣泛應(yīng)用于斷裂識別之中（王萬銀等，2014；紀曉琳等，2019；馬濤等，2020；王學(xué)發(fā)等，2020）。研究區(qū)存在3 個級別的斷裂，其中一級斷裂為盆地基底巖性的區(qū)域性分界線，二級斷裂主要為基底斷裂，控制了基底的隆坳格局，三級斷裂則為沉積蓋層內(nèi)部斷裂。由表1 可知，鄂爾多斯盆地基底巖性在磁性上存在較大差異，密度差異很小，因此以化極磁力異常為主進行一級斷裂的劃分，重磁異常相結(jié)合對二級斷裂進行劃分，三級斷裂則利用重力異常進行劃分。

為了進一步說明斷裂識別方法的可靠性，在研究區(qū)的中南部沿一條地震剖面（魏國齊等，2019）A-A’（位置如圖3）提取化極磁力異常、化極磁力異常NVDR-THDR 及化極磁力垂向一階導(dǎo)數(shù)進行對比分析，結(jié)果如圖4 所示。結(jié)果表明，化極磁力異常在此剖面上自NW 向SE 呈減小趨勢，且在斷裂位置處的明顯減?。▓D4b）；化極磁力異常NVDR-THDR 剖面的極大值處與地震剖面斷裂相疊合（圖4c），這與該技術(shù)的斷裂識別標志相吻合；在化極磁力異常垂向一階導(dǎo)數(shù)剖面中，斷裂與高低異常值的分界處及0 值線處相疊合（圖4d）是斷裂在化極磁力異常垂向一階導(dǎo)數(shù)中較好的反映。綜上所述，利用該方法結(jié)合地質(zhì)資料可以有效識別出研究區(qū)的斷裂構(gòu)造特征。

圖4 A-A’剖面與磁力異常對比分析圖Fig.4 Comparative analysis of A-A’ section and magnetic anomalies

筆者以重磁異常NVDR-THDR 為主，結(jié)合其他異常，最終在研究區(qū)推斷出了一級斷裂3 條、二級斷裂8 條以及三級斷裂51 條（圖5a）。斷裂的主要走向為NE 向和近NEE 向，其次是NW 向和近EW 向。

圖5 推斷斷裂分布與磁力異常圖Fig.5 The distribution of inferred faults and magnetic anomalies

3.1 一級斷裂

研究區(qū)內(nèi)共推斷一級斷裂3 條，斷裂長度均在200 km 以上，該類斷裂主要為基底不同巖性的分界線。斷裂兩側(cè)重磁異常特征明顯，表現(xiàn)為大型線性異常帶、梯級帶或不同重磁異常的分界線，異常連續(xù)性好且延伸較長。

（1）F1-1（延安-延川斷裂）：該斷裂位于延安-延川一帶，斷裂總長為218.8 km，呈NE 走向，斷裂兩側(cè)多出露新近系—第四系、侏羅系，少量出露三疊系、白堊系。該斷裂兩側(cè)化極磁力異常特征明顯不同（圖5b），斷裂北西側(cè)為區(qū)域性高磁異常，而其南東側(cè)以大范圍平緩低磁異常為主，表明該斷裂可能為不同巖性基底的分界線，可能反映了鄂爾多斯盆地基底早期的拼合特征。在化極磁力異常NVDR-THDR 圖上（圖5c）表現(xiàn)為一系列NE、NEE 向的極大值條帶，可能反映了斷裂附近構(gòu)造活動較為強烈。在化極磁力異常垂向一階導(dǎo)數(shù)圖上（圖5d），斷裂處于高低異常值的分界線上，在斷裂的上半部分與下半部分表現(xiàn)尤為明顯。該斷裂在重力異常圖上也有較明顯的反映，在布格重力異常（圖6a）上，斷裂兩側(cè)異常特征不同，北西側(cè)以低重力異常為主，而南東側(cè)以中高重力異常為主。在布格重力異常NVDR-THDR 圖上（圖6b），由幾個NE 向極大值條帶組成，異常特征較為明顯。由此可見，該斷裂也控制了基底之上沉積層的展布，使得斷裂兩側(cè)呈現(xiàn)出了不同的重力異常特征。

圖6 推斷斷裂分布與重力異常圖Fig.6 The distribution of inferred faults and gravity anomalies

（2）F1-2（渭北隆起北緣斷裂）：該斷裂為渭北隆起北界，長約為342.7 km，呈NNE 向展布。斷裂兩側(cè)主要出露三疊紀、侏羅紀，并見少量新近系。斷裂兩側(cè)表現(xiàn)為截然不同的化極磁力異常特征（圖5b），其北西側(cè)為大范圍平緩低磁異常為主，而斷裂的南東側(cè)則是以NE 向的大型高磁異常帶為主，表明斷裂可能為不同巖性基底的分界線，其兩側(cè)表現(xiàn)為不同的區(qū)域構(gòu)造格局。在化極磁力異常NVDR-THDR 圖上（圖5c）表現(xiàn)為一系列NE、NEE 向的極大值條帶，該斷裂為逆斷層，規(guī)模較大，構(gòu)造活動性強，是渭北隆起與陜北斜坡的邊界斷裂（許文強等，2015）。在化極磁力異常垂向一階導(dǎo)數(shù)圖中（圖5d），斷裂處于高低異常值的分界處與0 值線上，有較好的斷裂構(gòu)造顯示。該斷重力異常圖上也有較為明顯的反映，在布格重力異常（圖6a）上，斷裂的南段處于高重力異常區(qū)上，斷裂北段兩側(cè)則表現(xiàn)為不同的重力異常特征。在布格重力異常NVDR-THDR 圖上（圖6b），斷裂的南段沒有明顯的異常特征，斷裂北段由幾個NNE 向的極大值條帶組成。

（3）F1-3（渭河盆地北緣斷裂）：斷裂位于渭北隆起的南緣，為渭北隆起與渭河盆的邊界斷裂，總長約為224 km，呈NE 向分布。斷裂兩側(cè)主要出露的地層為侏羅系和二疊系，整體處于高磁異常帶上（圖5b），其兩側(cè)均表現(xiàn)為區(qū)域性高磁異常特征，大荔及其研究區(qū)東南部則為局部低磁異常，該斷裂為北升南降的高角度正斷層，構(gòu)造活動復(fù)雜，規(guī)模大，活動期長，近期仍有活動（許文強等，2015）。在化極磁力異常NVDR-THDR 圖中（圖5c），斷裂處于極大值連線上，與極大值對應(yīng)較好。在化極磁力異常垂向一階導(dǎo)數(shù)圖中沒有明顯的表現(xiàn)。該斷裂在重力異常圖上也有一定的反映，在布格重力異常（圖6a）上，斷裂的北段處于高重力異常上，中部則處于局部低重力異常區(qū)，南段處于重力異常梯級帶上，在布格重力異常NVDR-THDR 圖中（圖6b），由幾個NE 向極大值條帶組成，異常特征較為明顯，可能反映了斷裂附近構(gòu)造活動較為強烈，小規(guī)模斷裂較為發(fā)育。

3.2 二級斷裂

研究區(qū)內(nèi)共推斷二級斷裂8 條，斷裂長度為100～275 km，該類斷裂重磁異常特征較為明顯，具有一定規(guī)模的線性異常帶、梯級帶、串珠異常帶等，在化極磁力異常NVDR-THDR 圖上表現(xiàn)為極大值連續(xù)性較好。

（1）NW 向斷裂系（F2-1～F2-4）：在整個研究區(qū)內(nèi)部，除了發(fā)育北東向的大型盆地基底斷裂，還發(fā)育了一些NW、NWW 向的二級斷裂，長度為160～230 km。處于具有一定規(guī)模的化極磁力異常線性帶、梯級帶上（圖5b），斷裂系的北西部分處于高磁異常區(qū)，中部則處于區(qū)域性低磁異常區(qū)，南東部分處于高磁異常帶上，表明該斷裂的形成時間明顯晚于NE 向構(gòu)造，對后者起到切割和錯斷作用，使得研究區(qū)中部，整體分段向左滑動。在化極磁力異常NVDR-THDR 圖上（圖5c），斷裂系處于極大值條帶上或極大值的錯斷處。在化極磁力異常垂向一階導(dǎo)數(shù)圖及重力異常圖上則沒有明顯的反映。

（2）NE 向斷裂系（F2-5～F2-8）：研究區(qū)發(fā)育了一些NE 向的二級斷裂，斷裂長度為100～275 km，大致呈等間距排列，斷裂方向與一級斷裂方向大致相同，形成時間早于NW 向斷裂系，被切割錯斷，導(dǎo)致NW向斷裂系向左滑動。在化極磁力異常圖上（圖5b），F(xiàn)2-5、F2-8 處于磁力異常高值區(qū)，F(xiàn)2-6 則處于磁力異常梯級帶上，F(xiàn)2-7 處于局部高磁異常上。在化極磁力異常NVDR-THDR 圖上（圖5c）也有一定的反映，斷裂處于極大值或極大值錯斷處。在化極磁力異常垂向一階導(dǎo)數(shù)圖中（圖5d），F(xiàn)2-6 處于0 值線處，是斷裂構(gòu)造的標志。在布格重力異常（圖6a）上，F(xiàn)2-5、F2-7、F2-8處于重力異常梯級帶上，F(xiàn)2-6 則處于重力異常高值帶上；在布格重力異常NVDR-THDR 圖中（圖6b），極大值與斷裂對應(yīng)較好，表明該斷裂系在一定程度上控制著研究區(qū)沉積層的分布，使得斷裂兩側(cè)表現(xiàn)為不同的重力異常特征。

3.3 三級斷裂

除一級、二級斷裂外，盆地發(fā)育了大量的三級斷裂，共計51 條，其斷裂方向以NE、NW 向為主，分布于整個研究區(qū)。三級斷裂主要為沉積層內(nèi)部斷裂，與磁力異常的關(guān)系不明顯，主要利用布格重力異常與布格重力異常NVDR-THDR 進行劃分，表現(xiàn)為布格重力異常局部錯斷位置、重力異常梯級帶或NVDRTHDR 的極大值或局部錯斷位置（圖6a、圖6b）。該類斷裂規(guī)模小，數(shù)量多，可能為氦氣運移的通道。

4 氦源巖分布特征

國內(nèi)研究較多的含He 盆地（如渭河盆地）的勘探實踐表明，地球物理是研究盆地氦氣資源分布規(guī)律的有效方法，其中磁力資料能在很大程度上反映氦源巖的分布特征。例如，渭河盆地內(nèi)部高氦氣含量井在空間分布上往往與高磁異常有關(guān)（李玉宏等，2011；張春灌等，2017）。鄂爾多斯盆地氦氣相關(guān)研究成果表明盆地氦氣為殼源成因，其成因為殼內(nèi)巖體放射性衰變?；◢弾r被認為是渭河盆地和四川威遠氣藏的主要氦源，花崗巖中U、Th 元素放射性衰變形成氦氣；變質(zhì)巖中U、Th 元素含量也較高（陳道公等，2004），也可作為氦源巖，其在東勝氣田得到了證實（何發(fā)岐等，2022）。因此，如何識別盆地內(nèi)部強磁性變質(zhì)巖是氦氣資源遠景調(diào)查的關(guān)鍵之一。筆者根據(jù)化極磁力異常垂向一階導(dǎo)數(shù)、剩余化極磁力異常與劃分的一級、二級斷裂，并結(jié)合地質(zhì)資料進行分析，將研究區(qū)劃分為西北部、中部及東南部3 個大區(qū)，并識別出有效的氦源巖。

從圖3 顯示，3 個大區(qū)的化極磁力異常存在明顯的差異，引起該異常變化的原因可能有2 種：①磁性結(jié)晶基底的起伏所引起的差異。②不同巖性的磁性結(jié)晶基底引起磁力異常變化。為了明確引起異常變化的原因，在研究區(qū)沿一條近SN 向的剖面B-B’（徐興雨，2020）（圖3），進行磁力剖面擬合，通過修改模型參數(shù)，當(dāng)擬合的正演曲線與實測曲線差異最小時，認為擬合效果達到了最優(yōu)。

圖7 為B-B’剖面擬合結(jié)果，剖面位于研究區(qū)的西部，長約為184 km。不同磁性基底所構(gòu)成的基底模型共分為9 個，擬合時假設(shè)沉積層無磁性。由擬合結(jié)果可知（圖7b），結(jié)晶基底由北到南逐漸升高，其兩側(cè)的磁化強度遠高于中部，擬合曲線與實測曲線差異較小，故比較符合地質(zhì)構(gòu)造特征。同一磁性的結(jié)晶基底的磁化率磁化強度不變，磁化強度設(shè)置為0.04 A/m，模型不變，正演出的曲線與實測曲線相差較大（圖7c），不符合該地質(zhì)特征。綜上所述，結(jié)晶基底磁性差異是引起區(qū)域性磁力異常不同的主要原因。

圖7 磁力剖面擬合圖（圖中數(shù)值為磁化強度）Fig.7 Magnetic profile fitting（The value in the figure is the magnetization intensity）

西北與東南區(qū)域分別以F1-1、F1-2 斷裂為邊界，西北部以大范圍的中高磁力異常為主，東南區(qū)域也分布有大型NE 向高磁異常帶（圖8a）。盆地基底巖石中大量的片麻巖、變粒巖等強磁性巖體，是引起區(qū)域性高磁異常的主要原因，這些區(qū)域內(nèi)可能存在大規(guī)模的強磁性變質(zhì)巖等氦源巖，具有較好的氣源條件。研究區(qū)中部F1-1、F1-2 斷裂之間的區(qū)域，為區(qū)域性低磁異常區(qū)（圖8a），反映了基底巖性整體以混合巖、大理巖等弱磁性巖體為主，局部等軸狀、橢圓狀高磁異常可能為局部分布的片麻巖等強磁性變質(zhì)巖的反映（如G1～G21）（圖8b）。剩余化極磁力異常（圖8b）中，局部高磁異常G1～G21 主要集中在富縣-宜川-黃龍一帶，在西南緣及東北緣也有分布，其可能為基底強磁性變質(zhì)巖的反映，為潛在的氦源巖。

圖8 化極磁力異常垂向一階導(dǎo)數(shù)圖與剩余化極磁力異常圖Fig.8 First vertical derivative of RTP magnetic anomalies and residual polarized magnetic anomalies

氦源巖與斷裂分布也存在一定的聯(lián)系，如G1～G3 巖體分布于研究區(qū)的東北緣，巖體面積為60～140 km2，處于F1-2、F2-1、F2-6 斷裂的交匯區(qū)域；G4 分布F2-6 斷裂的右側(cè)，巖體面積為310 km2，巖體規(guī)模較大，富縣-宜川-黃龍一帶的G5～G16 巖體亦處于斷裂交匯區(qū)域，大面積分布的氦源巖使得該地區(qū)有著較好的氦氣資源潛力。

5 結(jié)論

（1）以NVDR-THDR 位場邊緣識別技術(shù)為主對該地區(qū)的斷裂進行劃分，推斷出一級斷裂3 條、二級斷裂8 條和三級斷裂51 條，其中一級斷裂為盆地基底巖性的區(qū)域性分界線，呈NE 向分布，橫穿整個研究區(qū)，可能反映鄂爾多斯盆地基底早期的拼合特征。二級斷裂為基底斷裂，呈NE 向、NW 向展布，其中NW 向斷裂形成時間晚于NE 向斷裂，控制基底的隆坳格局。三級斷裂多為沉積層內(nèi)部斷裂，規(guī)模小，數(shù)量多，可能為氦氣運移的通道。

（2）利用化極磁力異常垂向一階導(dǎo)數(shù)、剩余化極異常并結(jié)合區(qū)域地質(zhì)資料對氦源巖的分布進行研究，研究區(qū)西北、東南部大面積的高磁異常反映該區(qū)基底巖性可能以大規(guī)模的強磁性變質(zhì)巖為主，具有較為充足的氦源條件；中部延川-富縣-黃龍-宜川一帶基底巖性整體以弱磁性大理巖、混合巖等為主，局部高磁異常為強磁性變質(zhì)巖的反映，其也為潛在的氦源巖。

（3）研究區(qū)斷裂為氦氣運移提供了通道，氦源巖與斷裂的關(guān)系表明，大規(guī)模的氦源巖多分布于斷裂附近及斷裂的交匯部位，形成了研究區(qū)氦氣資源分布及富集的地質(zhì)-地球物理背景。