Characteristics of Gravity and Magnetic Field and their Significance of Helium Resources Exploration in the Southeastern Ordos Basin
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摘要:
氦气作为一种稀有气体，广泛应用于国防军工、高新技术产业发展等领域，关系到国家的安全与发展。中国氦气资源短缺，对外依赖程度高。鄂尔多斯盆地内展现出了较好的氦气资源前景，但对与氦气分布密切相关的氦源岩及断裂特征研究较少，制约了对盆地氦气资源潜力的认识。笔者利用归一化总水平导数垂向导数（NVDR−THDR）、垂向导数、位场分离等技术对鄂尔多斯盆地东南部的重磁资料进行处理，推断主要断裂和潜在的氦源岩（强磁性变质岩）。鄂尔多斯盆地东南部氦气分布受基底断裂与氦源岩分布的双重控制，基底强磁性变质岩为盆地内部的氦气富集提供气源条件，断裂活动则为氦气运移提供通道。富县−宜川−黄龙一带分布有大量的强磁性变质岩，大多位于断裂附近及其交汇区域，可能是氦气资源潜在有利区。
Abstract:Helium is widely used in the fields of national defense, military industry, high−tech industry development and so on, as a rare gas related to the national security and development. China is short of helium resources and highly dependent on foreign countries. There is a good prospect of helium resources in Ordos basin. However, there are fewer study on the characteristics of the helium source rocks and the faults related closely to the helium distribution, which limits the evaluation of the helium resource potential in the basin. In this thesis, the gravity and magnetic data in the southeast of Ordos basin are processed by using the normalized vertical derivative of the total horizontal derivative (NVDR−THDR), vertical derivative and potential field date separation techniques, and inferred the main faults and potential helium source rocks (strong magnetic metamorphic rocks). The distribution of helium resources is controlled by the basement faults and the distribution of helium source rocks. The strong magnetic metamorphic rocks provide gas source conditions for helium enrichment in the basin, and fault activity provides channels for helium migration. There are a large number of metamorphic rocks distributed in Fuxian−Yichuan−Huanglong area. Most of them are located near faults and their intersection areas, which may be potential favorable areas for helium resources.
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Key words:
- helium resources /
- gravity and magnetic anomaly /
- metamorphic rock /
- faults /
- Ordos basin
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氦气是国防军工和高科技产业发展不可或缺的稀有战略性物资之一（李玉宏等，2022），在航天、国防和高端能源系统，半导体和光纤制造等工业领域，医学成像与深潜水等民生领域应用广泛（贾凌霄，2022）。地球上氦气资源极为有限且分布极不均匀。美国地质调查局2021年报告显示，全球氦气总资源量约为484×108 m3，主要分布在美国、卡塔尔、阿尔及利亚、俄罗斯等4国（张宇轩等，2022），其资源量总和占全球总量的87％。自20世纪80年代以来，全球氦气资源长期短缺，中国氦气年需求量近3000万m3，但其产量不足100万m3，长期依赖进口。目前，国内已发现的氦气资源主要集中在中−西部盆地和东部郯庐断裂带两侧含油气盆地。中−西部主要发现于四川盆地、塔里木盆地、柴达木盆地、鄂尔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；贺政阳等，2022；赵安坤等，2022；周俊林等，2022；）。此外，东北地区的松辽、海拉尔、辽河、铁法等盆地发现了具有工业价值的氦气资源，晋中的临汾–运城盆地、江西省的温泉中也发现了氦气资源（邹勇军等，2022；司庆红等，2023；张健等，2023）。
氦在自然界中有3He和4He两种稳定的同位素（徐永昌，1997） ，其来源主要有3个：大气源、壳源（放射性来源）和幔源，其中大气中的氦含量极少，且提取难度极大，故可忽略不计。中国东部含氦盆地中的氦气来源以壳幔混合为主，而中西部地区的氦气为壳源成因，在20世纪70年代，渭河盆地的天然气井中发现有良好的富氦天然气显示，氦气为壳源成因，氦源岩为盆地内分布的多期富Th、U的花岗岩（李玉宏等，2011）。目前，中国对氦气资源的研究程度较低，资源量认识也不够清晰，仅在四川威远气田开展过工业制氦，因其开发时间较长，天然气资源几乎枯竭（刘凯旋等，2022），寻找新的富He天然气藏刻不容缓。近年来，随着对鄂尔多斯盆地油气勘探开发的进一步深入，在盆地东缘石西区块中的煤层气与砂岩气中均发现有氦气显示（刘超等，2021），多为0.05%～0.15%，为含He天然气；盆地北部东胜气田天然气中氦气含量为0.045%～0.487%，达到含He−富He气田标准，且氦气来源于太古宇—元古宇变质岩−花岗岩系衰变产生（何发岐等，2022），且普遍认为鄂尔多斯盆地氦气为典型的壳源氦特征（戴金星等，2005；孙晓等，2021）。盆地边部石西区块与东胜气田含He天然气的发现，表明该盆地在一定的地质条件下会形成富He天然气，为该盆地氦气资源的进一步调查提供依据。但盆地内所开展的天然气中氦气的相关研究较少，对于氦气分布规律认识并不充分。
盆地断裂体系及基底岩性研究对于认识氦气分布规律具有关键作用。关于鄂尔多斯盆地及周缘的基底结构与断裂特征前人已做了一定的研究（周正，2009；李明等，2010；何紫娟，2013；许文强等，2015；包洪平等，2019； 李冰等，2019；），但上述研究大多是针对整个盆地或是盆地南缘展开的，缺乏对盆地东南部构造特征系统的研究。此外，目前对于鄂尔多斯盆地东南缘基底岩性也鲜有研究（李明等，2012）。区域性重磁资料具有经济、覆盖面积广、横向分辨率高等优势，已广泛应用于盆地构造研究，以重磁技术为主的地球物理方法在氦气资源分布规律研究方面也取得了一定的成果（路利春等，2017；张春灌等，2017；Feng et al.，2022）。笔者以重磁资料为主，推断鄂尔多斯盆地东南部的断裂构造及潜在的氦源岩，为研究氦气分布规律提供重要的地球物理资料支撑。
1. 地质概况
鄂尔多斯盆地位于华北地块西部，是一个古生代稳定沉降、中生代坳陷东移、新生代多断陷的多旋回克拉通盆地（杨华等，2014；黄志刚等，2016；吴浩等，2017；魏柳斌等，2021），盆地演化发展受到华北板块演变的直接影响。盆地基底主要由新太古界（Ar3）—古元古界（Pt1）结晶变质岩系组成，岩石组成极为复杂，大多经历了较强的区域变质作用，属于变质程度较深的区域变质岩系，主要是各种片岩、片麻岩、变粒岩、混合岩、大理岩及花岗片麻岩等（包洪平等，2019），盆地基底形态为东高西低，北高南低，呈不对称状（密文天等，2016）。盆地盖层发育的地层包括中生界的三叠系（T）、侏罗系（J）、下白垩统（K1）和新生界的古近系（E）、新近系（N）及第四系（Q）等（何紫娟，2013；汤超，2014），各个地层在不同区域横向与纵向上分布差别比较大，主要地层为三叠系、侏罗系和白垩系。
研究区位于鄂尔多斯盆地的东南部（图1），处于伊陕斜坡和渭北隆起的过渡部位，其东北区域为晋西挠褶带的一部分，盆地的基底岩性在磁性上存在着较大差异，是由不同岩性的岩石所组成，在其分界处可能存在有大型基底断裂，其方向主要以NE向为主，研究区内主要断裂的方向与盆地内部断裂的方向大致相同。伊陕斜坡东南部构造简单，断裂发育也较少（孙建博等，2018）；而渭北隆起的构造相对较为复杂，为中生代以来形成的断块隆起（任战利等，2014），断裂则较为发育，由于鄂尔多斯盆地与秦岭造山带长期相互作用，导致中新生代沉积盖层发生了较为强烈的构造变形，从北到南构造规模由小到大，构造变形由弱到强。鄂尔多斯地块周缘有广泛的岩浆岩出露，且从太古宇到白垩纪均有分布。鄂尔多斯盆地北缘有古元古代2期以及早石炭世末期—二叠纪、早—中侏罗世、早白垩世共5期岩浆活动；南缘有新元古代、古生代、早中生代和晚中生代４期岩浆活动；东缘则以发育中生代以来的岩浆活动为主。此外，盆地内部还发育多个已被证实的隐伏岩浆岩体，包括龙门岩体、吴忠岩体和乌海东岩体等（何登发等，2021）。
2. 地球物理特征
2.1 岩石物性特征
综合分析和总结研究区岩石、地层密度特征是进行重力异常处理与解释的前提和重要依据（孟军海等，2021）。笔者通过收集前人在研究区及邻区的物性研究成果，分析总结研究区岩石、地层密度特征（李冰等，2019；宁媛丽等，2020）（表1）。研究区内除缺失泥盆系、志留系以外，前寒武系至第四系均有不同程度的出露，区内多发育三叠系、侏罗系、白垩系，只有在研究区南部出露少量二叠系—石炭系、奥陶系—寒武系。区内地层密度随时代变老而逐渐增大，新生界岩性以红色、黄色的黏土、黄土为主，表现为低密度特征，密度值为1.87～2.38 g/cm3；中生界岩性主要以砂岩、泥岩、页岩为主，表现出中等密度特征，密度值为2.40～2.55 g/cm3；古生界以白云岩、石英岩、灰岩为主，表现出中高密度特征，密度值为2.60～2.70 g/cm3；前寒武系密度值大于2.70 g/cm3。盆地内部暂未发现岩浆岩露头，盆地周缘的闪长岩、花岗岩、玄武岩、二长岩等侵入岩的密度值为2.56～2.69 g/cm3，表现为中高密度特征。
地层/岩体 岩石密度ρ（g/cm3） 磁化率（10−5 SI） 密度值 平均值 密度值 平均值 新生界 第四系 1.63～2.10 1.87 36～79 56 古近系
新近系2.30～2.39 2.38 5～13 9.6 中生界 白垩系 2.40 10.5～58.9 18.6 侏罗系 2.41～2.44 2.43 6.5～17.3 10.5 三叠系 2.55 8.8～18.6 15.3 古生界 二叠系 2.60 2.5～22.0 16.3 石炭系 3.2～20.8 9.6 奥陶系 2.70 5.6～14.6 8.8 寒武系 10.5～16.8 12.7 元古界 2.70 5.4～9.2 7.8 太古界 变粒岩 2.76 1300～10600 5600 片麻岩 8.6～1400 780 混合岩 10.5～16.8 13.6 大理岩 11.6～245 18.4 侵入岩 闪长岩 2.5～3.3 40～9545 5332 花岗闪长岩 2.56 2.56 1374.18 花岗岩 2.58 0～6048 3206 玄武岩 2.8～3.3 2.69 10～2713 1250 二长石 2.47～2.71 2.59 771.16 | Show Table
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鄂尔多斯盆地沉积岩几乎无磁性，磁异常主要来自结晶基底的变质岩系和侵入岩。统计数据显示（表1），研究区内地层分为弱–无磁性层、磁性层。新生界—元古界的磁化率为7.8×10−5～56×10−5 SI，呈弱磁性或无磁性特征。太古界片麻岩、变粒岩等变质岩的磁化率值一般为780×10−5～5600×10−5 SI，分布比较广泛，为区域磁性层。除此之外，盆地周缘分布有多种侵入岩，如闪长岩、花岗岩、玄武岩和二长石等，其磁化率一般为700×10−5～5400×10−5 SI，是引起盆地周缘地区高磁异常的主要原因。
2.2 重力场特征
研究区布格重力异常（图2）资料的比例尺为1∶50万，异常整体呈现北西低、南东高的特征，与研究区构造特征相吻合。研究区东南部大荔及其北东区域，重力异常呈NEE向高低相间的条带，为渭河盆地的一部分，其重力异常梯级带可能是渭河盆地北缘断裂的反映，反映了该盆地呈隆坳相间的特征。研究区中南部铜川–合阳–黄龙一带，重力异常主要呈NE向高值条带，该区为渭北隆起区，其为中生代以来形成的断块隆起，寒武系等老地层出露，中生界等地层较薄，是引起高重力异常的主要原因。研究区北西部安塞至延安一带，呈区域性重力低，局部异常多呈NE向、近NS向展布。该区为伊陕斜坡的一部分，地层以较厚的中生界为主，是重力异常呈现平缓低重力特征的主要原因。研究区中部偏北西的富县–宜川–大宁一带，以平缓的中低重力异常为主，富县–延川存在局部NNE向中高重力异常，可能反映了伊陕斜坡内基底存在局部的凸起，在低重异常与高重力异常过渡区域可能存在有断裂。
2.3 磁力场特征
研究区化极磁力异常资料（图3）由1∶5万～1∶20万不等比例尺的磁测资料拼合而成，整体呈现为“两高夹一低”的形态。研究区东南部合阳一带表现为高磁异常，整体磁力异常值为200～600 nT，呈NE向带状展布，推测该高磁异常主要由基底强磁性变质岩如片麻岩、变粒岩引起，在合阳东南侧存在着NE向的磁力异常梯级带，可能为基底断裂的反映。盆地中部以铜川–黄龙–宜川–大宁和富县–延川为界，中部区域表现为整体的磁力低，推测主要由基底弱磁性变质岩如大理岩、混合岩等引起。在黄龙、宜川等地存在局部高磁异常，可能由盆地基底之中强磁性变质岩引起的，延安至延川西北区域表现为中高磁力异常，磁力异常值为0～200 nT。鄂尔多斯盆地的沉积盖层磁性一般较弱，只有结晶基底中片麻岩、变粒岩等属于强磁性岩体，因此大范围的高磁异常是强磁性结晶基底的反映。基底岩性的不同造成了区域性磁力异常的不同，化极磁力异常规模较大的梯级带可能为基底大断裂的反映，其也为基底岩性的分界线。
3. 断裂构造特征
断裂活动破坏原有地质体的连续性，造成物性（密度、磁性）上的横向差异，使得断裂两侧呈现明显的重力和磁力异常。归一化总水平导数垂向导数（NVDR–THDR）边缘识别技术（Wang et al. ，2009）是一种有效的识别断裂的方法，通过极大值连线位置或极大值错断位置确定断裂构造特征线，已广泛应用于断裂识别之中（王万银等，2014；纪晓琳等，2019；马涛等，2020；王学发等，2020）。研究区存在3个级别的断裂，其中一级断裂为盆地基底岩性的区域性分界线，二级断裂主要为基底断裂，控制了基底的隆坳格局，三级断裂则为沉积盖层内部断裂。由表1可知，鄂尔多斯盆地基底岩性在磁性上存在较大差异，密度差异很小，因此以化极磁力异常为主进行一级断裂的划分，重磁异常相结合对二级断裂进行划分，三级断裂则利用重力异常进行划分。
为了进一步说明断裂识别方法的可靠性，在研究区的中南部沿一条地震剖面（魏国齐等，2019）A–A’（位置如图3）提取化极磁力异常、化极磁力异常NVDR–THDR及化极磁力垂向一阶导数进行对比分析，结果如图4所示。结果表明，化极磁力异常在此剖面上自NW向SE呈减小趋势，且在断裂位置处的明显减小（图4b）；化极磁力异常NVDR–THDR剖面的极大值处与地震剖面断裂相叠合（图4c），这与该技术的断裂识别标志相吻合；在化极磁力异常垂向一阶导数剖面中，断裂与高低异常值的分界处及0值线处相叠合（图4d）是断裂在化极磁力异常垂向一阶导数中较好的反映。综上所述，利用该方法结合地质资料可以有效识别出研究区的断裂构造特征。
图 4. A–A’剖面与磁力异常对比分析图a. 地震资料断裂剖面特征（魏国齐等，2019）；b. 化极磁力异常剖面；c. 化极磁力异常NVDR–THDR剖面；d. 化极磁力异常垂向一阶导数剖面Figure 4. Comparative analysis of A–A’ section and magnetic anomalies笔者以重磁异常NVDR–THDR为主，结合其他异常，最终在研究区推断出了一级断裂3条、二级断裂8条以及三级断裂51条（图5a）。断裂的主要走向为NE向和近NEE向，其次是NW向和近EW向。
3.1 一级断裂
研究区内共推断一级断裂3条，断裂长度均在200 km以上，该类断裂主要为基底不同岩性的分界线。断裂两侧重磁异常特征明显，表现为大型线性异常带、梯级带或不同重磁异常的分界线，异常连续性好且延伸较长。
（1）F1-1（延安–延川断裂）：该断裂位于延安–延川一带，断裂总长为218.8 km，呈NE走向，断裂两侧多出露新近系—第四系、侏罗系，少量出露三叠系、白垩系。该断裂两侧化极磁力异常特征明显不同（图5b），断裂北西侧为区域性高磁异常，而其南东侧以大范围平缓低磁异常为主，表明该断裂可能为不同岩性基底的分界线，可能反映了鄂尔多斯盆地基底早期的拼合特征。在化极磁力异常NVDR–THDR图上（图5c）表现为一系列NE、NEE向的极大值条带，可能反映了断裂附近构造活动较为强烈。在化极磁力异常垂向一阶导数图上（图5d），断裂处于高低异常值的分界线上，在断裂的上半部分与下半部分表现尤为明显。该断裂在重力异常图上也有较明显的反映，在布格重力异常（图6a）上，断裂两侧异常特征不同，北西侧以低重力异常为主，而南东侧以中高重力异常为主。在布格重力异常NVDR–THDR图上（图6b），由几个NE向极大值条带组成，异常特征较为明显。由此可见，该断裂也控制了基底之上沉积层的展布，使得断裂两侧呈现出了不同的重力异常特征。
图 6. 推断断裂分布与重力异常图a. 断裂与布格重力异常图；b. 断裂与布格重力异常NVDR–THDR图Figure 6. The distribution of inferred faults and gravity anomalies（2）F1-2（渭北隆起北缘断裂）：该断裂为渭北隆起北界，长约为342.7 km，呈NNE向展布。断裂两侧主要出露三叠纪、侏罗纪，并见少量新近系。断裂两侧表现为截然不同的化极磁力异常特征（图5b），其北西侧为大范围平缓低磁异常为主，而断裂的南东侧则是以NE向的大型高磁异常带为主，表明断裂可能为不同岩性基底的分界线，其两侧表现为不同的区域构造格局。在化极磁力异常NVDR–THDR图上（图5c）表现为一系列NE、NEE向的极大值条带，该断裂为逆断层，规模较大，构造活动性强，是渭北隆起与陕北斜坡的边界断裂（许文强等，2015）。在化极磁力异常垂向一阶导数图中（图5d），断裂处于高低异常值的分界处与0值线上，有较好的断裂构造显示。该断重力异常图上也有较为明显的反映，在布格重力异常（图6a）上，断裂的南段处于高重力异常区上，断裂北段两侧则表现为不同的重力异常特征。在布格重力异常NVDR–THDR图上（图6b），断裂的南段没有明显的异常特征，断裂北段由几个NNE向的极大值条带组成。
（3）F1-3（渭河盆地北缘断裂）：断裂位于渭北隆起的南缘，为渭北隆起与渭河盆的边界断裂，总长约为224 km，呈NE向分布。断裂两侧主要出露的地层为侏罗系和二叠系，整体处于高磁异常带上（图5b），其两侧均表现为区域性高磁异常特征，大荔及其研究区东南部则为局部低磁异常，该断裂为北升南降的高角度正断层，构造活动复杂，规模大，活动期长，近期仍有活动（许文强等，2015）。在化极磁力异常NVDR–THDR图中（图5c），断裂处于极大值连线上，与极大值对应较好。在化极磁力异常垂向一阶导数图中没有明显的表现。该断裂在重力异常图上也有一定的反映，在布格重力异常（图6a）上，断裂的北段处于高重力异常上，中部则处于局部低重力异常区，南段处于重力异常梯级带上，在布格重力异常NVDR–THDR图中（图6b），由几个NE向极大值条带组成，异常特征较为明显，可能反映了断裂附近构造活动较为强烈，小规模断裂较为发育。
3.2 二级断裂
研究区内共推断二级断裂8条，断裂长度为100～275 km，该类断裂重磁异常特征较为明显，具有一定规模的线性异常带、梯级带、串珠异常带等，在化极磁力异常NVDR–THDR图上表现为极大值连续性较好。
（1）NW向断裂系（F2-1～F2-4）：在整个研究区内部，除了发育北东向的大型盆地基底断裂，还发育了一些NW、NWW向的二级断裂，长度为160～230 km。处于具有一定规模的化极磁力异常线性带、梯级带上（图5b），断裂系的北西部分处于高磁异常区，中部则处于区域性低磁异常区，南东部分处于高磁异常带上，表明该断裂的形成时间明显晚于NE向构造，对后者起到切割和错断作用，使得研究区中部，整体分段向左滑动。在化极磁力异常NVDR–THDR图上（图5c），断裂系处于极大值条带上或极大值的错断处。在化极磁力异常垂向一阶导数图及重力异常图上则没有明显的反映。
（2）NE向断裂系（F2-5～F2-8）：研究区发育了一些NE向的二级断裂，断裂长度为100～275 km，大致呈等间距排列，断裂方向与一级断裂方向大致相同，形成时间早于NW向断裂系，被切割错断，导致NW向断裂系向左滑动。在化极磁力异常图上（图5b），F2-5、F2-8处于磁力异常高值区，F2-6则处于磁力异常梯级带上，F2-7处于局部高磁异常上。在化极磁力异常NVDR–THDR图上（图5c）也有一定的反映，断裂处于极大值或极大值错断处。在化极磁力异常垂向一阶导数图中（图5d），F2-6处于0值线处，是断裂构造的标志。在布格重力异常（图6a）上，F2-5、F2-7、F2-8处于重力异常梯级带上，F2-6则处于重力异常高值带上；在布格重力异常NVDR–THDR图中（图6b），极大值与断裂对应较好，表明该断裂系在一定程度上控制着研究区沉积层的分布，使得断裂两侧表现为不同的重力异常特征。
3.3 三级断裂
除一级、二级断裂外，盆地发育了大量的三级断裂，共计51条，其断裂方向以NE、NW向为主，分布于整个研究区。三级断裂主要为沉积层内部断裂，与磁力异常的关系不明显，主要利用布格重力异常与布格重力异常NVDR–THDR进行划分，表现为布格重力异常局部错断位置、重力异常梯级带或NVDR–THDR的极大值或局部错断位置（图6a、图6b）。该类断裂规模小，数量多，可能为氦气运移的通道。
4. 氦源岩分布特征
国内研究较多的含He盆地（如渭河盆地）的勘探实践表明，地球物理是研究盆地氦气资源分布规律的有效方法，其中磁力资料能在很大程度上反映氦源岩的分布特征。例如，渭河盆地内部高氦气含量井在空间分布上往往与高磁异常有关（李玉宏等，2011；张春灌等，2017）。鄂尔多斯盆地氦气相关研究成果表明盆地氦气为壳源成因，其成因为壳内岩体放射性衰变。花岗岩被认为是渭河盆地和四川威远气藏的主要氦源，花岗岩中U、Th元素放射性衰变形成氦气；变质岩中U、Th元素含量也较高（陈道公等，2004），也可作为氦源岩，其在东胜气田得到了证实（何发岐等，2022）。因此，如何识别盆地内部强磁性变质岩是氦气资源远景调查的关键之一。笔者根据化极磁力异常垂向一阶导数、剩余化极磁力异常与划分的一级、二级断裂，并结合地质资料进行分析，将研究区划分为西北部、中部及东南部3个大区，并识别出有效的氦源岩。
从图3显示，3个大区的化极磁力异常存在明显的差异，引起该异常变化的原因可能有2种：①磁性结晶基底的起伏所引起的差异。②不同岩性的磁性结晶基底引起磁力异常变化。为了明确引起异常变化的原因，在研究区沿一条近SN向的剖面B–B’（徐兴雨，2020）（图3），进行磁力剖面拟合，通过修改模型参数，当拟合的正演曲线与实测曲线差异最小时，认为拟合效果达到了最优。
图7为B–B’剖面拟合结果，剖面位于研究区的西部，长约为184 km。不同磁性基底所构成的基底模型共分为9个，拟合时假设沉积层无磁性。由拟合结果可知（图7b），结晶基底由北到南逐渐升高，其两侧的磁化强度远高于中部，拟合曲线与实测曲线差异较小，故比较符合地质构造特征。同一磁性的结晶基底的磁化率磁化强度不变，磁化强度设置为0.04 A/m，模型不变，正演出的曲线与实测曲线相差较大（图7c），不符合该地质特征。综上所述，结晶基底磁性差异是引起区域性磁力异常不同的主要原因。
图 7. 磁力剖面拟合图（图中数值为磁化强度）a. 南北向地震剖面（徐兴雨，2020）；b. 基底不同磁性的拟合结果；c. 基底同一磁性的拟合结果Figure 7. Magnetic profile fitting（The value in the figure is the magnetization intensity）西北与东南区域分别以F1-1、F1-2断裂为边界，西北部以大范围的中高磁力异常为主，东南区域也分布有大型NE向高磁异常带（图8a）。盆地基底岩石中大量的片麻岩、变粒岩等强磁性岩体，是引起区域性高磁异常的主要原因，这些区域内可能存在大规模的强磁性变质岩等氦源岩，具有较好的气源条件。研究区中部F1-1、F1-2断裂之间的区域，为区域性低磁异常区（图8a），反映了基底岩性整体以混合岩、大理岩等弱磁性岩体为主，局部等轴状、椭圆状高磁异常可能为局部分布的片麻岩等强磁性变质岩的反映（如G1～G21）（图8b）。剩余化极磁力异常（图8b）中，局部高磁异常G1～G21主要集中在富县–宜川–黄龙一带，在西南缘及东北缘也有分布，其可能为基底强磁性变质岩的反映，为潜在的氦源岩。
图 8. 化极磁力异常垂向一阶导数图与剩余化极磁力异常图a. 化极磁力异常垂向一阶导数图；b. 剩余化极磁力异常图Figure 8. First vertical derivative of RTP magnetic anomalies and residual polarized magnetic anomalies氦源岩与断裂分布也存在一定的联系，如G1～G3岩体分布于研究区的东北缘，岩体面积为60～140 km2，处于F1-2、F2-1、F2-6断裂的交汇区域；G4分布F2-6断裂的右侧，岩体面积为310 km2，岩体规模较大，富县–宜川–黄龙一带的G5～G16岩体亦处于断裂交汇区域，大面积分布的氦源岩使得该地区有着较好的氦气资源潜力。
5. 结论
（1）以NVDR–THDR位场边缘识别技术为主对该地区的断裂进行划分，推断出一级断裂3条、二级断裂8条和三级断裂51条，其中一级断裂为盆地基底岩性的区域性分界线，呈NE向分布，横穿整个研究区，可能反映鄂尔多斯盆地基底早期的拼合特征。二级断裂为基底断裂，呈NE向、NW向展布，其中NW向断裂形成时间晚于NE向断裂，控制基底的隆坳格局。三级断裂多为沉积层内部断裂，规模小，数量多，可能为氦气运移的通道。
（2）利用化极磁力异常垂向一阶导数、剩余化极异常并结合区域地质资料对氦源岩的分布进行研究，研究区西北、东南部大面积的高磁异常反映该区基底岩性可能以大规模的强磁性变质岩为主，具有较为充足的氦源条件；中部延川–富县–黄龙–宜川一带基底岩性整体以弱磁性大理岩、混合岩等为主，局部高磁异常为强磁性变质岩的反映，其也为潜在的氦源岩。
（3）研究区断裂为氦气运移提供了通道，氦源岩与断裂的关系表明，大规模的氦源岩多分布于断裂附近及断裂的交汇部位，形成了研究区氦气资源分布及富集的地质–地球物理背景。
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地层/岩体 岩石密度ρ（g/cm3） 磁化率（10−5 SI） 密度值 平均值 密度值 平均值 新生界 第四系 1.63～2.10 1.87 36～79 56 古近系
新近系2.30～2.39 2.38 5～13 9.6 中生界 白垩系 2.40 10.5～58.9 18.6 侏罗系 2.41～2.44 2.43 6.5～17.3 10.5 三叠系 2.55 8.8～18.6 15.3 古生界 二叠系 2.60 2.5～22.0 16.3 石炭系 3.2～20.8 9.6 奥陶系 2.70 5.6～14.6 8.8 寒武系 10.5～16.8 12.7 元古界 2.70 5.4～9.2 7.8 太古界 变粒岩 2.76 1300～10600 5600 片麻岩 8.6～1400 780 混合岩 10.5～16.8 13.6 大理岩 11.6～245 18.4 侵入岩 闪长岩 2.5～3.3 40～9545 5332 花岗闪长岩 2.56 2.56 1374.18 花岗岩 2.58 0～6048 3206 玄武岩 2.8～3.3 2.69 10～2713 1250 二长石 2.47～2.71 2.59 771.16
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图(8)
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