鄂尔多斯盆地是在新太古界—古元古界结晶基底之上发育而成的多旋回叠合盆地（包洪平等，2022）。鄂尔多斯盆地油气勘探开发已历经50余年，相继探明了陕北、姬塬、陇东、华庆4个10亿吨级大油区和下古生界碳酸盐岩、苏里格、盆地东部3个万亿方大气区（付金华等，2023）。近年来，鄂尔多斯盆地东胜气田、苏里格气田、庆阳气田、宜川气田等相继发现了氦气（何发岐等，2022；范立勇等，2023；刘成林等，2023）（图1）。鄂尔多斯盆地各气田内氦气含量相差较大（刘成林等，2023），范立勇等（2023）基于磁力资料与氦气含量的关系认为盆地中部平凉–庆阳–延安–佳县一带的NE向高磁异常条带为盆地主要的氦气分布区，而刘成林等（2023）通过对鄂尔多斯盆地各类氦源岩特征及生氦潜力分析，认为盆地西南部是潜在的富氦天然气区。可见，目前对于鄂尔多斯盆地氦气分布特征并未形成统一的认识。鄂尔多斯盆地内也显示出一定的地热资源潜力（郭路等，2023），但目前对于盆地地热资源的形成和分布多集中在盆地周缘构造边界带内（王贵玲等，2004；陈晓晶等，2021），盆地内部仅涉及部分地级市（刘润川等，2021）及油田区（汪集旸等，2017；郭路等，2023），鲜有针对整个鄂尔多斯盆地（特别是盆地内部）地热资源远景分析等相关研究。

图  1  鄂尔多斯盆地已发现的天然气田氦气丰度与热流图

热流来自中国大地热流数据库https://chfdb.xyz/show.html，氦气含量来自刘成林等（2023）

Figure  1.  Helium content and heat flow in Ordos basin

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大中型能源盆地的形成和演化主要受地球深部动力学作用的控制，盆地深部作用均与能源矿产的赋存、富集和分布密切相关（鲁宝亮等，2016）。居里面深度是岩石圈磁性底界面深度，大致相当于580 ℃的等温线所在深度，是研究区域热状态的重要参数（Li et al., 2010）。相比于稀疏、分布均匀且易受其他因素影响的热流测量，由磁异常数据反演得到的居里面深度覆盖范围广且分布均匀，可以更好地反映区域深部的热状态（Li et al., 2016; Andrés et al., 2018）。目前，涉及鄂尔多斯盆地居里面深度反演的相关研究较少，在基于1∶100万全国陆域航磁异常数据采用功率谱法计算的居里面深度（熊盛青等，2016）显示鄂尔多斯盆地中北部存在两个居里面坳陷区，深度为28～36 km，其周围的居里面隆起区埋深为20～26 km。Xu等（2017）利用EMAG2全球磁力数据利用功率谱法计算了华北克拉通居里面深度，结果显示鄂尔多斯盆地居里面深度为22～30 km，居里面隆起区主要位于南部并在盆地中部呈NW向条带展布。然而，由1∶100万航磁数据利用功率谱法计算的青藏高原东北缘及邻区居里面深度（Gao et al., 2021）显示，鄂尔多斯盆地居里面最大深度可达42 km，居里面深度及起伏特征与Gao等（2015）利用连续模型反演方法计算的鄂尔多斯盆地居里面深度特征一致，坳陷区主要位于盆地中南部呈北东向展布以及在北部呈东西向展布，居里面最浅埋深约为30 km，但隆起区位置却与Xu等（2017）计算的居里面坳陷区分布范围大致相同。

研究鄂尔多斯盆地磁力异常特征，并计算居里面深度，可为研究该盆地地壳热结构、分析地球动力学过程及氦气、地热等资源分布规律等提供依据。笔者基于鄂尔多斯盆地1∶20万航磁资料，利用功率谱法计算了居里面深度。为提高居里面分辨率，笔者采用了3个不同尺寸的窗口进行计算，并将其平均值作为最终的居里面。结合鄂尔多斯盆地公开发表的热流数据、长庆油田区地热资料及各气田氦气含量等资料，分析了鄂尔多斯盆地地热及氦气资源远景。

1.   区域地质背景

鄂尔多斯盆地是一个构造简单的大型多旋回克拉通盆地，面积约为37×10⁴ km²（付金华等，2023）。在太古宙—古元古代形成的结晶基底之上，经历了中—新元古代拗拉谷、早古生代浅海台地、晚古生代近海平原、中生代内陆湖盆和新生代周边断陷五大沉积演化阶段（何自新等，2003；弓汶琪等，2025）。盆地周缘均以断裂为边界，盆地内部构造面貌表现南北隆升、东抬西冲，向西倾斜的大单斜构造（范立勇等，2024）。根据盆地现今构造发育特征可划分为伊盟隆起、西缘冲断带、天环坳陷、伊陕斜坡、晋西挠褶带和渭北隆起6个一级构造单元（杨华等，2000；孙涛等，2024）（图1）。

根据地球物理资料、锆石测年、地下热流值等资料对鄂尔多斯盆地基底特征的研究结果表明，鄂尔多斯地块并非是一个完整的地块，其具有明显的不均一性，盆地基底是由多个不同岩性、不同时代、不同变质程度的块体拼接、固化而形成的（魏国齐等，2019）。盆地基底岩石组成极为复杂，大多经历了较强的区域变质作用，变质程度一般达到（高）角闪岩相–麻粒岩相，主要是各种片岩、片麻岩、变粒岩、石英岩、大理岩及花岗片麻岩等（包洪平等，2019）。鄂尔多斯盆地基底结构整体受基底一级断裂控制，各构造单元与周缘太古界—古元古界磁性特征高度吻合，岩性为周缘太古界—古元古界向盆内的延伸，从北向南依次为乌拉山群、上集宁群、恒山–吕梁群、界河口群、涑水–中条群，具有北东横向分块、纵向分层的结构特征（田刚等，2024）。

鄂尔多斯块体内的地温梯度相对周缘地区为低值区，呈现南高北低的变化趋势（王贵玲等，2004）。地温梯度最高的地区为庆阳–华池–永宁–安塞一线，地温梯度为3.0 ℃/100 m；其次为杭锦旗–靖边–米脂–佳县地区，地温梯度为2.9～3.0 ℃/100 m；地温梯度最低的地区是神木–乌审旗–鄂托克前旗以北地区到伊盟隆起以南，地温梯度为2.7 ℃/100 m（刘润川等，2021）。其中，盆地中部延长油气区地温梯度为2.73～3.50 ℃/100 m，具有明显的EW向展布特征（白奋飞等，2023）。渭北隆起多口钻井实测的地层温度随地层埋深的增加而呈线性增高，表现出典型的传导型地温场特征，平均地温梯度为3.12 ℃/100 m（曹展鹏等，2016）。

2.   研究方法

2.1   磁力异常特征

笔者收集了鄂尔多斯盆地航磁资料用于居里面深度计算，其中盆地主体部分为1∶20万航磁数据，盆地外围有部分1∶10万航磁数据。鄂尔多斯盆地化极磁力异常（图2）整体呈正负相间分布的特征，主要以EW、NE向展布的条带状磁异常为特征。盆地基底以高级变质片麻岩和变粒岩为主的太古界变质岩系具有强磁性，磁化率为（1300～10600）×10⁻⁵ SI，以混合岩和大理岩为主的下元古界变质岩系磁性整体偏弱，磁化率为（5～245）×10⁻⁵ SI（田刚等，2024）。另外，鄂尔多斯盆地内被厚度很大的震旦系—古生界和中新生界充填，这套地层以碳酸盐岩和陆相碎屑岩为主，磁性很弱，磁化率为（5～41）×10⁻⁵ SI（李冰等，2019）。可见，鄂尔多斯盆地的高磁异常可能主要代表了以火山岩变质为主的基底属性，而低磁异常区主要代表了沉积变质的基底部分（包洪平等，2019）。因此，鄂尔多斯盆地的磁力异常在一定程度上反映出了盆地基底结构NE向的构造格局，自北向南存在3个高磁异常区和两个低磁异常区。

图  2  鄂尔多斯盆地化极磁力异常图

Figure  2.  The magnetic anomaly reduced to the pole in Ordos basin

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盆地北部伊盟隆起为高磁异常区，存在多条大型EW向的高磁异常条带，北部边缘贯穿一条EW向的高磁异常条带，杭锦旗和鄂尔多斯一带的大型高磁异常条带呈略向南凸的EW弧形分布。盆地中部平凉-志丹–佳县存在NE向展布的高磁异常区，其从盆地西南缘一直延伸至盆地东缘并有向外延伸的趋势，可能是早期陆核的反映。盆地东南部渭南–河津一带的NE向高磁异常区存在涑水岩群等出露，该高磁异常可能是盆地边部老地层隆起的反映。在3个高磁异常中间分布有两个低磁异常区，分别位于盆地中部银川–乌审旗–神木一带以及盆地南部彬州–黄陵一带，该带东部盆缘出露含石墨大理岩、变泥砂质岩石和少量的斜长角闪岩组成的界河口群，其形成于鄂尔多斯地块中南部在俯冲–弧后伸展作用下导致新太古代末期NE向拼合的多条先存断裂带再次复活拉张（田刚等，2024）。

2.2   居里面深度计算

目前基于磁异常计算居里面深度的方法主要有基于单体磁异常的谱分析方法和基于统计磁异常分析的方法这两大类（熊盛青等，2016）。这些方法中，频率域高阶导数功率谱法（Spector et al., 1970; Blakely, 1988）得到了广泛的应用（Li et al., 2010; 熊盛青等，2016; Gao et al., 2021; Awoyemi et al., 2022; 张健等，2023）。居里面的计算公式（张健等，2023）如下所示。

式中：$ {\theta _{\Delta T}} $是磁异常$ \Delta T $的功率谱径向平均；a、b、c为可选常数；$ {k_\lambda } $为波数；$ {Z_t} $、$ {Z_b} $分别是磁性体顶、底界面深度；$ {Z_0} $是磁性层的中间深度。

功率谱法计算居里面深度时采用窗口进行计算，在每个窗口中利用（1）式在高频谱段由磁异常功率谱斜率估算$ {Z_t} $，在低频谱段根据拟合曲线的斜率估算$ {Z_0} $，之后由$ {Z_b} = 2{Z_0} - {Z_t} $得到窗口内磁性体底界面深度（即居里面深度），最后插值得到整个研究区居里面深度。

利用功率谱法计算居里面深度时，窗口大小的选取非常重要。如果窗口过大，则计算的居里面深度的分辨率不足；相反，如果窗口太小，则可能会损失深部场源体的信息（Li et al., 2010）。窗口大小一般采用多次试算确定，常使用的窗口尺寸为60 km×60 km～150 km×150 km（Saada,2016）。Herrera等（2022）使用7个不同尺寸的方形窗口（最小尺寸为100 km×100 km、最大尺寸为400 km×400 km）进行了综合测试，结果显示当窗口尺寸超过200 km时，居里面计算结果变化最小，这意味着进一步增大窗口不会明显影响居里面反演结果。Li等（2018）计算整个太平洋地区居里面时采用100.8 km×100.8 km和201.6 km×201.6 km两种不同的窗口尺寸以及相应的移动步长50.6 km和67.2 km，将不同窗口大小的结果进行平均而得到了最终的居里面深度，可在保留深部场源信息的同时提高居里面的分辨率。徐柳娜等（2023）计算红海和加利福尼亚湾居里面深度时分别利用了99.2 km×99.2 km、148.8 km×148.8 km和198.4 km×198.4 km等3个尺寸的窗口，并将3个计算结果的平均深度作为最终的居里面深度。考虑到鄂尔多斯盆地构造较为稳定，居里面深度相对较大，笔者分别采用100 km×100 km、150 km×150 km和200 km×200 km窗口大小计算居里面深度，相应的移动步长分别为50 km、75 km和100 km，计算得到的居里面深度如图3a～图3c所示。最终的居里面深度为这3个计算结果的平均值（图3d）。

图  3  鄂尔多斯盆地居里面深度图

a. 采用100 km×100 km窗口计算的居里面深度；b. 采用150 km×150 km窗口计算的居里面深度；c. 采用200 km×200 km窗口计算的居里面深度；d.居里面深度平均值

Figure  3.  The Curie point depth in Ordos basin

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3.   计算结果及分析

3.1   居里面深度特征

鄂尔多斯盆地居里面（图3d）深度为18～30 km，平均深度为23 km，整体呈现西北浅、东南深的特征。盆地北部伊盟隆起整体为居里面隆起区，且为整个盆地居里面最浅的区域，该隆起区一直向北东延伸至盆地外围。研究区西部整体为居里面隆起区，呈南北走向向南延伸至海原一带，银川附近该隆起区向南东方向延伸至靖边一带。盆地西南缘平凉–陇县一带，为居里面坳陷区，此处也为盆地居里面最深的区域。盆地东南缘的宜川–黄龙一带，为居里面的隆起区，该隆起区一直延伸至三门峡一带。整体而言，盆地内居里面深度变化相对较小，但盆地周缘居里面深度变化较大，这也符合盆地构造比较稳定、但周缘活动较为强烈的特征。上述居里面隆起区和坳陷区将盆地的主体部分分隔为两个坳陷区和两个隆起区，盆地中部鄂托克旗–榆林–神木一带及定边–环县–彬州一带均为居里面坳陷区，二者之间被NW走向的银川–靖边隆起区分隔。正宁–延安–绥德一带为北东向狭长的坳陷区，其将上述两个坳陷区连通起来。

Gao等（2015）计算结果中，伊盟隆起为明显的居里面坳陷区，最大深度约为38 km，与笔者计算结果差异较大。熊盛青等（2016）基于1∶100万全国陆域航磁异常数据采用功率谱法计算的居里面深度显示鄂尔多斯盆地居里面以坳陷特征为主，深度为28～36 km，隆起区主要分布在东胜、定边东部等地，深度为20～26 km。文中反演结果与熊盛青等（2016）的居里面起伏变化基本一致，盆地内隆起区也主要分布在中部定边–靖边及北部的鄂尔多斯–包头一带，隆起区深度为18～24 km，深度稍浅，此外居里面起伏变化细节有所不同。笔者计算结果与Xu等（2017）计算的居里面趋势基本一致，深度上有一定差异，但笔者采用不同窗口大小计算居里面深度并进行叠加，使得最终的居里面深度细节更为丰富，有利于盆地深部热状态及构造特征研究。

3.2   居里面深度与热流的相关性

居里面是地壳内部地质体失去磁性的深度，可视为地壳磁性层的底界。不同铁磁性物质的居里温度不同，一般认为地壳平均居里温度为580 ℃，因此居里面深度可以提供地壳或上地幔内温度状态的重要信息。为分析鄂尔多斯盆地居里面特征，笔者通过中国大地热流数据库（https://chfdb.xyz/show.html）收集了研究区内热流值，共47个数据点（图1），研究区内热流与居里面深度的散点图如图4所示。可以看出，热流与居里面深度呈反比关系，即居里面越浅，热流值越高。

图  4  鄂尔多斯盆地热流与居里面深度的相关性

Figure  4.  Correlation between heat flow and Curie point depth in Ordos basin

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假设放射性产热随深度呈指数递减，则从稳态热传导方程中可以得到一个简化的关系（Stüwe, 2002; Turcotte et al., 2002）：

式中：$ {q_s} $为热流（mW/m²）；k为热导率（Wm⁻¹K⁻¹）；$ {T_c} $是居里温度（℃），文中取580 ℃；$ {Z_b} $是居里面深度；$ {S_r} $表示放射性热源的贡献。

k分别取2.0、2.5、3.0，绘制热流和居里面深度的理论曲线（图4）。可以看出数据点主要集中在$ k = 2.0 $和$ k = 3.0 $之间。根据长庆油区内各储层主要物性参数（郭路等，2023），安定组和直罗组热导率为2.06 Wm⁻¹K⁻¹，延安组热导率为2.42 Wm⁻¹K⁻¹，延长组和纸坊组热导率为2.49 Wm⁻¹K⁻¹。可见，图4的计算结果与实测值较为吻合。

3.3   居里面深度与地热资源

鄂尔多斯盆地中部偏西的长庆油田区地温梯度大体呈西高东低特点（郭路等，2023），将笔者反演的居里面深度与长庆油田区地温梯度及2500 m深度处地层温度进行对比（图5）。长庆油田区地温梯度主要为2.2～3.0 ℃/100 m（图5a），地温梯度大于3.0 ℃/100 m的地热异常高区范围较小，主要分布在图幅西北角定边以西的区域以及图幅东南黄陵一带；地温梯度小于2.6 ℃/100 m的区域主要分布在定边–环县–镇原一带；其余大部分地区地温梯度为2.6～3.0 ℃/100 m。一般而言，居里面越浅，地温梯度越高。在长庆油田区，笔者计算的居里面在图幅西北角的定边以西地区以及东南角黄陵–洛川一带深度较浅，这与由测温井得到的地温梯度等值线变化趋势是一致的。居里面反演结果中，环县以南以及靖边一带出现居里面的隆起区，但地温梯度值较低。然而，该地温数据是基于12口测温井的结果进行3次埃尔米特插值法得到的（郭路等，2023），在这些区域并无测温井，这可能是导致居里面深度与地温梯度数据不一致的原因。2500 m深度处地温温度主要为65～80 ℃（图5b），其变化趋势与地温梯度基本一致，也与笔者反演的居里面深度变化趋势一致。可见，笔者反演的居里面深度是较为可靠的，并且与由测温井获得地温信息相比，具有数据覆盖广且分布均匀的特征，能更好地反映区域深部的热状态。

图  5  长庆油田区内居里面深度与地温梯度及2500 m深度处地层温度（郭路等，2023）

a. 地温梯度；b. 2500 m深度处地层温度

Figure  5.  The Curie point depth, geothermal gradient, and the formation temperature at 2500 m depth in Changqing oilfield

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对比结果表明（图5），鄂尔多斯盆地居里面深度变化与地温场特征较为一致，因此居里面隆起区在一定程度上可以反映地热资源远景区。居里面深度计算结果中，盆地北部伊盟隆起、盆地西部银川–靖边一带、盆地东南缘宜–黄龙一带为居里面的隆起区，表明这些区域为盆地地热资源远景区。银川盆地多个钻孔测温曲线表明盆地内地热异常明显，地温梯度异常呈NW向展布，东部隆起区地温梯度为2.0～4.4 ℃/100 m（陈晓晶等，2021）；天山海世界地热田DRT-03钻孔深度1690 m处，温度可达64.03 ℃（陈晓晶等，2021），钻孔中地温梯度最高可达5.04 ℃/100 m（虎新军等，2022）。近年来，银川盆地大量的地质地球物理工作结果揭示了盆地地热成因模式，表明了银川盆地具有较大的地热资源勘探潜力（仵阳等，2024）。盆地东南缘宜川–黄龙一带居里面隆起区一直延伸至临汾–运城盆地，该盆地内分布有多个地热田（韩颖等，2018），井口温度为25～113.85 ℃（司庆红等，2023），地震测深和大地电磁测深资料计算的剖面温度场模型发现地区地温梯度值为2.0～2.7 ℃/100 m，埋深10～15 km处地温梯度可达4.0 ℃/100 m（吴乾蕃等，1993）。这些研究成果均表明，在文中居里面深度计算结果中，隆起区地热资源潜力较大。

3.4   居里面与氦气分布

氦是已知的具最低熔点和沸点的元素,来源于铀、钍放射性衰变和地幔脱气,是重要的战略性稀有气体资源，国内四川、塔里木、鄂尔多斯、柴达木等叠合盆地中均发现了丰富的氦气显示（许光等，2023）。鄂尔多斯盆地天然气资源丰富，并且天然气具有较高的含氦量。其中，东胜气田氦气平均含量为0.133%，苏里格气田东区、中区、西区和南区均为0.042%～0.108%，榆林气田为0.032%，神木气田为0.029%，子洲米脂气田为0.041%，黄龙气田为0.233%，庆阳气田为0.068%（刘成林等，2023）。根据含氦天然气样品采集点位置（刘成林等，2023），从反演的居里面深度中提取了各气田天然气样品采集点位置处的居里面深度，并计算其平均值作为各气田居里面深度，其与氦气含量的关系如图6所示。该结果表明居里面深度与氦气含量具有明显的相关性，氦气含量越高，居里面越浅，反之，居里面越深。将图1所示的热流进行插值，并从中提取了各气田热流，结果显示东胜气田、庆阳气田、黄龙气田、子洲米脂气田、榆林气田和神木气田的热流与氦气含量呈正相关，即氦气含量越高，热流越大；但苏里格气田（包括西区、东区、中区、南区）氦气含量与热流之间并无相关关系。从热流数据分布（图1）来看，鄂尔多斯盆地实际热流数据非常少，特别是在苏里格气田内并无实际热流数据，这也是图6中由实测热流数据插值结果提取的热流与氦气含量无相关关系的主要原因。由公式（2）的热流与居里面深度关系可从居里面深度中计算得到各气田热流，取$ k = 2.5 $计算得到各气田的热流如图6中蓝色实线所示，可以看出，各气田内氦气含量与热流之间均明显呈正相关。

图  6  鄂尔多斯盆地各气田氦气含量、居里面深度及热流

氦气含量来自刘成林等（2023）

Figure  6.  Helium content, Curie point depth, and heat flow of gas fields in Ordos basin

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天然气样品中氦同位素值表明，鄂尔多斯盆地内的氦为典型的壳源氦（戴金星等，2005；孙晓等，2021；何发岐等，2022）。壳源氦气资源基本来源于U、Th元素的放射性衰变，盆地基底、岩体、沉积地层都可成为潜在的氦源，但大多数地质体都是“贫乏”的氦源岩，花岗岩类（酸性岩）、铝土岩等U、Th含量较高，是优质的氦源岩（李玉宏等，2022）。鄂尔多斯盆地基底太古界—古元古界富含U、Th元素的花岗岩和花岗片麻岩等变质岩、下古生界泥质含量较高的碳酸盐岩等均是盆地潜在的氦源岩，盆地具有多源供氦特征，生氦强度大（刘成林等，2023）。U、Th元素在放射性衰变过程中，会释放热量，是盆地高热流和高地温梯度的重要因素，这一现象在渭河盆地、临汾—运城盆地中也得到了证实（刘建朝等，2009；司庆红等，2023）。由于鄂尔多斯盆地构造比较稳定，自其形成开始，盆地内部并未有大型的构造活动。因此，鄂尔多斯盆地中居里面深度与氦气含量之间呈现明显相关性的主要原因可能是盆地内的氦源岩中U、Th元素放射性衰变产生热量。仅从居里面深度考虑，鄂尔多斯盆地内黄龙气田、东胜气田、苏里格气田西区、苏里格气田南区仍然是盆地内氦气的主要富集区。此外，庆阳–环县–华池一带以及志丹–靖边一带为居里面隆起区，可能也是潜在的氦气富集区。

4.   结论

（1）鄂尔多斯盆地居里面深度为18～30 km，平均深度为23 km，盆地内居里面深度变化相对较小，盆地的主体部分包括两个坳陷区和两个隆起区。居里面深度与热流呈反比关系，即居里面越浅，热流值越高。

（2）鄂尔多斯盆地居里面深度变化与地温场特征较为一致，居里面隆起区在一定程度上可以反映地热资源远景区。在文中居里面深度计算结果中，盆地北部伊盟隆起、盆地西部银川–靖边一带、盆地东南缘宜川–黄龙一带为居里面隆起区，地热资源潜力较大。

（3）鄂尔多斯盆地居里面深度与氦气含量具有明显的相关性，氦气含量越高，居里面越浅，推测是由盆地内氦源岩中U、Th元素放射性衰变生热引起的。仅从居里面深度考虑，鄂尔多斯盆地内黄龙气田、东胜气田、苏里格气田西区、苏里格气田南区仍然是盆地内氦气的主要富集区。此外，庆阳–环县–华池一带以及志丹–靖边一带可能也是潜在的氦气富集区。