前人的研究成果。(2)鉴于氦气的成藏与地下水关系密切,据图3计算了渭河汇水面积内各花岗岩体的面积,记为有效面积。其中宝鸡岩体、太白岩体、翠华山岩体和牧护关岩体的有效面积分别为总面积的50%、68%、76%和92%,其余岩体为总面积的100%;隐伏磁性体按磁性异常范围计算。(3)有效岩体体积为有效面积与山体高度及地下埋深深度之和的乘积。缺乏山体高度时,取均值1km。由于渭河盆地南侧埋深约为5.6km,秦岭北缘的温泉水的平均循环深度为5.36km,故统一取深度为5km进行计算;项目组对武功—兴平磁性体进行的正演结果表明,该磁性体顶面埋深4.12Km,厚度为1~2km。鉴于无其他磁性体正反演资料,渭河盆地磁性体厚度统一取均值1.5km。(4)花岗岩体和隐伏磁性体的密度均按2.5g/cm3计算。(5)在上述参数的基础上,本文计算了自花岗岩体形成(表4)、渭河盆地开始断陷(始新世中晚期卢氏阶,47.8Ma)和主储氦层(蓝田—灞河组)形成(5.3Ma)3个时间段内潜在氦源岩的生氦量。其中,花岗岩体的年龄参照前人的研究成果,隐伏磁性体的年龄取花岗岩体的平均值。计算结果表明,自花岗岩体形成、渭河盆地断陷和主储氦层(蓝田—灞河组)形成等3个时间段的生氦量分别为185.21×108m3、27.58×108m3和4.16×108m3(表5)。可以看出,从源、运、储3个条件所计算的生氦量差别很大。花岗岩体形成以来生氦总量大,当构造背景稳定时,部分氦气会保存在岩石中。渭河盆地开始断陷后,盆地南缘的脆性岩石(花岗岩)受区域应力破碎,释放裂隙流体,将之前保存的氦气释放,而后氦气逐渐运移至水体中形成水溶气,并随着地下水而迁移,生氦量和运聚系数均较高。主储氦层形成以后,逐步具备了富氦气藏形成条件,运聚系数高,虽生氦量少,但水溶氦可部分脱溶转化为游离态进入气藏,使富氦气藏氦资源不限于来自储层形成以后生成的氦。
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