鄂爾多斯盆地東緣上古生界致密儲層含氣系統壓力演化

李 勇，朱治同，吳 鵬，申陳州，高計縣

［1.中國礦業大學（北京）地球科學與測繪工程學院，北京 100083；2.中聯煤層氣有限責任公司，北京 100016；3.中國石油青海油田公司 采油一廠，青海 茫崖 816400］

鄂爾多斯盆地在致密氣、煤層氣和頁巖油等領域勘探開發不斷實現新突破，為保障國家能源安全發揮了重要作用［1-3］。盆地東緣實現了下古生界奧陶系、上古生界石炭系和二疊系和中生界三疊系全層系天然氣勘探開發不斷突破，是天然氣持續增儲上產的重要領域［4］。其中，石炭系-二疊系太原組、山西組、下石盒子組、上石盒子組和石千峰組的致密砂巖多層系連續含氣，系統揭示這套層系含氣系統壓力演化模式，對于認識天然氣生成、運移和聚集過程，揭示天然氣富集成藏機制，服務實際生產具有重要指導意義。

楊華、袁際華和柳廣弟等系統研究了鄂爾多斯盆地上古生界儲層壓力系統分布特征，并討論了異常低壓形成過程［5-6］。地層超壓一般受不均衡壓實、流體膨脹（生烴和烴類裂解）、成巖作用、構造擠壓和壓力傳遞等因素影響，低壓或欠壓則受地層抬升-剝蝕反彈、地下水流動、斷裂和不整合面壓力釋放、氣體擴散及溫度降低等因素影響［7-11］。測井曲線組合分析法、聲波速度-密度交會圖法、孔隙度對比法、壓力計算反推法等可以用于地層壓力狀態識別［12］，但是壓力異常現象一般是由多種因素相互疊加所致，同時地層孔隙空間的強非均質性也會造成地層壓力分布的復雜性。

本文結合鉆井和測井數據計算獲取了鄂爾多斯盆地東緣多層系壓力系統分布，結合系統采集的流體包裹體樣本，通過均一溫度、鹽度和捕獲壓力等計算了氣藏壓力系統變化，進一步結合盆地埋藏史分析氣藏壓力系統形成和演化。相關成果有助于鄂爾多斯盆地多層系天然氣綜合富集的形成演化機制，為多類型、多層系天然氣立體勘探開發提供借鑒。

1 區域地質背景

鄂爾多斯盆地是發育在華北地臺之上的疊合克拉通盆地，總面積約為25×104km2。本文采樣井主要位于鄂爾多斯盆地東緣晉西撓褶帶，地層構造主體為西傾單斜，東側受紫金山巖漿活動影響，斷裂較為發育。紫金山巖漿活動總體可分為3 期：①中三疊世的表淺層火山噴發-熱液活動；②晚侏羅世—早白堊世的中淺層巖漿侵入活動；③晚白堊世的表淺層火山噴發活動［13-15］。研究區內沉積地層包括中奧陶統馬家溝組、上石炭統本溪組、下二疊統太原組和山西組、中二疊統上石盒子組和下石盒子組、上二疊統石千峰組、下三疊統劉家溝組、中三疊統和尚溝組和紙坊組、上三疊統延長組及第四系［16-17］。研究區烴源巖以本溪組、太原組和山西組的煤巖和暗色泥巖為主，其中本溪組和太原組主要形成于海-陸過渡相潮坪、潟湖環境，山西組形成于淺水三角洲環境（圖1）。研究區巖石物性普遍較差，太原組、山西組、本溪組內部與烴源巖相鄰的致密砂巖和上石盒子組、下石盒子組、石千峰組通過裂縫或斷裂與烴源巖溝通的致密砂巖是主要儲層。

圖1 鄂爾多斯盆地臨興地區煤系沉積環境（a）和地層綜合柱狀圖（b）Fig.1 Sedimentary environment（a）and composite stratigraphic column（b）of coal measures in the Linxing area，Ordos Basin

2 現今地層壓力系統

研究區儲層垂向發育多個含氣系統，不同含氣系統地層壓力存在差異。綜合考慮壓實作用和其他高壓形成機制作用，Eaton等（1975）提出了基于測井的地層壓力計算方法［18-19］：

式中：p為地層壓力，MPa；p0為上覆巖層壓力，MPa；D為地層深度，m；（p/D）n表示正常地層壓力梯度，MPa/m；Δtn為正常聲波時差，μs/ft；Δto為實際聲波時差，μs/ft；x為伊頓指數，取值因地區而異。

將等式兩邊同時乘以地層深度D，得到公式（2）。正常聲波時差Δtn可通過公式（3）正常壓實趨勢方程計算。

式中：pw為地層靜水壓力，MPa；h為地層深度，m；k和b為壓實趨勢線的斜率和截距，無量綱。

以有實測地層壓力數據的L-1 井和L-5 井為例，介紹地層壓力預測的具體步驟：

①抽稀處理，將原始聲波時差測井曲線每100 個數據點求取1個平均值（圖2）。

圖2 鄂爾多斯盆地臨興地區擬合正常壓實趨勢曲線Fig.2 Normal compaction trends of the Linxing area，Ordos Basin

②通過擬合出的正常壓實趨勢線方程，求取某一深度的正常壓實聲波時差（Δtn）（表1）。

表1 鄂爾多斯盆地臨興地區正常壓實聲波時差計算Table 1 Calculated sonic transit time under normal compaction for the Linxing area，Ordos Basin

③利用研究區有限的實測地層壓力數據和公式（4）反求Eaton指數x，其取值見表2。

表2 鄂爾多斯盆地臨興地區Eaton指數取值Table 2 Eaton’s exponent values of the Linxing area，Ordos Basin

對研究區內有壓力測試數據的井進行預測，將計算所得地層壓力與實測壓力進行比較，誤差在0.13 %～8.34 %，平均2.88 %（表3）。計算可得石千峰組壓力梯度在（0.90～1.15）×10-2MPa/m，平均1.00×10-2MPa/m；上石盒子組壓力梯度在（0.57～1.13）×10-2MPa/m，平均0.93×10-2MPa/m；下石盒子組壓力梯度在（0.60～1.11）×10-2MPa/m，平均0.91×10-2MPa/m；山西組壓力梯度在（0.64～1.12）×10-2MPa/m，平均0.97×10-2MPa/m；太原組壓力梯度在（0.79～1.13）×10-2MPa/m，平均0.96×10-2MPa/m。

表3 鄂爾多斯盆地臨興地區太原組—石千峰組地層壓力估算值與實測值對比Table 3 Comparison between estimated and measured formation pressures from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

石千峰組壓力系數主要分布在0.88～0.95，均值0.91，屬近正常壓力系統；上石盒子組壓力系數在0.77～0.86，均值0.82；下石盒子組壓力系數在0.73～0.86，均值0.80；山西組壓力系數在0.78～0.87，均值0.83。上石盒子組、下石盒子組和山西組屬略微欠壓系統。太原組壓力系數變化幅度大，主要分布在0.74～0.87，屬欠壓系統（圖3）。研究區總體以欠壓、略微欠壓系統為主，發育部分近正常和正常壓力系統。

圖3 鄂爾多斯盆地臨興地區太原組—石千峰組現今地層壓力系數分布Fig.3 Current formation pressure coefficients from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

3 古壓力系統

3.1 流體包裹體顯微特征

太原組—石千峰組儲層中發育豐富的流體包裹體，主要賦存在石英礦物溶蝕孔隙和石英裂縫，少量分布于石英加大邊（圖4）。根據常溫下包裹體成分和相態差異，可觀察到3 類包裹體，透射光下為淺褐色且具有熒光的氣液烴包裹體、透射光下為深灰色氣烴包裹體和透射光下透明且沒有熒光的鹽水包裹體。

圖4 鄂爾多斯盆地臨興地區流體包裹體顯微特征照片Fig.4 Microscopic characteristics of fluid inclusions in the Linxing area，Ordos Basin

流體包裹體大小不一，石英次生加大邊上包裹體較大，通常直徑大于10 μm，僅有極少數小于10 μm，形狀有方形、橢圓形、長條形和不規則多邊形；石英顆粒表面、溶蝕孔隙及石英裂縫中的包裹體直徑多在1～10 μm，少部分大于10 μm，但基本都在20 μm 范圍內，形狀較石英次生加大邊豐富，有方形、橢圓形、長條形和半圓形等。流體包裹體均呈帶狀、線狀、孤立、零星或成群分布（圖4）。

3.2 均一溫度和鹽度特征

與烴類包裹體共生的鹽水包裹體均一溫度最接近油氣流體活動時的真實地層溫度，選用此類包裹體對天然氣充注史進行研究［20-22］。對太原組—石千峰組共30 口井220 塊樣品中4 104 個測點開展流體包裹體均一溫度分析，測試結果如表4所示。

表4 鄂爾多斯盆地臨興地區太原組—石千峰組測試數據統計Table 4 Test data statistics of fluid inclusions from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

從分布范圍來看，太原組—石千峰組均一溫度集中分布在90～135 ℃，峰值主體出現在115～130 ℃。以上結果表明，垂向上各層位處流體性質較均一，且相互間連通性較好，均在油氣運移活躍期間捕獲形成了流體包裹體。包裹體均一溫度和鹽度連續變化且無突現低值、缺失，說明油氣充注是一個相對連續的過程，無顯著時間間斷（圖5）。

圖5 鄂爾多斯盆地臨興地區太原組—石千峰組鹽度（a）和均一溫度（b）分布頻率直方圖Fig.5 Frequency histogram of the homogenization temperature and salinity of fluid inclusions from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

太原組—石千峰組流體包裹體鹽度分布范圍較廣，在0～23.05 %均有分布，但過半數樣品鹽度小于10 %，峰值為5.00 %～7.50 %，平均值為8.17 %，整體屬于低鹽度包裹體（圖5）。各層位間流體鹽度相似，但受地層水中鹽類溶解度隨溫度升高等因素影響，上部層位捕獲了鹽度相對較高的流體。

太原組—下石盒子組的均一溫度與鹽度呈正相關關系。成巖早期地層埋藏淺且溫度低，環境相對開放，流體交換作用比較普遍，地層流體的鹽度較低，從而形成低溫低鹽的流體包裹體。之后隨著埋深加大，地層流體溫度升高，環境相對封閉，流體鹽度升高。同時隨著生烴強度增加，地層水中烴類和有機酸含量增多，孔隙水酸性增強，加快長石和方解石溶解，K+，Na+和Ca2+等離子遷移釋放進孔隙水，進一步使流體鹽度增加，形成高溫高鹽流體包裹體，因此均一溫度與鹽度表現出正相關關系［23-25］。上石盒子組和石千峰組的均一溫度與鹽度呈負相關關系，存在高溫低鹽的包裹體（圖6）。下部地層流體在生烴高峰期向上運移過程中，下部地層中的部分流體會沿著裂縫向上部運移被捕獲，形成低溫高鹽包裹體。除此之外，研究區在白堊紀晚期發生紫金山巖體活動，受烘烤作用，部分低均一溫度和低鹽度的流體包裹體會在巖漿的加熱下發生了再平衡，如果未發生破裂，鹽度會依舊保持較低水平，但均一溫度升高［26-27］。

圖6 鄂爾多斯盆地臨興地區太原組—石千峰組均一溫度與鹽度關系Fig.6 Relationships between the homogenization temperature and salinity of fluid inclusions from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

3.3 古壓力分布

包裹體捕獲壓力反映了其形成時的地層壓力，可以用來重建油氣充注或運移時期的地層古壓力特征。采用張鼐等人提出的捕獲溫度與均一溫度關系［28］

式中：T為包裹體捕獲溫度，℃；Th為包裹體均一溫度，℃。

計算獲得捕獲溫度后，結合Bodnar 等人（1985）［29］以及Driesner 和Heinrich（2007）提出的流體包裹體的溫度-壓力曲線可以得到捕獲壓力［30-32］。

石千峰組包裹體捕獲溫度在71.98～230.25 ℃，平均130.52 ℃；上石盒子組在73.14～237.72 ℃，平均133.95 ℃；下石盒子組在87.95～238.62 ℃，平均138.09 ℃；山西組在78.03～239.00 ℃，平均138.08 ℃；太原組在79.84～222.00 ℃，平均135.73 ℃。石千峰組包裹體捕獲壓力在23.91～45.24 MPa，平均34.89 MPa；上石盒子組在28.15～46.08 MPa，平均35.80 MPa；下石盒子組在29.70～48.00 MPa，平均37.58 MPa；山西組在27.14～49.24 MPa，平均38.26 MPa；太原組在29.88～46.79 MPa，平均37.40 MPa（表5）。

表5 鄂爾多斯盆地臨興地區太原組—石千峰組捕獲溫度與捕獲壓力計算結果Table 5 Calculated trapping temperatures and trapping pressures of fluid inclusions from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

任戰利等測算的鄂爾多斯盆地在白堊世古地溫梯度最高可達4.5×10-2℃/m，高于今地溫，存在異常地溫場及構造熱事件，同時也是油氣大量生成時期［33-34］。利用捕獲溫度和古地溫梯度計算出流體包裹體形成時所處的深度，從而得出油氣生成時的地層壓力系數（表5）。研究區在早白堊世油氣大量生成，太原組—石千峰組形成超壓。

4 地層壓力演化

4.1 古超壓成因

根據古壓力恢復，研究區地層在古生代和中生代時表現為超壓。Barker 認為，對于開放性的流體體系，即上下地層間連通性較好時，地層孔隙壓力應略等于靜水壓力，所以異常壓力表明地層為一套較封閉的體系，供輸關系不平衡導致負壓或超壓［35］。應用PetroMod2016.2 進行埋藏史和熱演化史數值模擬，用聲波時差法估算地層剝蝕量，大地熱流值應用鏡質體反射率（Ro）和磷灰石裂變行跡聯合模擬［36］。煤巖成熟度模擬采用Easy%Ro模型［37］，煤巖生烴率基于PM_TIII_Tertiary-Coal_2C 化學動力學模型。古地層壓力恢復的原理是利用泥巖壓實的不可逆原理，從而分別建立單層組地層的深度-孔隙度、時間-孔隙度的正常壓實趨勢線，然后用反回剝的方法推導出古地層壓力。模擬結果顯示研究區主要有兩次快速沉降期，分別位于三疊紀和白堊紀。第一次快速沉降期，烴源巖埋深較淺、溫度較低，Ro值在0.5 %～0.7 %，生烴量較小。第二次快速沉降期，地層埋深迅速加大到3 000 m 以下，溫度升高到140 ℃以上，Ro值升高到1.0 %以上，開始大量生烴。

從圖7b 可以明顯看到在250～200 Ma，即第一次快速沉降期，地層的孔隙壓力只是略高于靜水壓力，同時地層開始生烴。但是這個時期生烴量較小，并且無欠壓實作用形成的超壓。在135～50 Ma，即第二次快速沉降期，地層孔隙壓力明顯高于靜水壓力，并且此階段開始大量生烴，說明古超壓的主要成因為生烴增壓。將研究區流體包裹體捕獲溫度與捕獲壓力交匯后發現二者存在較好的線性關系（圖8）。

圖7 鄂爾多斯盆地臨興地區埋藏史和熱演化模擬（a），太原組生烴量、孔隙壓力和靜水壓力曲線（b）及地層孔隙度演化（c）Fig.7 Diagram showing the simulated burial and thermal evolution histories（a），curves of generated hydrocarbon amount，pore pressure，and hydrostatic pressure（b），and diagram showing the evolution of formation porosity（c）for the Linxing area，Ordos Basin

圖8 鄂爾多斯盆地臨興地區流體包裹體捕獲溫度與捕獲壓力交匯圖Fig.8 Cross plot of trapping temperature vs.trapping pressure of fluid inclusions in the Linxing area，Ordos Basin

4.2 現今低壓成因

太原組—石千峰組在150～100 Ma 期間孔隙度已下降到較低程度，有利于形成一個較封閉系統，尤其是太原組和山西組孔隙度已降至10 %以下，符合前人對研究區天然氣藏儲層先致密后成藏的判斷［38-39］。從圖7a 中可以看到，在晚白堊紀以來的抬升剝蝕中，儲層溫度大幅降低，地層壓力隨之降低。100 Ma 以后生烴速率開始減緩，地層壓力開始減小，加上部分天然氣沿構造裂縫或因壓差發生了運移和輕烴擴散，造成了地層普遍低壓的現狀。

4.2.1 溫度降低影響

運用公式（6）［40］計算因溫度下降導致的儲層壓力下降數值（表6）。隨著地層抬升，溫度和壓力下降，氣體壓縮因子也發生變化［41］。假設不存在氣體的充注和散失，且忽略氣體體積的變化，計算溫度降低對古壓力的影響，即：

表6 鄂爾多斯盆地臨興地區太原組—石千峰組溫度影響的地層壓力降低值及相關參數Table 6 Temperature-induced decrease in pressure and relevant parameters for the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

式中：Δp為溫度下降導致的壓力降低值，MPa；p古為早白堊世末期地層壓力，MPa；Z今、Z古分別為現今、早白堊世末期氣體壓縮因子，無量綱；T古為包裹體捕獲溫度，℃；T今為現今地層溫度，℃。經計算得出，因溫度降低導致的地層壓力下降幅度，石千峰組為53.39 %，上石盒子組為50.31 %，下石盒子組為57.14 %，山西組為57.85 %，太原組為56.76 %。綜合來看，溫度下降是形成現今研究區地層低壓的重要原因之一。

影響氣體壓縮因子的主要因素為溫度T和壓力p，利用Soave-Redlich-Kwong 狀態方程，可計算出在一定溫度和壓力下甲烷的壓縮因子［40］。將流體包裹體的捕獲溫度和捕獲壓力視為古地層溫度和壓力，便可計算出古壓縮因子。同理，帶入現今的地層溫度和壓力，可計算出現今地層中甲烷氣體的壓縮因子。

4.2.2 天然氣膨脹影響

鄂爾多斯盆地含油氣地層普遍致密，并且從白堊紀晚期開始盆地持續抬升，上覆地層剝蝕，天然氣膨脹［42-43］。考慮地層溫度下降、孔隙反彈、上覆地層壓力和地層毛細管力降低對天然氣膨脹量的影響，運用公式（7）計算研究區天然氣膨脹量百分比［39］。

式中：V后為地層抬升后天然氣體積，m3；V前為地層抬升前天然氣體積，m3；Z后為抬升后天然氣壓縮因子，無量綱；Z前為抬升前天然氣壓縮因子，無量綱；T后為抬升后地層溫度，K；T前為抬升前地層溫度，K；p前為抬升前的地層壓力，MPa；p溫為溫度降低引起的壓力降低量，MPa；Δpr為孔隙反彈引起的壓力降低量，MPa；prc為地層毛細管力，MPa。

其中Δpr可據公式（8）［41］計算：

式中：Δσ為上覆地層壓力變化值，MPa；Cb為地層孔隙壓縮系數，MPa-1；Cr為固體骨架物質壓縮系數，MPa-1；Φ為孔隙度，%；Cg為天然氣壓縮系數，MPa-1。

其中Cr可據公式（9）［44］計算得出：

式中：ν為泊松比，無量綱；Es為彈性模量，MPa。

Cb可據公式（10）［45］計算得出：

Cg可根據天然氣的對比溫度和對比壓力查詢Trube圖版得到［38］。

再據公式（11）［41］計算天然氣在地層抬升膨脹時所產生的壓力（表7）：

表7 鄂爾多斯盆地臨興地區太原組—石千峰組天然氣膨脹力及相關參數Table 7 Natural gas swelling pressure and relevant parameters from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

式中：pe為天然氣在地層抬升膨脹時所產生的壓力，MPa；pj為抬升后的靜水壓力，MPa。

經計算后得到研究區太原組、山西組、下石盒子組、上石盒子組和石千峰組的天然氣膨脹量分別為7.14 %，7.31 %，6.73 %，3.65 %和8.01 %，對應天然氣膨脹力分別為5.70，6.36，7.07，7.25 和9.22 MPa。因為該計算方法是抵消了溫度降低和孔隙回彈等效應之后計算的凈增加量，所以天然氣實際體積膨脹量和膨脹力會大于計算值。

太原組、山西組、下石盒子組和石千峰組內的天然氣膨脹量均在7 %左右，只有上石盒子組的膨脹量小于4 %（圖9）。上石盒子組的毛管壓力最大，導致地層中的天然氣膨脹量最小。從太原組往上到石千峰組天然氣膨脹力逐漸變大，且均大于5 MPa（圖10），這足以使地層內的天然氣發生二次運移。天然氣膨脹力實際上是天然氣對外的壓強，現今氣藏膨脹后不再具有膨脹力，因此可以將膨脹力作為因天然氣膨脹導致氣藏壓力降低的量。因天然氣膨脹導致的壓力下降，石千峰組為41.95 %，上石盒子組為31.14 %，下石盒子組為32.39 %，山西組為29.73 %，太原組為28.25 %。

圖9 鄂爾多斯盆地臨興地區太原組—石千峰組天然氣膨脹量（a）和膨脹力（b）Fig.9 Swelling-induced increment（a）and swelling pressure（b）of natural gas from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

圖10 鄂爾多斯盆地臨興地區太原組—石千峰組氣藏壓力影響因素貢獻度Fig.10 Proportions of factors influencing gas reservoir pressure from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

天然氣膨脹引起的二次運移使烴源巖內剩余的天然氣再次排出，儲集層內的天然氣二次調整成藏。研究區地層非均質強，物性較好的區域內的天然氣在膨脹力的作用下向物性較差的區域運移，使地層壓力重新分布。上述過程會同時排出地層孔隙中的水，又因儲層致密，下部流體與上部流體溝通較差，會使地層壓力進一步降低。天然氣在膨脹運移的過程中，部分氣體可能會沿著斷層或自主擴散至地表。研究區在白堊紀發生了紫金山巖體隆起，地層在紫金山隆起和區域地應力的雙重作用下，形成了大量裂縫［46］。天然氣在膨脹力和自身浮力的推動下，沿著裂縫向上層擴散，最終逸散到大氣中。

4.2.3 孔隙反彈影響

地層抬升過程中，隨著溫度和上覆地層壓力的降低，孔隙會發生膨脹從而導致地層壓力降低。上文在計算天然氣膨脹量時，利用公式（8）［45］已計算出各個層位因孔隙反彈壓力降低的值。計算得出石千峰組下降0.13 MPa，下降幅度為0.59 %；上石盒子組下降0.10 MPa，下降幅度為0.43 %；下石盒子組下降0.08 MPa，下降幅度為0.37 %；山西組下降0.17 MPa，下降幅度為0.79 %；太原組下降0.14 MPa，下降幅度為0.69 %。

綜合來看各因素導致氣藏壓力降低占比，其中溫度降低導致的壓力下降占比最大，其次是天然氣膨脹引起的氣藏調整導致的壓力降低，孔隙反彈的占比最小（圖10）。需要指出的是，雖然計算溫度降低引起的壓力降低值忽略了天然氣散失和體積變化的影響，但是在計算天然氣膨脹量時考慮了溫度降低這一因素，因此由體積變化帶來的誤差可以在計算天然氣膨脹時得到補充。而天然氣的散失現無法進行精確的計算，只能通過總體的壓力降低值減去除天然氣散失外的各因素引起的壓力降低值得到一個粗略的結果，即圖10 中的“誤差和其他因素”。石千峰組氣藏壓力下降幅度和現今壓力梯度最大，太原組氣藏壓力下降幅度和現今壓力梯度最小，說明上部地層中的天然氣在運移和散失的同時得到了下部天然氣的補充，并且上部地層埋藏較淺，最終導致其壓力梯度較大。下部地層中的天然氣無法得到有效補充，且埋深較大，體現為現今壓力梯度較淺部地層小。其中山西組泥頁巖含量比例相對較高，地層封閉性好，盡管有較大幅度的降溫和膨脹運移導致的壓力下降，現今地層壓力梯度較太原組高。

4.3 地層壓力演化模式

綜合上文研究內容，得出了上古生界天然氣藏的壓力系統演化模式（圖11）。在大約300 Ma，地層開始緩慢沉降，深度較淺，上下地層之間連通性好，地層壓力正常，此階段為正常壓力期。在大約250 Ma，地層開始快速沉降，地層迅速致密，孔隙度迅速減小，為異常壓力形成提供了條件。隨著溫度和壓力升高，烴源巖有機質成熟度逐漸增大，并且伴隨有烴類生成，為古超壓提供條件，此階段為快速沉降致密期。在100 Ma 左右烴源巖進入生烴高峰，形成超壓，排出了地層水分，此階段為生烴增壓期。此后地層抬升，溫度降低和孔隙反彈使氣藏壓力降低，同時上覆巖層減薄，天然氣發生膨脹，驅使天然氣向物性較差的區域運移，壓力系統重新調整，部分氣體逸散，此階段為抬升降壓期。

5 結論

1）上古生界致密氣儲層總體以欠壓和略微欠壓系統為主，發育部分近正常、正常壓力系統。按照壓力系數變化程度，可以將上古生界各層段從上至下劃分為3 套壓力系統，即太原組欠壓系統、山西組—上石盒子組略微欠壓系統和石千峰組正常壓力系統。

2）儲層流體包裹體均一溫度的連續變化和多個峰值，說明了上古生界天然氣為多階充注和連續成藏。上石盒子組和石千峰組中的流體包裹體鹽度與均一溫度出現異常負相關關系，推測氣體遠距離運移充注和構造熱事件導致的流體包裹體再平衡所致。

3）壓力系統演化顯示地層壓力由生烴超壓到現今欠壓轉變。地層在白堊紀中期大量生烴，在3 500 m左右埋深條件下增壓至34.89～38.26 MPa。后期地層抬升，地層溫度降低，壓力下降，壓降幅度在50.31 %～57.85 %，以石千峰組壓降最大。隨著上覆地層壓力降低，天然氣再次運移，壓力重新調整，壓降幅度在28.25 %～41.95 %，以石千峰組降壓最大。上覆地層剝蝕使孔隙反彈導致壓力下降，壓降幅度在0.37 %～0.79 %，形成了現今壓力系統。