李 勇，朱治同，吳 鵬，申陳州，高計(jì)縣

［1.中國礦業(yè)大學(xué)（北京）地球科學(xué)與測繪工程學(xué)院，北京 100083；2.中聯(lián)煤層氣有限責(zé)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(lǐng)域勘探開發(fā)不斷實(shí)現(xiàn)新突破，為保障國家能源安全發(fā)揮了重要作用［1-3］。盆地東緣實(shí)現(xiàn)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(fā)不斷突破，是天然氣持續(xù)增儲上產(chǎn)的重要領(lǐng)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(xù)含氣，系統(tǒng)揭示這套層系含氣系統(tǒng)壓力演化模式，對于認(rèn)識天然氣生成、運(yùn)移和聚集過程，揭示天然氣富集成藏機(jī)制，服務(wù)實(shí)際生產(chǎn)具有重要指導(dǎo)意義。

楊華、袁際華和柳廣弟等系統(tǒng)研究了鄂爾多斯盆地上古生界儲層壓力系統(tǒng)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(shí)、流體膨脹（生烴和烴類裂解）、成巖作用、構(gòu)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(kuò)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(jì)算反推法等可以用于地層壓力狀態(tài)識別［12］，但是壓力異?，F(xiàn)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(qiáng)非均質(zhì)性也會造成地層壓力分布的復(fù)雜性。

本文結(jié)合鉆井和測井?dāng)?shù)據(jù)計(jì)算獲取了鄂爾多斯盆地東緣多層系壓力系統(tǒng)分布，結(jié)合系統(tǒng)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(jì)算了氣藏壓力系統(tǒng)變化，進(jìn)一步結(jié)合盆地埋藏史分析氣藏壓力系統(tǒng)形成和演化。相關(guān)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(jī)制，為多類型、多層系天然氣立體勘探開發(fā)提供借鑒。

1 區(qū)域地質(zhì)背景

鄂爾多斯盆地是發(fā)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(gòu)造主體為西傾單斜，東側(cè)受紫金山巖漿活動影響，斷裂較為發(fā)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(fā)-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(fā)活動［13-15］。研究區(qū)內(nèi)沉積地層包括中奧陶統(tǒng)馬家溝組、上石炭統(tǒng)本溪組、下二疊統(tǒng)太原組和山西組、中二疊統(tǒng)上石盒子組和下石盒子組、上二疊統(tǒng)石千峰組、下三疊統(tǒng)劉家溝組、中三疊統(tǒng)和尚溝組和紙坊組、上三疊統(tǒng)延長組及第四系［16-17］。研究區(qū)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(huán)境，山西組形成于淺水三角洲環(huán)境（圖1）。研究區(qū)巖石物性普遍較差，太原組、山西組、本溪組內(nèi)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(qū)煤系沉積環(huán)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(xiàn)今地層壓力系統(tǒng)

研究區(qū)儲層垂向發(fā)育多個含氣系統(tǒng)，不同含氣系統(tǒng)地層壓力存在差異。綜合考慮壓實(shí)作用和其他高壓形成機(jī)制作用，Eaton等（1975）提出了基于測井的地層壓力計(jì)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(shí)際聲波時差，μs/ft；x為伊頓指數(shù)，取值因地區(qū)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(shí)趨勢方程計(jì)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(shí)趨勢線的斜率和截距，無量綱。

以有實(shí)測地層壓力數(shù)據(jù)的L-1 井和L-5 井為例，介紹地層壓力預(yù)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(shù)據(jù)點(diǎn)求取1個平均值（圖2）。

圖2 鄂爾多斯盆地臨興地區(qū)擬合正常壓實(shí)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(shí)趨勢線方程，求取某一深度的正常壓實(shí)聲波時差（Δtn）（表1）。

表1 鄂爾多斯盆地臨興地區(qū)正常壓實(shí)聲波時差計(jì)算Table 1 Calculated sonic transit time under normal compaction for the Linxing area，Ordos Basin

③利用研究區(qū)有限的實(shí)測地層壓力數(shù)據(jù)和公式（4）反求Eaton指數(shù)x，其取值見表2。

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

對研究區(qū)內(nèi)有壓力測試數(shù)據(jù)的井進(jìn)行預(yù)測，將計(jì)算所得地層壓力與實(shí)測壓力進(jìn)行比較，誤差在0.13 %～8.34 %，平均2.88 %（表3）。計(jì)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(qū)太原組—石千峰組地層壓力估算值與實(shí)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(shù)主要分布在0.88～0.95，均值0.91，屬近正常壓力系統(tǒng)；上石盒子組壓力系數(shù)在0.77～0.86，均值0.82；下石盒子組壓力系數(shù)在0.73～0.86，均值0.80；山西組壓力系數(shù)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(tǒng)。太原組壓力系數(shù)變化幅度大，主要分布在0.74～0.87，屬欠壓系統(tǒng)（圖3）。研究區(qū)總體以欠壓、略微欠壓系統(tǒng)為主，發(fā)育部分近正常和正常壓力系統(tǒng)。

圖3 鄂爾多斯盆地臨興地區(qū)太原組—石千峰組現(xiàn)今地層壓力系數(shù)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(tǒng)

3.1 流體包裹體顯微特征

太原組—石千峰組儲層中發(fā)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(jù)常溫下包裹體成分和相態(tài)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(qū)流體包裹體顯微特征照片F(xiàn)ig.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(shù)小于10 μm，形狀有方形、橢圓形、長條形和不規(guī)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(nèi)，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(shí)地層溫度，選用此類包裹體對天然氣充注史進(jìn)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(diǎn)開展流體包裹體均一溫度分析，測試結(jié)果如表4所示。

表4 鄂爾多斯盆地臨興地區(qū)太原組—石千峰組測試數(shù)據(jù)統(tǒng)計(jì)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(xiàn)在115～130 ℃。以上結(jié)果表明，垂向上各層位處流體性質(zhì)較均一，且相互間連通性較好，均在油氣運(yùn)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(xù)變化且無突現(xiàn)低值、缺失，說明油氣充注是一個相對連續(xù)的過程，無顯著時間間斷（圖5）。

圖5 鄂爾多斯盆地臨興地區(qū)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(shù)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(guān)關(guān)系。成巖早期地層埋藏淺且溫度低，環(huán)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(huán)境相對封閉，流體鹽度升高。同時隨著生烴強(qiáng)度增加，地層水中烴類和有機(jī)酸含量增多，孔隙水酸性增強(qiáng)，加快長石和方解石溶解，K+，Na+和Ca2+等離子遷移釋放進(jìn)孔隙水，進(jìn)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(xiàn)出正相關(guān)關(guān)系［23-25］。上石盒子組和石千峰組的均一溫度與鹽度呈負(fù)相關(guān)關(guān)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(yùn)移過程中，下部地層中的部分流體會沿著裂縫向上部運(yùn)移被捕獲，形成低溫高鹽包裹體。除此之外，研究區(qū)在白堊紀(jì)晚期發(fā)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(fā)生了再平衡，如果未發(fā)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(qū)太原組—石千峰組均一溫度與鹽度關(guān)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(yùn)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(guān)系［28］

式中：T為包裹體捕獲溫度，℃；Th為包裹體均一溫度，℃。

計(jì)算獲得捕獲溫度后，結(jié)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(qū)太原組—石千峰組捕獲溫度與捕獲壓力計(jì)算結(jié)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(zhàn)利等測算的鄂爾多斯盆地在白堊世古地溫梯度最高可達(dá)4.5×10-2℃/m，高于今地溫，存在異常地溫場及構(gòu)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(jì)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(shù)（表5）。研究區(qū)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(jù)古壓力恢復(fù)，研究區(qū)地層在古生代和中生代時表現(xiàn)為超壓。Barker 認(rèn)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(yīng)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(guān)系不平衡導(dǎo)致負(fù)壓或超壓［35］。應(yīng)用PetroMod2016.2 進(jìn)行埋藏史和熱演化史數(shù)值模擬，用聲波時差法估算地層剝蝕量，大地?zé)崃髦祽?yīng)用鏡質(zhì)體反射率（Ro）和磷灰石裂變行跡聯(lián)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(xué)動力學(xué)模型。古地層壓力恢復(fù)的原理是利用泥巖壓實(shí)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(shí)趨勢線，然后用反回剝的方法推導(dǎo)出古地層壓力。模擬結(jié)果顯示研究區(qū)主要有兩次快速沉降期，分別位于三疊紀(jì)和白堊紀(jì)。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(shí)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?yàn)樯鸁N增壓。將研究區(qū)流體包裹體捕獲溫度與捕獲壓力交匯后發(fā)現(xiàn)二者存在較好的線性關(guān)系（圖8）。

圖7 鄂爾多斯盆地臨興地區(qū)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(qū)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(xiàn)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(tǒng)，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(qū)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(jì)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(gòu)造裂縫或因壓差發(fā)生了運(yùn)移和輕烴擴(kuò)散，造成了地層普遍低壓的現(xiàn)狀。

4.2.1 溫度降低影響

運(yùn)用公式（6）［40］計(jì)算因溫度下降導(dǎo)致的儲層壓力下降數(shù)值（表6）。隨著地層抬升，溫度和壓力下降，氣體壓縮因子也發(fā)生變化［41］。假設(shè)不存在氣體的充注和散失，且忽略氣體體積的變化，計(jì)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(qū)太原組—石千峰組溫度影響的地層壓力降低值及相關(guān)參數(shù)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(dǎo)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(xiàn)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(xiàn)今地層溫度，℃。經(jīng)計(jì)算得出，因溫度降低導(dǎo)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(xiàn)今研究區(qū)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(tài)方程，可計(jì)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(jì)算出古壓縮因子。同理，帶入現(xiàn)今的地層溫度和壓力，可計(jì)算出現(xiàn)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(jì)晚期開始盆地持續(xù)抬升，上覆地層剝蝕，天然氣膨脹［42-43］?？紤]地層溫度下降、孔隙反彈、上覆地層壓力和地層毛細(xì)管力降低對天然氣膨脹量的影響，運(yùn)用公式（7）計(jì)算研究區(qū)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(xì)管力，MPa。

其中Δpr可據(jù)公式（8）［41］計(jì)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(shù)，MPa-1；Cr為固體骨架物質(zhì)壓縮系數(shù)，MPa-1；Φ為孔隙度，%；Cg為天然氣壓縮系數(shù)，MPa-1。

其中Cr可據(jù)公式（9）［44］計(jì)算得出：

式中：ν為泊松比，無量綱；Es為彈性模量，MPa。

Cb可據(jù)公式（10）［45］計(jì)算得出：

Cg可根據(jù)天然氣的對比溫度和對比壓力查詢Trube圖版得到［38］。

再據(jù)公式（11）［41］計(jì)算天然氣在地層抬升膨脹時所產(chǎn)生的壓力（表7）：

表7 鄂爾多斯盆地臨興地區(qū)太原組—石千峰組天然氣膨脹力及相關(guān)參數(shù)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(chǎn)生的壓力，MPa；pj為抬升后的靜水壓力，MPa。

經(jīng)計(jì)算后得到研究區(qū)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(yīng)天然氣膨脹力分別為5.70，6.36，7.07，7.25 和9.22 MPa。因?yàn)樵撚?jì)算方法是抵消了溫度降低和孔隙回彈等效應(yīng)之后計(jì)算的凈增加量，所以天然氣實(shí)際體積膨脹量和膨脹力會大于計(jì)算值。

太原組、山西組、下石盒子組和石千峰組內(nèi)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(dǎo)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(nèi)的天然氣發(fā)生二次運(yùn)移。天然氣膨脹力實(shí)際上是天然氣對外的壓強(qiáng)，現(xiàn)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(dǎo)致氣藏壓力降低的量。因天然氣膨脹導(dǎo)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(qū)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(qū)太原組—石千峰組氣藏壓力影響因素貢獻(xiàn)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(yùn)移使烴源巖內(nèi)剩余的天然氣再次排出，儲集層內(nèi)的天然氣二次調(diào)整成藏。研究區(qū)地層非均質(zhì)強(qiáng)，物性較好的區(qū)域內(nèi)的天然氣在膨脹力的作用下向物性較差的區(qū)域運(yùn)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(jìn)一步降低。天然氣在膨脹運(yùn)移的過程中，部分氣體可能會沿著斷層或自主擴(kuò)散至地表。研究區(qū)在白堊紀(jì)發(fā)生了紫金山巖體隆起，地層在紫金山隆起和區(qū)域地應(yīng)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(kuò)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(fā)生膨脹從而導(dǎo)致地層壓力降低。上文在計(jì)算天然氣膨脹量時，利用公式（8）［45］已計(jì)算出各個層位因孔隙反彈壓力降低的值。計(jì)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(dǎo)致氣藏壓力降低占比，其中溫度降低導(dǎo)致的壓力下降占比最大，其次是天然氣膨脹引起的氣藏調(diào)整導(dǎo)致的壓力降低，孔隙反彈的占比最?。▓D10）。需要指出的是，雖然計(jì)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(jì)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(jì)算天然氣膨脹時得到補(bǔ)充。而天然氣的散失現(xiàn)無法進(jìn)行精確的計(jì)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(jié)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(xiàn)今壓力梯度最大，太原組氣藏壓力下降幅度和現(xiàn)今壓力梯度最小，說明上部地層中的天然氣在運(yùn)移和散失的同時得到了下部天然氣的補(bǔ)充，并且上部地層埋藏較淺，最終導(dǎo)致其壓力梯度較大。下部地層中的天然氣無法得到有效補(bǔ)充，且埋深較大，體現(xiàn)為現(xiàn)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(yùn)移導(dǎo)致的壓力下降，現(xiàn)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(nèi)容，得出了上古生界天然氣藏的壓力系統(tǒng)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(jī)質(zhì)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(jìn)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(fā)生膨脹，驅(qū)使天然氣向物性較差的區(qū)域運(yùn)移，壓力系統(tǒng)重新調(diào)整，部分氣體逸散，此階段為抬升降壓期。

5 結(jié)論

1）上古生界致密氣儲層總體以欠壓和略微欠壓系統(tǒng)為主，發(fā)育部分近正常、正常壓力系統(tǒng)。按照壓力系數(shù)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(tǒng)，即太原組欠壓系統(tǒng)、山西組—上石盒子組略微欠壓系統(tǒng)和石千峰組正常壓力系統(tǒng)。

2）儲層流體包裹體均一溫度的連續(xù)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(xù)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(xiàn)異常負(fù)相關(guān)關(guān)系，推測氣體遠(yuǎn)距離運(yùn)移充注和構(gòu)造熱事件導(dǎo)致的流體包裹體再平衡所致。

3）壓力系統(tǒng)演化顯示地層壓力由生烴超壓到現(xiàn)今欠壓轉(zhuǎn)變。地層在白堊紀(jì)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(yùn)移，壓力重新調(diào)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(dǎo)致壓力下降，壓降幅度在0.37 %～0.79 %，形成了現(xiàn)今壓力系統(tǒng)。