鄂尔多斯盆地东缘上古生界致密储层含气系统压力演化

李 勇，朱治同，吴 鹏，申陈州，高计县

［1.中国矿业大学（北京）地球科学与测绘工程学院，北京 100083；2.中联煤层气有限责任公司，北京 100016；3.中国石油青海油田公司 采油一厂，青海 茫崖 816400］

鄂尔多斯盆地在致密气、煤层气和页岩油等领域勘探开发不断实现新突破，为保障国家能源安全发挥了重要作用［1-3］。盆地东缘实现了下古生界奥陶系、上古生界石炭系和二叠系和中生界三叠系全层系天然气勘探开发不断突破，是天然气持续增储上产的重要领域［4］。其中，石炭系-二叠系太原组、山西组、下石盒子组、上石盒子组和石千峰组的致密砂岩多层系连续含气，系统揭示这套层系含气系统压力演化模式，对于认识天然气生成、运移和聚集过程，揭示天然气富集成藏机制，服务实际生产具有重要指导意义。

杨华、袁际华和柳广弟等系统研究了鄂尔多斯盆地上古生界储层压力系统分布特征，并讨论了异常低压形成过程［5-6］。地层超压一般受不均衡压实、流体膨胀（生烃和烃类裂解）、成岩作用、构造挤压和压力传递等因素影响，低压或欠压则受地层抬升-剥蚀反弹、地下水流动、断裂和不整合面压力释放、气体扩散及温度降低等因素影响［7-11］。测井曲线组合分析法、声波速度-密度交会图法、孔隙度对比法、压力计算反推法等可以用于地层压力状态识别［12］，但是压力异常现象一般是由多种因素相互叠加所致，同时地层孔隙空间的强非均质性也会造成地层压力分布的复杂性。

本文结合钻井和测井数据计算获取了鄂尔多斯盆地东缘多层系压力系统分布，结合系统采集的流体包裹体样本，通过均一温度、盐度和捕获压力等计算了气藏压力系统变化，进一步结合盆地埋藏史分析气藏压力系统形成和演化。相关成果有助于鄂尔多斯盆地多层系天然气综合富集的形成演化机制，为多类型、多层系天然气立体勘探开发提供借鉴。

1 区域地质背景

鄂尔多斯盆地是发育在华北地台之上的叠合克拉通盆地，总面积约为25×104km2。本文采样井主要位于鄂尔多斯盆地东缘晋西挠褶带，地层构造主体为西倾单斜，东侧受紫金山岩浆活动影响，断裂较为发育。紫金山岩浆活动总体可分为3 期：①中三叠世的表浅层火山喷发-热液活动；②晚侏罗世—早白垩世的中浅层岩浆侵入活动；③晚白垩世的表浅层火山喷发活动［13-15］。研究区内沉积地层包括中奥陶统马家沟组、上石炭统本溪组、下二叠统太原组和山西组、中二叠统上石盒子组和下石盒子组、上二叠统石千峰组、下三叠统刘家沟组、中三叠统和尚沟组和纸坊组、上三叠统延长组及第四系［16-17］。研究区烃源岩以本溪组、太原组和山西组的煤岩和暗色泥岩为主，其中本溪组和太原组主要形成于海-陆过渡相潮坪、潟湖环境，山西组形成于浅水三角洲环境（图1）。研究区岩石物性普遍较差，太原组、山西组、本溪组内部与烃源岩相邻的致密砂岩和上石盒子组、下石盒子组、石千峰组通过裂缝或断裂与烃源岩沟通的致密砂岩是主要储层。

图1 鄂尔多斯盆地临兴地区煤系沉积环境（a）和地层综合柱状图（b）Fig.1 Sedimentary environment（a）and composite stratigraphic column（b）of coal measures in the Linxing area，Ordos Basin

2 现今地层压力系统

研究区储层垂向发育多个含气系统，不同含气系统地层压力存在差异。综合考虑压实作用和其他高压形成机制作用，Eaton等（1975）提出了基于测井的地层压力计算方法［18-19］：

式中：p为地层压力，MPa；p0为上覆岩层压力，MPa；D为地层深度，m；（p/D）n表示正常地层压力梯度，MPa/m；Δtn为正常声波时差，μs/ft；Δto为实际声波时差，μs/ft；x为伊顿指数，取值因地区而异。

将等式两边同时乘以地层深度D，得到公式（2）。正常声波时差Δtn可通过公式（3）正常压实趋势方程计算。

式中：pw为地层静水压力，MPa；h为地层深度，m；k和b为压实趋势线的斜率和截距，无量纲。

以有实测地层压力数据的L-1 井和L-5 井为例，介绍地层压力预测的具体步骤：

①抽稀处理，将原始声波时差测井曲线每100 个数据点求取1个平均值（图2）。

图2 鄂尔多斯盆地临兴地区拟合正常压实趋势曲线Fig.2 Normal compaction trends of the Linxing area，Ordos Basin

②通过拟合出的正常压实趋势线方程，求取某一深度的正常压实声波时差（Δtn）（表1）。

表1 鄂尔多斯盆地临兴地区正常压实声波时差计算Table 1 Calculated sonic transit time under normal compaction for the Linxing area，Ordos Basin

③利用研究区有限的实测地层压力数据和公式（4）反求Eaton指数x，其取值见表2。

表2 鄂尔多斯盆地临兴地区Eaton指数取值Table 2 Eaton’s exponent values of the Linxing area，Ordos Basin

对研究区内有压力测试数据的井进行预测，将计算所得地层压力与实测压力进行比较，误差在0.13 %～8.34 %，平均2.88 %（表3）。计算可得石千峰组压力梯度在（0.90～1.15）×10-2MPa/m，平均1.00×10-2MPa/m；上石盒子组压力梯度在（0.57～1.13）×10-2MPa/m，平均0.93×10-2MPa/m；下石盒子组压力梯度在（0.60～1.11）×10-2MPa/m，平均0.91×10-2MPa/m；山西组压力梯度在（0.64～1.12）×10-2MPa/m，平均0.97×10-2MPa/m；太原组压力梯度在（0.79～1.13）×10-2MPa/m，平均0.96×10-2MPa/m。

表3 鄂尔多斯盆地临兴地区太原组—石千峰组地层压力估算值与实测值对比Table 3 Comparison between estimated and measured formation pressures from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

石千峰组压力系数主要分布在0.88～0.95，均值0.91，属近正常压力系统；上石盒子组压力系数在0.77～0.86，均值0.82；下石盒子组压力系数在0.73～0.86，均值0.80；山西组压力系数在0.78～0.87，均值0.83。上石盒子组、下石盒子组和山西组属略微欠压系统。太原组压力系数变化幅度大，主要分布在0.74～0.87，属欠压系统（图3）。研究区总体以欠压、略微欠压系统为主，发育部分近正常和正常压力系统。

图3 鄂尔多斯盆地临兴地区太原组—石千峰组现今地层压力系数分布Fig.3 Current formation pressure coefficients from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

3 古压力系统

3.1 流体包裹体显微特征

太原组—石千峰组储层中发育丰富的流体包裹体，主要赋存在石英矿物溶蚀孔隙和石英裂缝，少量分布于石英加大边（图4）。根据常温下包裹体成分和相态差异，可观察到3 类包裹体，透射光下为浅褐色且具有荧光的气液烃包裹体、透射光下为深灰色气烃包裹体和透射光下透明且没有荧光的盐水包裹体。

图4 鄂尔多斯盆地临兴地区流体包裹体显微特征照片Fig.4 Microscopic characteristics of fluid inclusions in the Linxing area，Ordos Basin

流体包裹体大小不一，石英次生加大边上包裹体较大，通常直径大于10 μm，仅有极少数小于10 μm，形状有方形、椭圆形、长条形和不规则多边形；石英颗粒表面、溶蚀孔隙及石英裂缝中的包裹体直径多在1～10 μm，少部分大于10 μm，但基本都在20 μm 范围内，形状较石英次生加大边丰富，有方形、椭圆形、长条形和半圆形等。流体包裹体均呈带状、线状、孤立、零星或成群分布（图4）。

3.2 均一温度和盐度特征

与烃类包裹体共生的盐水包裹体均一温度最接近油气流体活动时的真实地层温度，选用此类包裹体对天然气充注史进行研究［20-22］。对太原组—石千峰组共30 口井220 块样品中4 104 个测点开展流体包裹体均一温度分析，测试结果如表4所示。

表4 鄂尔多斯盆地临兴地区太原组—石千峰组测试数据统计Table 4 Test data statistics of fluid inclusions from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

从分布范围来看，太原组—石千峰组均一温度集中分布在90～135 ℃，峰值主体出现在115～130 ℃。以上结果表明，垂向上各层位处流体性质较均一，且相互间连通性较好，均在油气运移活跃期间捕获形成了流体包裹体。包裹体均一温度和盐度连续变化且无突现低值、缺失，说明油气充注是一个相对连续的过程，无显著时间间断（图5）。

图5 鄂尔多斯盆地临兴地区太原组—石千峰组盐度（a）和均一温度（b）分布频率直方图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

太原组—石千峰组流体包裹体盐度分布范围较广，在0～23.05 %均有分布，但过半数样品盐度小于10 %，峰值为5.00 %～7.50 %，平均值为8.17 %，整体属于低盐度包裹体（图5）。各层位间流体盐度相似，但受地层水中盐类溶解度随温度升高等因素影响，上部层位捕获了盐度相对较高的流体。

太原组—下石盒子组的均一温度与盐度呈正相关关系。成岩早期地层埋藏浅且温度低，环境相对开放，流体交换作用比较普遍，地层流体的盐度较低，从而形成低温低盐的流体包裹体。之后随着埋深加大，地层流体温度升高，环境相对封闭，流体盐度升高。同时随着生烃强度增加，地层水中烃类和有机酸含量增多，孔隙水酸性增强，加快长石和方解石溶解，K+，Na+和Ca2+等离子迁移释放进孔隙水，进一步使流体盐度增加，形成高温高盐流体包裹体，因此均一温度与盐度表现出正相关关系［23-25］。上石盒子组和石千峰组的均一温度与盐度呈负相关关系，存在高温低盐的包裹体（图6）。下部地层流体在生烃高峰期向上运移过程中，下部地层中的部分流体会沿着裂缝向上部运移被捕获，形成低温高盐包裹体。除此之外，研究区在白垩纪晚期发生紫金山岩体活动，受烘烤作用，部分低均一温度和低盐度的流体包裹体会在岩浆的加热下发生了再平衡，如果未发生破裂，盐度会依旧保持较低水平，但均一温度升高［26-27］。

图6 鄂尔多斯盆地临兴地区太原组—石千峰组均一温度与盐度关系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 古压力分布

包裹体捕获压力反映了其形成时的地层压力，可以用来重建油气充注或运移时期的地层古压力特征。采用张鼐等人提出的捕获温度与均一温度关系［28］

式中：T为包裹体捕获温度，℃；Th为包裹体均一温度，℃。

计算获得捕获温度后，结合Bodnar 等人（1985）［29］以及Driesner 和Heinrich（2007）提出的流体包裹体的温度-压力曲线可以得到捕获压力［30-32］。

石千峰组包裹体捕获温度在71.98～230.25 ℃，平均130.52 ℃；上石盒子组在73.14～237.72 ℃，平均133.95 ℃；下石盒子组在87.95～238.62 ℃，平均138.09 ℃；山西组在78.03～239.00 ℃，平均138.08 ℃；太原组在79.84～222.00 ℃，平均135.73 ℃。石千峰组包裹体捕获压力在23.91～45.24 MPa，平均34.89 MPa；上石盒子组在28.15～46.08 MPa，平均35.80 MPa；下石盒子组在29.70～48.00 MPa，平均37.58 MPa；山西组在27.14～49.24 MPa，平均38.26 MPa；太原组在29.88～46.79 MPa，平均37.40 MPa（表5）。

表5 鄂尔多斯盆地临兴地区太原组—石千峰组捕获温度与捕获压力计算结果Table 5 Calculated trapping temperatures and trapping pressures of fluid inclusions from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

任战利等测算的鄂尔多斯盆地在白垩世古地温梯度最高可达4.5×10-2℃/m，高于今地温，存在异常地温场及构造热事件，同时也是油气大量生成时期［33-34］。利用捕获温度和古地温梯度计算出流体包裹体形成时所处的深度，从而得出油气生成时的地层压力系数（表5）。研究区在早白垩世油气大量生成，太原组—石千峰组形成超压。

4 地层压力演化

4.1 古超压成因

根据古压力恢复，研究区地层在古生代和中生代时表现为超压。Barker 认为，对于开放性的流体体系，即上下地层间连通性较好时，地层孔隙压力应略等于静水压力，所以异常压力表明地层为一套较封闭的体系，供输关系不平衡导致负压或超压［35］。应用PetroMod2016.2 进行埋藏史和热演化史数值模拟，用声波时差法估算地层剥蚀量，大地热流值应用镜质体反射率（Ro）和磷灰石裂变行迹联合模拟［36］。煤岩成熟度模拟采用Easy%Ro模型［37］，煤岩生烃率基于PM_TIII_Tertiary-Coal_2C 化学动力学模型。古地层压力恢复的原理是利用泥岩压实的不可逆原理，从而分别建立单层组地层的深度-孔隙度、时间-孔隙度的正常压实趋势线，然后用反回剥的方法推导出古地层压力。模拟结果显示研究区主要有两次快速沉降期，分别位于三叠纪和白垩纪。第一次快速沉降期，烃源岩埋深较浅、温度较低，Ro值在0.5 %～0.7 %，生烃量较小。第二次快速沉降期，地层埋深迅速加大到3 000 m 以下，温度升高到140 ℃以上，Ro值升高到1.0 %以上，开始大量生烃。

从图7b 可以明显看到在250～200 Ma，即第一次快速沉降期，地层的孔隙压力只是略高于静水压力，同时地层开始生烃。但是这个时期生烃量较小，并且无欠压实作用形成的超压。在135～50 Ma，即第二次快速沉降期，地层孔隙压力明显高于静水压力，并且此阶段开始大量生烃，说明古超压的主要成因为生烃增压。将研究区流体包裹体捕获温度与捕获压力交汇后发现二者存在较好的线性关系（图8）。

图7 鄂尔多斯盆地临兴地区埋藏史和热演化模拟（a），太原组生烃量、孔隙压力和静水压力曲线（b）及地层孔隙度演化（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

图8 鄂尔多斯盆地临兴地区流体包裹体捕获温度与捕获压力交汇图Fig.8 Cross plot of trapping temperature vs.trapping pressure of fluid inclusions in the Linxing area，Ordos Basin

4.2 现今低压成因

太原组—石千峰组在150～100 Ma 期间孔隙度已下降到较低程度，有利于形成一个较封闭系统，尤其是太原组和山西组孔隙度已降至10 %以下，符合前人对研究区天然气藏储层先致密后成藏的判断［38-39］。从图7a 中可以看到，在晚白垩纪以来的抬升剥蚀中，储层温度大幅降低，地层压力随之降低。100 Ma 以后生烃速率开始减缓，地层压力开始减小，加上部分天然气沿构造裂缝或因压差发生了运移和轻烃扩散，造成了地层普遍低压的现状。

4.2.1 温度降低影响

运用公式（6）［40］计算因温度下降导致的储层压力下降数值（表6）。随着地层抬升，温度和压力下降，气体压缩因子也发生变化［41］。假设不存在气体的充注和散失，且忽略气体体积的变化，计算温度降低对古压力的影响，即：

表6 鄂尔多斯盆地临兴地区太原组—石千峰组温度影响的地层压力降低值及相关参数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为温度下降导致的压力降低值，MPa；p古为早白垩世末期地层压力，MPa；Z今、Z古分别为现今、早白垩世末期气体压缩因子，无量纲；T古为包裹体捕获温度，℃；T今为现今地层温度，℃。经计算得出，因温度降低导致的地层压力下降幅度，石千峰组为53.39 %，上石盒子组为50.31 %，下石盒子组为57.14 %，山西组为57.85 %，太原组为56.76 %。综合来看，温度下降是形成现今研究区地层低压的重要原因之一。

影响气体压缩因子的主要因素为温度T和压力p，利用Soave-Redlich-Kwong 状态方程，可计算出在一定温度和压力下甲烷的压缩因子［40］。将流体包裹体的捕获温度和捕获压力视为古地层温度和压力，便可计算出古压缩因子。同理，带入现今的地层温度和压力，可计算出现今地层中甲烷气体的压缩因子。

4.2.2 天然气膨胀影响

鄂尔多斯盆地含油气地层普遍致密，并且从白垩纪晚期开始盆地持续抬升，上覆地层剥蚀，天然气膨胀［42-43］。考虑地层温度下降、孔隙反弹、上覆地层压力和地层毛细管力降低对天然气膨胀量的影响，运用公式（7）计算研究区天然气膨胀量百分比［39］。

式中：V后为地层抬升后天然气体积，m3；V前为地层抬升前天然气体积，m3；Z后为抬升后天然气压缩因子，无量纲；Z前为抬升前天然气压缩因子，无量纲；T后为抬升后地层温度，K；T前为抬升前地层温度，K；p前为抬升前的地层压力，MPa；p温为温度降低引起的压力降低量，MPa；Δpr为孔隙反弹引起的压力降低量，MPa；prc为地层毛细管力，MPa。

其中Δpr可据公式（8）［41］计算：

式中：Δσ为上覆地层压力变化值，MPa；Cb为地层孔隙压缩系数，MPa-1；Cr为固体骨架物质压缩系数，MPa-1；Φ为孔隙度，%；Cg为天然气压缩系数，MPa-1。

其中Cr可据公式（9）［44］计算得出：

式中：ν为泊松比，无量纲；Es为弹性模量，MPa。

Cb可据公式（10）［45］计算得出：

Cg可根据天然气的对比温度和对比压力查询Trube图版得到［38］。

再据公式（11）［41］计算天然气在地层抬升膨胀时所产生的压力（表7）：

表7 鄂尔多斯盆地临兴地区太原组—石千峰组天然气膨胀力及相关参数Table 7 Natural gas swelling pressure and relevant parameters from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

式中：pe为天然气在地层抬升膨胀时所产生的压力，MPa；pj为抬升后的静水压力，MPa。

经计算后得到研究区太原组、山西组、下石盒子组、上石盒子组和石千峰组的天然气膨胀量分别为7.14 %，7.31 %，6.73 %，3.65 %和8.01 %，对应天然气膨胀力分别为5.70，6.36，7.07，7.25 和9.22 MPa。因为该计算方法是抵消了温度降低和孔隙回弹等效应之后计算的净增加量，所以天然气实际体积膨胀量和膨胀力会大于计算值。

太原组、山西组、下石盒子组和石千峰组内的天然气膨胀量均在7 %左右，只有上石盒子组的膨胀量小于4 %（图9）。上石盒子组的毛管压力最大，导致地层中的天然气膨胀量最小。从太原组往上到石千峰组天然气膨胀力逐渐变大，且均大于5 MPa（图10），这足以使地层内的天然气发生二次运移。天然气膨胀力实际上是天然气对外的压强，现今气藏膨胀后不再具有膨胀力，因此可以将膨胀力作为因天然气膨胀导致气藏压力降低的量。因天然气膨胀导致的压力下降，石千峰组为41.95 %，上石盒子组为31.14 %，下石盒子组为32.39 %，山西组为29.73 %，太原组为28.25 %。

图9 鄂尔多斯盆地临兴地区太原组—石千峰组天然气膨胀量（a）和膨胀力（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

图10 鄂尔多斯盆地临兴地区太原组—石千峰组气藏压力影响因素贡献度Fig.10 Proportions of factors influencing gas reservoir pressure from the Taiyuan to Shiqianfeng formations in the Linxing area，Ordos Basin

天然气膨胀引起的二次运移使烃源岩内剩余的天然气再次排出，储集层内的天然气二次调整成藏。研究区地层非均质强，物性较好的区域内的天然气在膨胀力的作用下向物性较差的区域运移，使地层压力重新分布。上述过程会同时排出地层孔隙中的水，又因储层致密，下部流体与上部流体沟通较差，会使地层压力进一步降低。天然气在膨胀运移的过程中，部分气体可能会沿着断层或自主扩散至地表。研究区在白垩纪发生了紫金山岩体隆起，地层在紫金山隆起和区域地应力的双重作用下，形成了大量裂缝［46］。天然气在膨胀力和自身浮力的推动下，沿着裂缝向上层扩散，最终逸散到大气中。

4.2.3 孔隙反弹影响

地层抬升过程中，随着温度和上覆地层压力的降低，孔隙会发生膨胀从而导致地层压力降低。上文在计算天然气膨胀量时，利用公式（8）［45］已计算出各个层位因孔隙反弹压力降低的值。计算得出石千峰组下降0.13 MPa，下降幅度为0.59 %；上石盒子组下降0.10 MPa，下降幅度为0.43 %；下石盒子组下降0.08 MPa，下降幅度为0.37 %；山西组下降0.17 MPa，下降幅度为0.79 %；太原组下降0.14 MPa，下降幅度为0.69 %。

综合来看各因素导致气藏压力降低占比，其中温度降低导致的压力下降占比最大，其次是天然气膨胀引起的气藏调整导致的压力降低，孔隙反弹的占比最小（图10）。需要指出的是，虽然计算温度降低引起的压力降低值忽略了天然气散失和体积变化的影响，但是在计算天然气膨胀量时考虑了温度降低这一因素，因此由体积变化带来的误差可以在计算天然气膨胀时得到补充。而天然气的散失现无法进行精确的计算，只能通过总体的压力降低值减去除天然气散失外的各因素引起的压力降低值得到一个粗略的结果，即图10 中的“误差和其他因素”。石千峰组气藏压力下降幅度和现今压力梯度最大，太原组气藏压力下降幅度和现今压力梯度最小，说明上部地层中的天然气在运移和散失的同时得到了下部天然气的补充，并且上部地层埋藏较浅，最终导致其压力梯度较大。下部地层中的天然气无法得到有效补充，且埋深较大，体现为现今压力梯度较浅部地层小。其中山西组泥页岩含量比例相对较高，地层封闭性好，尽管有较大幅度的降温和膨胀运移导致的压力下降，现今地层压力梯度较太原组高。

4.3 地层压力演化模式

综合上文研究内容，得出了上古生界天然气藏的压力系统演化模式（图11）。在大约300 Ma，地层开始缓慢沉降，深度较浅，上下地层之间连通性好，地层压力正常，此阶段为正常压力期。在大约250 Ma，地层开始快速沉降，地层迅速致密，孔隙度迅速减小，为异常压力形成提供了条件。随着温度和压力升高，烃源岩有机质成熟度逐渐增大，并且伴随有烃类生成，为古超压提供条件，此阶段为快速沉降致密期。在100 Ma 左右烃源岩进入生烃高峰，形成超压，排出了地层水分，此阶段为生烃增压期。此后地层抬升，温度降低和孔隙反弹使气藏压力降低，同时上覆岩层减薄，天然气发生膨胀，驱使天然气向物性较差的区域运移，压力系统重新调整，部分气体逸散，此阶段为抬升降压期。

5 结论

1）上古生界致密气储层总体以欠压和略微欠压系统为主，发育部分近正常、正常压力系统。按照压力系数变化程度，可以将上古生界各层段从上至下划分为3 套压力系统，即太原组欠压系统、山西组—上石盒子组略微欠压系统和石千峰组正常压力系统。

2）储层流体包裹体均一温度的连续变化和多个峰值，说明了上古生界天然气为多阶充注和连续成藏。上石盒子组和石千峰组中的流体包裹体盐度与均一温度出现异常负相关关系，推测气体远距离运移充注和构造热事件导致的流体包裹体再平衡所致。

3）压力系统演化显示地层压力由生烃超压到现今欠压转变。地层在白垩纪中期大量生烃，在3 500 m左右埋深条件下增压至34.89～38.26 MPa。后期地层抬升，地层温度降低，压力下降，压降幅度在50.31 %～57.85 %，以石千峰组压降最大。随着上覆地层压力降低，天然气再次运移，压力重新调整，压降幅度在28.25 %～41.95 %，以石千峰组降压最大。上覆地层剥蚀使孔隙反弹导致压力下降，压降幅度在0.37 %～0.79 %，形成了现今压力系统。