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2.2 古壓力
盆地模擬資料表明，太原組—山西組地?zé)崽荻仍?.8 ℃/100 m 時(shí)，壓力系數(shù)為 1.6～1.7；而晚侏羅世—早白堊世其地?zé)崽荻壬咧粒?.15～5.50） ℃/100 m，壓力系數(shù)則高達(dá) 2.0～2.4。當(dāng)?shù)貙映瑝哼_(dá)到一定程度時(shí)（一般是山1段和太原組），可使巖石產(chǎn)生微裂隙，改善儲(chǔ)集性能[10]。長(zhǎng)石砂巖、石英砂巖的自然破裂壓力系數(shù)約為 1.96，鏡下薄片觀察可見到山西組—太原組砂巖中大量發(fā)育的微裂隙（見圖 4），說明鄂爾多斯盆地深盆氣成藏期地層（3 500 m 以深）流體壓力曾超過60 MPa，壓力系數(shù)超過 2。
3 高溫高壓深盆氣的形成
晚侏羅世—早白堊世，鄂爾多斯盆地上古生界下部形成了一個(gè)盆地級(jí)的高溫高壓封存箱，封存箱的頂部是厚度超過 70 m 的上石盒子組河漫灘相泥巖，其隔熱作用使其所含地層水為蒸汽態(tài)，處于超壓狀態(tài)，對(duì)下伏封存箱內(nèi)的流體不僅起物性封閉作用，而且還具有壓力封閉作用，因而有效且持久。在封存箱內(nèi)部，高達(dá) 150～196 ℃的古地溫場(chǎng)一方面促使煤系有機(jī)質(zhì)快速熟化，生成大量天然氣，同時(shí)，煤系地層水相態(tài)發(fā)生變化，由液態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)闅鈶B(tài)，導(dǎo)致壓力系數(shù)大幅升高。高溫高壓封存箱可看作一個(gè)封閉體系，其內(nèi)流體相態(tài)的變化應(yīng)該遵循圖 1、圖 2 中的規(guī)律，即在溫度為150～196 ℃，壓力為 40～70 MPa 的環(huán)境中，封存箱內(nèi)液態(tài)水和氣態(tài)水體積約各占 50%。由于下部地層（山2段、太原組）有機(jī)質(zhì)含量高、地層溫度高，氣、水轉(zhuǎn)化量大，故流體壓力高；而上部地層（山1段、盒8段）古地溫相對(duì)低，流體壓力亦低，上部、下部地層之間形成較高的壓力差（見圖 5a），因而氣（汽）相在封存箱體系內(nèi)自下而上運(yùn)移。這種流動(dòng)導(dǎo)致下部煤系溫度、壓力的降低和上部地層溫度、壓力的升高，從而出現(xiàn)新的不平衡狀態(tài)；煤系將繼續(xù)生烴，地層水繼續(xù)汽化，直到氣、液體積重新平衡（各占 50%），并出現(xiàn)另一次運(yùn)移。雖然地層水汽化和氣相運(yùn)移極其緩慢，但如此分階段進(jìn)行，在漫長(zhǎng)的地質(zhì)歷史中，周而復(fù)始，循環(huán)往復(fù)，直至有機(jī)質(zhì)生烴終止，封存箱內(nèi)部壓力、溫度趨于平衡，但封存箱內(nèi)液相和氣相的比例始終保持在 50%左右。煤系有機(jī)質(zhì)的快速熟化和地層水的相態(tài)轉(zhuǎn)化同期發(fā)生，促進(jìn)甲烷氣與氣態(tài)水的互溶。甲烷氣逐漸稀釋、溶解致密儲(chǔ)集層中的水蒸氣，雙相流轉(zhuǎn)變?yōu)閱蜗嗔鳎咭黄饾B透到封存箱內(nèi)的各種儲(chǔ)集空間中。該過程歷經(jīng)數(shù)百萬年，天然氣、水蒸氣不斷由高勢(shì)區(qū)（體）向低勢(shì)區(qū)（體）運(yùn)移，分布范圍越來越大，直至充滿盆地內(nèi)煤系 Ro值大于 1.2%的所有地區(qū)，直至巨型封存箱內(nèi)溫度、壓力趨于平衡，流體封存箱內(nèi)儲(chǔ)集空間逐漸被氣（汽）飽和，高溫高壓深盆氣藏至此形成。深盆氣形成過程中，鹽類在地層水中的溶解度隨溫度增加而降低，特別是由液態(tài)轉(zhuǎn)變?yōu)闅鈶B(tài)的過程中，水中溶解的鹽類物質(zhì)析出，高礦化度的地層水變成了純凈的氣態(tài)水。這在一定程度上可以解釋深盆氣儲(chǔ)集層致密（鹽堵塞）以及深盆氣產(chǎn)出水礦化度低的成因。
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