天然气动态压力低怎么办小妙招是什么引起的_天然气动态气压

1.压力传感器的工作原理是什么？

2.长期的压力和紧张的工作环境导致的职业倦怠和身体问题，应怎么改善？

3.煤储层和煤层气的储存

4.什么是油田的开发指标？

5.在管道中，多少MPa的压力为低压、中压、高压？ 其定义的国家标准是什么？

6.油气藏如何形成的？

7.生物气藏形成的基本地质条件

(1)上覆应力对渗透率的影响

对于致密砂岩气藏，应力是孔隙度和渗透率的重要影响因素。然而，同一应力场下孔隙度的变化要比渗透率的变化小得多(Rushing等，2008)。也就是说，对于致密砂岩气藏，上覆应力对渗透率的影响更大。它显示的是不同上覆应力条件下各岩样孔隙度和渗透率的变化，表明了上覆应力变化对孔隙度和渗透率的影响。随着上覆应力增加，低渗透率储层渗透率显著下降，而且，这种效应在储层渗透率为0.5×10-3μm2或者更小的时候更明显。

在一项对应力影响渗透率的研究中，Davies(1999)对比了未固结的高孔渗砂岩和低渗透含气砂岩。在未固结的砂岩储层中，随着上覆应力增加，渗透率降低最明显的是孔隙度渗透率初始值最高的砂岩。在低渗透含气砂岩中，随上覆应力增加，渗透率主要受到孔隙影响下降较快。Byrnes和Keighin(1993)发现在低渗透率储层中，孔隙喉道随着上覆应为增加可以减少50%～70%。

(2)含水饱和度对渗透率的影响

在上覆应力作用下，低渗透砂岩储层中，气体的渗透率比常规储层小很多，只有(0.001～0.01)×10-3μm2，同样，地层水有效渗透率也是如此，因为在高含水饱和度的低渗透储层中水是不能够流动的。低渗透储层与常规储层有如此大的差别，因此，用于常规储层的临界水饱和度(水停止流动时的饱和度)、临界气饱和度(气体开始流动的饱和度)以及束缚水饱和度(增加孔隙压力时含水饱和度变化很小时的饱和度)等概念都需要进行重新定义。对于低渗透储层中气体相对渗透率的研究发现，在含水饱和度为40%～50%时，气体的渗透率下降得最快。在低渗致密砂岩气层中，气水都不能流动的含水饱和度范围比较广。

对常规储层和致密砂岩储层的性质进行了比较。在常规储层中，如果以相对渗透率2%作为基准，其大于2%的单相或者两相流体的渗透率变化范围很大，临界水饱和度和束缚水饱和度的值几乎是一样的，在这种情况下，很少有被水开采出，这说明储层是处于或者接近束缚水饱和度。然而在低渗透储层中含水饱和度的变化范围却很大，对于相对渗透率小于2%的流体，其临界水饱和度和束缚水饱和度的值相差很大。在这种储层中，缺少水的产出不能够推断出储层处于束缚水饱和度状态(Shanley等，2004；Naik，2010)。事实上，Byrnes早在1994年就已经提出了用“渗透率盲区”的概念用来描述气水渗透率不能被忽略的含水区域。然而，由于对这种关系缺乏深入的研究，导致了对低渗透储层中烃类系统研究的误解。

以上研究表明：低渗透储层中缺少水的产出不能推断出储层处于束缚水饱和度状态，只能说明含水饱和度低于临界水饱和度。低渗透储层中含水饱和度的变化范围很大；气体相对渗透率的曲线很陡，含水饱和度很小的变化都会导致相对渗透率发生明显的改变；含水饱和度超过50%的地区不可能有很高的气体渗透率；由于这些渗透率关系，在能够证明岩石渗透率的变化影响测试结果之前，试井都要认真仔细地进行。没有产出流体的试井中，孔隙度和渗透率与那些产出大量气体的储层是相同的；由于低渗透储层在高含水饱和度时对有效渗透率的影响很小，这些高含水储层中产出的天然气不能成的资源。当然，由于对低渗透储层有效渗透率的特殊性质缺乏认识，有可能会导致一从而不能够很好地了解地下信息。

(3)复杂的气水关系

致密砂岩储层气水关系非常复杂，一般来说，存在4种类型气水关系：上气下型、下气上水型、气水界面倾斜型和气水混杂型(邹才能，2009)。在这些低孔渗储层气水关系类型中，“上气下水”是正常的气水关系，多见于低孔渗背景中相对高孔渗部位或凹陷中心围的上倾部位高孔渗段。在致密砂岩气藏中，典型的是下气上水型，即气水倒置型的上倾方向气水关系倒置、下倾方向无气水接触(无底水)。天然气储集在地层下倾较低部位，而上倾较高部位是水，两者之间不存在一般意义上的封堵或遮挡条件，也没有明显的气水界面，而是存在一定宽度的气水过渡带。在这个过渡带中，储层和流体的性质逐渐变化，如沿上倾方向，地层渗透率增大、地层水矿化度明显降低、地层电阻率明显减小等。而且，由于致密砂岩储层中复杂的气水关系，可能导致圈闭中为纯气、纯水、气水混杂或干层，这也使得在勘探过程中出现高低产井并存的现象。

(4)胶结物和黏土矿物

致密含气砂岩相对丰富的小孔隙也是其低渗透性的原因。其中，黏土矿物的存在是形成小孔隙的因素之一，同时大范围的胶结作用也是形成低孔渗的重要原因。因此，要明确致密含气砂岩中胶结物、黏土矿物的成分及其来源，这可以很大程度上提高对致密砂岩储层的认识并提高成功勘探及开发钻井方案的成功率。

1)胶结物。在致密砂岩储层中，胶结物的主要成分有硅质、钙质和自生黏土。当砂岩中的胶结物由自生黏土组成时，其基质渗透率会极低，并处于微达西级别(Naik，2010)。致密砂岩储层中硅质的胶结作用较为普遍，其主要以石英次生加大的形式存在(如图3.3)。胶结物对裂缝的孔隙大小有着较大的影响，成岩作用过程中，石英胶结物和岩石裂缝之间有着复杂的关系，石英胶结物影响着岩石裂缝系统形成过程中的岩石力学属性，从而影响裂缝开度的分布和簇状聚集。另外，胶结物还通过部分或完全堵塞运移通道，影响着裂缝系统内流体流动状态。

具体来讲，在部分胶结裂缝中发现的高度非均质的石英胶结物厚度是石英晶体生长速率的函数(Lander等，2008)。石英晶体生长速率不仅表现出明显的各向异性，同时石英生长速率还与温度有关。石英生长速率与裂缝开启速率的相互制约关系决定了胶结物能否完全充填裂缝，并且能够决定石英胶结桥能否部分充填偶尔撑开的裂缝(图3.4)。所有这些可能性都可以在地下或露头中的富石英砂岩标本中见到(Olson等，2009)，在致密砂岩中更能出现这种现象。

图3.3 石英次生加大堵塞孔隙

图3.4 张开裂缝间的石英胶结桥

2)黏土矿物。低渗透致密砂岩储层中的泥质含量较高，并且伴随着大量的黏土矿物。其中，黏土矿物可分为两种类型：碎屑黏土矿物(随碎屑颗粒一起沉积)和自生黏土矿物(成岩过程中从地层水中沉淀出或由碎屑黏土蚀变而成)。致密砂岩孔隙喉道中黏土的组成、分布和结构对致密砂岩的渗透率影响很大。致密砂岩储层中黏土矿物的存在会减小渗透率和原生孔隙度，而减小程度取决于黏土类型、结构以及在孔隙中位置(Aguilera，2008；Shahamat和Gerami，2009)。

碎屑黏土在致密含气砂岩中以层状，碎屑状，颗粒包壳，洞穴充填或孔壁附着，及分散状等形式出现。一般只有后3种形式会降低渗透率。颗粒包壳一般会部分或全部的覆盖着厚度不规则的黏土层的边缘；洞穴充填或孔壁附着黏土会部分充填孔隙，并不规则地分布在砂岩中；分散黏土一般作为孔隙充填物会分布在整个砂体中，通过堵塞砂岩的喉道从而降低砂岩的孔隙度和渗透率。

在致密含气砂岩中，常见的自生黏土矿物有绿泥石、层间蒙脱石和伊利石等。自生绿泥石一般形成于富铁环境中，属于孔壁附着或包壳黏土矿物。因为这些黏土没有完全覆盖住碎屑颗粒表面，于是就会在许多颗粒上形成石英次生加大，这会降低原生孔隙度。一般情况下，绿泥石在单晶间存在高的微孔隙度。随着地层的埋深、温度的增加，原来由蒙脱石组成的孔壁附着黏土会转化成层间蒙脱石或伊利石，如果埋深继续增大，它会完全转化成伊利石矿物。伊利石也可以从高岭石转化而成，实际上，伊利石既不是由母岩碎屑也不是由自生黏土形成的。伊利石晶粒可以是纤维状的、片状的或盘状结构。伊利石纤维很容易打破并在孔喉中聚集，从而使渗透率降低。片状或盘状结构的伊利石通过阻塞孔喉也会降低渗透率。与绿泥石类似，伊利石也有微孔隙，它能增加总的孔隙体积(Rushing等，2008)

尽管发生成岩作用的黏土矿物仅仅组成了致密砂岩的一小部分，但是由于它们比表面积高，对致密砂岩储层也造成了很大影响(Stroker和Harris，2009)。一般可以通过薄片岩石物理分析、X射线衍射、显微扫描和K-Ar年代测定技术对其进行分析和研究。

(5)储层中的裂缝

裂缝既是致密砂岩中流体运移的主要通道，也是主要的油气储集空间，因此裂缝不仅控制着油气藏的分布，而且是致密砂岩油气藏开发方案研究的重点内容。下面主要对致密砂岩储层裂缝与应力的关系、微裂缝的特征和成因以及如何通过地质力学和成岩作用来描述裂缝进行说明。

A.应力引起裂缝形成和变化

岩石中的裂缝是由超过岩石破裂压力的应力所引起的。储层局部地区因区域变形而产生自然应力聚集和扰动，从而形成天然裂缝。同时，占应力对天然裂缝的产生起着较大的作用，古应力的方向与大小可以随时间而改变。地壳运动引起的褶皱、断裂和上覆岩层的剥蚀使得其上的岩层膨胀、抬升都是使应力最小面发生破裂的原因；而页岩失水、火成岩冷却、沉积岩变干燥、古喀斯特作用和溶蚀垮塌所引起的岩石体积收缩等因素也都诱使了天然裂缝的产生(Aguilera，2008)。天然裂缝对流体流动会产生影响，但在致密砂岩中，其作用往往是有利的。

地层中的天然裂缝可分为构造型(褶皱或断层)、区域型和收缩型裂缝。其中，构造型裂缝是由施加在岩石上的外力产生的，属于天然裂缝的主要类型。经过多年的勘探开发发现，致密砂岩气藏中天然气主要来自构造型裂缝。而收缩型裂缝是由内应力的变化形成的。

内应力来自周围沉积环境的改变，包括由热-弹性收缩引起的应力变化。如果致密砂岩体没有发生较大的构造运动，只是发生了微弱的变形而产生裂缝，这些裂缝则是由砂岩体内应力所产生的。图3.5描述了致密砂岩中的收缩裂缝和缝状孔隙形成过程。图3.5b展示了砂岩颗粒受到压实作用直至达到最大埋深，整个过程孔隙几乎全部被损坏，剩余的孔隙是孤立的。在这个非弹性形变过程，净平均应力连续增加，其中砂岩脱水、孔隙度和渗透率降低、有烃的产生和运移。图3.5描述的过程开始于地层抬升作用，最终使砂岩层形成了致密砂岩储层。在抬升过程中由冷凝作用引起颗粒半径减小了0.04%。该过程以弹性作用为主，净平均应力连续降低，并在易碎岩石中形成断层和裂缝，从而导致圈闭几何形态的改变和渗透率的增加。以上过程解释的是在由褶皱和断层引起的构造裂缝范围内的收缩型裂缝的形成。同时，在致密含气砂岩中也常见这种裂缝。

图3.5 致密砂岩中热膨胀内应力循环形成收缩裂缝示意图

(据Aguilera，2008)

a—原始颗粒充填状态；b—当埋深最大时数孔隙被破坏；c—岩石冷却和地层抬升产生颗粒边缘裂缝

以上说明应力可以产生裂缝，但是应力的作用也可以造成对有效的裂缝的破坏。单钰铭(2010)通过对含裂缝致密砂岩的力学变形和渗透能力的实验，分析了不同类型裂缝的变形规律和渗透率变化特征。结果发现应力作用下致密砂岩的裂缝变形特征与裂缝类型及其表面结构有关，裂缝面的结构也同时控制了裂缝渗透率的量级及其变化规律。此外，裂缝变形有明显的塑性特征并与受载历史有关，裂缝闭合变化有不可逆性。实验结果表明，在致密砂岩储层中，对含不同充填物的裂缝，其渗透能力依各自的特征随应力增大而变差。

B.微裂缝特征和成因

按规模可将低渗透砂岩储层中的裂缝分为宏观裂缝和微观裂缝两种类型(曾联波，2007)。宏观裂缝是指可以在岩心上直接观察和描述的裂缝，其张开度通常大于50μm；微观裂缝需借助于显微镜来观察和描述，其张开度通常小于50μm，主要在20μm以内。微观裂缝的开度与孔喉直径处于同一量级，虽然其渗流作用不如宏观裂缝，但它却极大地改善了储层的孔隙结构和整体性能，对特低渗透致密砂岩储层的储渗具有重要意义。微观裂缝一般用测井等常规手段无法识别而被忽视，但从裂缝的演化来看，微观裂缝可能是宏观裂缝的雏型，制约着宏观裂缝的形成与扩展。因此，研究微观裂缝的分布特征及其发育规律，对低渗透致密砂岩储层评价及宏观裂缝发育规律的认识具有重要指导作用。

根据微观裂缝分布特征，可将微裂缝分成三种类型：粒内缝、颗粒边缘缝和穿粒缝(Zeng，2010)。表3.6对这三种裂缝的分布、长度范围、开度范围和成因进行了说明。在对四川盆地上三叠系致密砂岩储层中的微裂缝研究时发现几乎所有钻井薄片中都发育粒内缝和粒缘缝，而且两种微裂缝具有较高的裂缝密度和较小的尺寸，虽对渗透率的影响相对较小，但提供了主要的储集空间(Zeng，2010)。

表3.6 致密砂岩中不同类型微裂缝特征

(据Zeng，2010)

粒内缝主要为石英裂纹缝和长石的解理缝，在石英或方解石矿物颗粒内发育没有切过矿物颗粒边缘(图3.6)。此类裂缝的规模小，在局部高密度发育。粒缘缝与颗粒边缘伴生或共生，一般发育在矿物颗粒之间，沿着矿物颗粒边缘分布，其两侧的颗粒呈线性接触，因而通常也称为粒间缝。该类裂缝规模小，延伸短，开度一般小于10μm，在一些溶蚀处可达20μm。粒内缝和粒缘缝不但是主要的气体存储空间，也是连通微孔隙的通道，这有助于增加超低渗透性存储的连通性。和粒内缝和粒缘缝相比，穿粒缝的规模较大延伸较长，它不受矿物颗粒限制，通常穿越数颗矿物颗粒以上(图3.7)。穿粒缝的开度一般小于40μm，主要为10～20μm，当溶蚀发育后的开度可达40μm以上。

图3.6 薄片中的粒内缝和粒缘缝

(据Zeng，2010)

图3.7 薄片中的穿粒缝

(据Zeng，2010)

图3.6中，A为粒内缝，位于破碎石英颗粒内部；B为粒缘缝，沿着颗粒边缘分布三种微裂缝的成因不完全相同。粒内缝和粒缘缝为强烈的机械压实作用和后期构造挤压作用形成的。穿粒缝的成因包括构造作用、成岩作用及异常高压等三种成因类型。从上述成因来看，构造作用是微裂缝形成的主要成因，在构造作用下形成的微裂缝广泛分布在各种岩性的岩石当中，方向性明显，并常有矿物充填与异常高压有关的微裂缝主要表现为延伸短、中间宽、向两侧尖灭的透镜状，通常被沥青质或碳质充填；成岩作用形成的微裂缝主要发育在岩性界面上，尤其在泥质岩类界面发育，通常顺层面分布，并具断续、弯曲、尖灭、分支等特征。

(6)地质力学和成岩作用对裂缝的影响

如何对致密砂岩储层中裂缝特征进行描述一直是地球科学家们长期面临的挑战。在二维或多维空间，露头模拟可以较完整地观察裂缝网络的几何形态(Hennings等，2000；IAubach和Ward，2006)。另外，还有多种裂缝诊断技术建立在钻井数据之上，包括从传统的裂缝岩心描述(Nelson，1985)到微裂缝的岩心薄片观察(Laubach，1997；Laubach和Gale，2006)，再到较大规模裂缝的电阻率和声波测井响应(Zemanek等，1970；Asquith和Krygowski，2004；Barton等，2009)。在地球物理方面，可从裂缝对波传播的影响推断裂缝性质(Sayers，2007)。在某些情况下，对应力状态的量化(大小和方向)分析也可用来描述裂缝特征。

Olson等(2009)把力学机制和成岩作用结合起来描述裂缝特征，发现在远低于上覆应力的孔隙压力下以及很小的拉伸应变下都可产生开启型裂缝，从而形成具有一定的流动能力和低裂缝孔隙度的裂缝网络，而且在小的地质事件中便可以形成这些裂缝，若不是观察到这些裂缝，这些地质事件多数不会被注意到。此外，这些裂缝是否保持开启以及裂缝中流体的可流动性很大程度上由成岩作用的热驱动沉淀反应所决定，而不一定是由现今应力状态所决定。

图3.8是通过对裂缝力学分析之后所建立的裂缝延伸模型模拟的结果，它模拟的是胶结良好的砂岩。其中图3.8a～c阐释了负载方向的轻微改变所导致的裂缝几何模式的多样性。图3.8d～f是对这三个不同的模拟中裂缝开度分布的描述。在这三种情况中裂缝总数为100条，初始0.1m，然后受到双轴应变而延伸。模拟结果中，裂缝的几何形态可为随机多边形模式(图3.8a，d)，也可为网格状模式(图3.8b，e)，或为一组平行的裂缝模式(图3.2.8c，f)。这三个模拟结果之间的差异，是由于初始水平应变改变而形成的各向异性导致的。在这三种情形中y方向的初始应变皆为零，但x方向的初始应变有差异。图3.8a，d中x方向的初始应变为零，图3.8b，e中x方向的初变为-1×10-4，图3.8c，f中x方向的初始应变为-2×10-4。结果表明应变状态的微小差异(10-4应变级别)就可很大程度地改变裂缝几何形态(Olson等，2009)。

模拟结果同时说明延伸的开启型裂缝模式也可由很小的应变增量(10-4数量级)产生，如果不是根据所产生的裂缝模式，如此小的应变会很难被察觉到。模拟得到的裂缝所受到的应变，与致密砂岩中实测的小裂缝对应的应变是一致的(Hooker等，2009)。

对于上述模拟结果，为了研究不同裂缝模式对流体流动性质的影响，运用有限差分法把x和y方向的有效渗透率定量化，计算的结果表明在部分充填的裂缝中极不均匀的石英胶结物厚度与石英晶体生长速率息息相关。为了估计石英胶结物生长速率对裂缝渗透率的影响，Laubach(2003)提出了一个在许多富石英砂岩中的经验观察的门限值，如果动态开度低于此门限，裂缝会被胶结物完全充填并堵塞；如果高于此门限，裂缝仅被部分胶结或完全开启。该门限值也可以通过选取石英的最小生长速率来估算，这样如果裂缝张开速率大于石英晶体最大生长速率的裂缝段，仅会形成自形石英薄层。为了证明准动态胶结(synkinetic cement)对流体流动的影响，Olson等(2009)还在特定的门限值范围内重新计算了网格状裂缝模式(图3.8e)的渗透率，发现由于裂缝开度大小不同，导致在较高门限值下渗透率急剧下降，而且，尽管渗透率下降了将近三个数量级，但是x方向的有效渗透率仍然明显的高于基质渗透率。这些考虑了准动态胶结作用得到的渗透率值在致密砂岩或致密的裂缝型碳酸盐岩中更具有代表性(Philip，2005)。这样通过地质力学原理进行了裂缝延伸模拟，再结合致密砂岩层中裂缝内的石英胶结作用，可以更好地来描述其中的裂缝特征。

虽然明确了天然裂缝的成因及其特征，并且肯定天然裂缝对致密砂岩气藏至关重要，但是关于天然裂缝在低渗透致密砂岩气藏开采中是否增加天然气产量的研究还很不充分。比如，在Piceance和San Juan盆地，多位研究者收集了很多的资料证明天然气产量和天然裂缝系统间存在积极的关系。而在其他盆地，例如Greater Green River盆地，这种作用却不是很明显。也就是说，在Greater Green River盆地，无法建立气体产量和天然裂缝之间的相关关系。虽然如此，但是许多研究中证实了天然裂缝确实增加了水流速率，而且会影响会力压裂所产生的裂缝位置(Shanley等，2004；Aguilera，2008)。正如 Shahamt和Aguilera(2008)所说，尽管天然裂缝使得对致密储层的地质分析和试井解释变得更困难，但是由半无限弹性介质中100条初始裂纹产生的垂直裂缝网络，(xy)面积大小为7.2m×7.2m，图3.8a-c中实线为裂缝类型区域边界；裂缝限制在6m×6m的网格内；仿照较薄厚度的实际地层，裂缝的固定高度限制为1m，但模型在x方向厚度不限。轮廓图(3.8a～c)和裂缝三维分布图(3.8d～f)是根据初始应变各向异性的三种不同条件下得到的结果。其中图(3.8a，d)为各向同性的初始应变；图(3.8b，e)为平行x方向的约束应变εx＝-1×(10-4；图3.8c，f为初始应变εxx＝-2×10-4。裂缝开度分布图3.8d～f以每个裂缝单元的中心为中心，并以平均开度为直径进行绘制。图中比例尺见每个图左下角的四分之一圆，其直径代表1×10-3m，约比实际放大150倍。它们的存在确实对生产有至关重要的作用，在对低渗透致密砂岩气藏的开发过程中不应该被忽略掉，而且对其研究任重而道远。

图3.8 裂缝网络形成的模拟结果

(据Olson，2009)

(7)毛管压力

低渗透致密砂岩储层一般有较高的毛管压力，束缚水饱和度变化也比较大，其主要是由于致密砂岩中复杂而微细的孔喉结构造成的。在润湿相饱和度达50%情况下，通过压汞法、高速离心(水浸)法测得的毛管压力一般大于1000psi(6.9MPa)，表明岩石具有很小的孔隙喉道，大部分孔喉直径小于0.1μm(Shanley等，2004)。在原始地层条件下，高毛管压力一般导致中等偏高的含水饱和度。不论是在致密砂岩储层还是在常规储层中，高的含水饱和度都会减少或者阻塞油气流。

毛管压力的测量对研究孔隙结构和孔喉的分布是有利的，特别是在致密砂岩储层中。对于常规储层，通常采用多孔板法、高速离心法和高压汞注入法(MICP)来测量毛管压力。但是，由于致密含气砂岩的毛管压力一般较高，不适宜采用多孔板法和高速离心法。另外，虽然高压汞注入法的速度快且能很好地确定岩石孔喉尺寸和分布效果，但是该方法使用接触角和表面张力参数来测量毛管压力，这对于极低含水饱和度和极高毛管压力的致密含气储层也是不合适的。于是研发了蒸汽解吸附法来测量致密砂岩储层中的毛管压力。通过用由蒸汽解吸附法、离心法、多孔板法和MICP法对Bossier致密含气砂岩的毛管压力进行测量，结果发现蒸汽解吸附法是在高毛管压力致密砂岩气储层中获得精确低含水饱和度的可靠方法(Dernaika，2010)。

通过以上对致密砂岩储层的孔渗性、胶结物和黏土矿物、裂缝及毛管压力等的研究总结出致密砂岩储层的基本地质特征，并使之与常规储层进行了对比，总结于表3.7。

表3.7 致密砂岩储层的基本地质特征及其与常规储层的对比

(据张哨楠，2008，修改)

压力传感器的工作原理是什么？

(一)自然因素

主要是地壳升降运动、地震、火山活动、冰期冰川增加荷载等。

1.地震

地震时，砂土液化导致地面沉降。如果饱水砂土较细，则整个砂体渗透性不良，瞬时振动变形必然使砂体孔隙水压力上升，致使砂粒间有效正应力随之降低;当孔隙水压上升到使砂粒间有效正应力为零时，砂粒在水中完全处于悬浮状态，砂体丧失了强度和承载力，这就是砂土液化。这种砂水悬浮液在上覆土层作用下可能沿土层薄弱部位喷到地表，产生喷水冒砂现象，从而造成地面不均匀沉降。1964年阿拉斯加地震时，砂土液化和诱发滑坡是使安克雷奇大部分地区遭受毁坏的主要原因。同年，地震引发的砂土液化和不均匀地面沉降使日本新澙的楼房下沉和毁坏。许多建筑物本身并没有发生结构上的破坏，只是向一旁产生倾覆;后来，楼房里的居民还被允许用小推车沿墙上去通过窗户取出他们的财产。

地震破坏地下洞室的应力平衡，引发地下洞室上方地面产生沉降。地下洞室包括人类采矿形成的地下洞穴和开挖隧道、窑洞以及天然洞穴(岩溶洞穴、熔岩洞穴、假喀斯特洞穴等)。

2.新构造运动

新构造运动引发的地面沉降范围广、面积大，属于区域性沉降，表现在大陆裂谷区(宽通常30～75km，个别达数百千米;长数十至数千千米)、下降平原、盆地等区域。如东非裂谷(东支长5800km，西支长约1700km)、贝加尔裂谷等，下降速度快，约旦河的加利利地区沉降速度为60～100mm/a;沉降幅度也很大，南贝加尔盆地沉降幅度达7000～10000m。

西安地面沉降区位于西安断陷区的东缘，由于长期下沉，新生界累计厚度已经超过3000m。1970～1987年，渭河盆地大地水准测量表明，西安的断陷活动仍在继续，在北部边界渭河断裂及东南部边界临潼-长安断裂测得的平均活动速率分别为3.37mm/a和3.98mm/a，构造下沉约占同期各沉降中心部位沉降速率的3.1%～7%。

3.火山活动

火山喷发后，岩浆房内产生负压，多数情况下会引起地面沉降(若岩浆补给极为迅速，地壳有时反而会升高)，最大幅度可达100m。

历史上最大的火山爆发当数1815年4月5日印度尼西亚的坦博拉火山的突然爆发，千里之外的人们都能听到惊天动地的巨响，火山上部失去了30km3(＞200×108t)的山体，形成一个直径6000多米、深700m的巨大火山口，陆地大面积沉陷，坦博拉镇沉到了6m深的海底，造成近10万人丧生，财产损失无法计算。由于一场大的火山爆发造成的毁灭性灾难，古姆大陆连同其上的人民一起沉入海底，只留下了复活节岛和它的文明。由此可见，火山活动引起的地面沉降速度、幅度、规模都是十分惊人的。

此外，冰期时由于大陆冰盖的荷载会使地面产生沉降，北美哈得逊湾就是第四纪冰期时由于冰川载荷形成的。

(二)人为因素

人为因素主要是开采地下水和油气资源、地下采矿掏空、修隧道、挖窑洞以及局部性增加荷载等。人为因素引起的地面沉降范围较小，但速率和幅度比较大，故将之归属于地质灾害现象进行研究和防治。

1.过量开采地下水和油气资源

过量开采地下水、石油和天然气、卤水只是地面沉降的外部原因，中等、高压缩性粘土层和承压含水层的存在才是地面沉降的内因。

地面沉降与地下水开采量及其动态变化有着密切联系:

1)地面沉降中心与地下水开采漏斗中心区呈明显一致性。

2)地面沉降区与地下水集中开采区域大体相吻合。

3)地面沉降量等值线展布方向与地下水开采漏斗等值线展布方向基本一致，地面沉降的速率与地下液体的开采量和开采速率有良好的对应关系。

4)地面沉降量及各单层的压密量与承压水位的变化密切相关。

5)许多地区已经通过人工回灌或限制地下水的开采来恢复和抬高地下水位的办法，控制了地面沉降的发展，有些地区还使地面有所回升。这就更进一步证实了地面沉降与开采地下液体引起水位或液压下降之间的成因联系。

2.城市建设对地面沉降的影响

相对于抽采地下流体和构造运动引起的地面下沉，城市建设造成的地面沉降是局部的，有时也是不可逆转的。城市建设造成的地面沉降分两个方面，一是城市建设施工引起的地面沉降，二是建筑物增加荷载造成的地面沉降。

(1)城市建设施工引起的地面沉降

城市建设按施工对地基的影响方式分为两种:①以水平方向为主的影响方式，以重大市政工程为代表，如地铁、隧道、给排水工程、道路改扩建等，利用开挖或盾构掘进，并铺设各种市政管线，如2003年7月上海地铁施工造成了严重的地面沉降(图62)，复旦大学学生中心大楼倾斜，在南北楼之间的连接天桥上出现了3个指头宽的裂缝(图63);②以垂直方向为主的影响方式，以高层建筑基础工程为代表，沉降效应较为明显的工程措施有开挖、降排水、盾构掘进、沉桩等，如长宁馥邦12楼因挖掘地下车库导致地面沉降10cm，造成楼体和地表开裂(图64)。

图6-2 上海地铁工地地面沉降

图6-3 道路施工致复旦大学学生中心大楼倾斜

图6-4 长宁馥邦12楼因挖掘地下车库导致地面沉降与地表开裂

施工若揭露有流砂性质的饱水砂层或具流变特性的饱和淤泥质软土，在开挖深度和面积较大的基坑时，则有可能造成支护结构失稳，从而导致基坑周边地区地面沉降。规模较大的隧道、涵洞的开挖有时具有更显著的沉降效应。降排水常作为基坑等开挖工程的配套工程措施，旨在预先疏干作业面渗水，其机理与抽取地下水引发的地面沉降一致。

城建施工造成的沉降与工程施工进度密切相关，沉降主要集中于浅部工程活动相对频繁和集中的地层中，与开采地下水引起的沉降主要发生在深部含水砂层有根本区别。

(2)建筑物增加荷载引起地面沉降

最为突出的是上海。上海有3000多幢18层以上的高楼，另有3000幢正在兴建或计划中。地表不堪负荷，地面沉降现象日益严重，平均每年下沉1.5cm，最严重的是浦东区某年平均下沉3cm，已经影响到地铁和高层建筑结构的稳定。

地壳升降活动、松散沉积物的自然固结、人类开采地下水或油气资源，都会引起地面沉降。从灾害研究角度而言，地面沉降主要是指人类活动引起的或者是以人类活动为主、自然动力为辅而引起的。地面沉降的形成条件，一是地质条件(具有较高压缩性的厚层松散沉积物);二是动力条件(如长期过量开采地下水和地下油气资源等)。

经过多年的研究，影响上海地面沉降的因素归纳为:海平面上升、新构造运动、静荷载、动荷载、开采天然气、开采地下水、地下取土、深井出砂、人工填土和黄浦江疏浚等十大因素。过量开采地下水是引起地面沉降的主要外在因素，可压缩饱和粘性土层的存在是引起地面沉降的内在因素(周益群等，2007)。

长期的压力和紧张的工作环境导致的职业倦怠和身体问题，应怎么改善？

压力传感器通常由压力敏感元件和信号处理单元组成，按不同测试压力类型，压力传感器可以分为表压传感器、差压传感器和绝压传感器。若根据结构与原理不同来划分，可分为:压阻式、压电式、电容式、应变式、振频式、光电式、超声式压力传感器等。

压力传感器的应用：

1、在液压系统中的应用：压力传感器在液压系统中主要是来完成力的闭环控制。当控制阀芯突然移动时，在极短的时间内会形成几倍于系统工作压力的尖峰压力。

2、在注塑模具中的应用：压力传感器可被安装在注塑机的喷嘴、热流道系统、冷流道系统和模具的模腔内，它能够测量出塑料在注模、充模、保压和冷却过程中从注塑机的喷嘴到模腔之间处的塑料压励。

煤储层和煤层气的储存

公司加班多，压力大，长期超负荷工作，会给身体和心理带来双重压力。工作压力大的情况下，身体不好、心情不好、精神不好、烦躁疲惫，该如何缓解呢？

高压力导致的职业倦怠和身体问题

当你总是在一个又一个项目间奔波，每天都累得恨不得立马晕过去，情绪焦虑到肠胃功能紊乱。更可怕的是，这样的生活你还一眼望不到头，只知道这个月忙完后下个月还会更忙，那你对手头的这份工作还会充满干劲和期待不？

神经学认为，人的大脑天然在追求“快感”刺激，以及回避“不快刺激”。

当受到快感刺激时，我们脑内会分泌多巴胺和内啡呔，让我们继续强化获得快感刺激的行为。

当受到不快刺激时，脑内则会分泌肾上腺素、去甲肾上腺素。这两种物质可以提高人的专注力、爆发力，使人如背水一战，发挥出超出自身能力的水平。但如果长期分泌这两种脑内物质的话，则会提高体内皮质醇的浓度。

高皮质醇的影响有哪些：食欲增强、腰围变大、免疫系统受损、记忆力和学习能力下降、焦虑加重、更年期症状加重等，会使人身心失去平衡，容易患上各种身体和心理疾病。

对于高压力带来的影响，如果没有办法换一份自己更中意的工作的话，就要尝试降低压力带来的感觉了。

1、转变对困难的认知

认清工作不是为了别人，工作的一个重要价值是帮自己持续突破自我。转变成这个认知后，你对高挑战的工作所带来的压力就会得到很大的释放。缓解压力要有一个良好的心态，乐观豁达一点。不要总想着还有多少工作没有做完，今天又要忙到很晚没时间休息这样负能量的想法。

提前制定工作计划，事情再多再急也要学会分轻重，重要的事情先处理，把任务按优先级拆分成一个个小目标，先易后难，提高工作效率。划分时间，做好每一天的工作，别把工作带回家，事情不可能一瞬间就解决完的，该睡觉就睡觉，该吃饭就吃饭。

2、寻求他人帮助，调整状态

不要独自承受压力，陷入其中。学会找到愿意倾听你的烦恼的人，身边的朋友、家人或者同事，把自己内心的困惑和压力说出来，也可以听听他人的建议。实在无法缓解时，可以寻求领导帮助，看看是否能通过调换岗位、减少任务、增加培训指导等，解决工作本身的压力和问题。

3、接受不完美的自己

正视自己的能力，坦然面对自己的不足，学着不用完人的标准要求自己。哪怕没有完美，你也比过去的自己更好了，把自己从单一价值观跳脱出来，你会轻松很多。

4、找到合适的解压方式

有人喜欢运动，有人喜欢玩游戏，有人喜欢唱歌，没有哪个最好，选择你喜欢的方式释放压力就好。不在状态的时候不要强迫自己做任何事情，给自己一点时间，离开混乱不堪的工作地点，好好休息，振作精神。

5、出门散步多晒太阳

适当的运动量和光照能够使身体循环进入活跃的状态，增加体内的血流量，促进身体的代谢，还能改善心情保持良好的心态。

工作只是一部分，生活才是自己的。

什么是油田的开发指标？

煤层气是一种自生自储的非常规天然气。与常规气藏不同，对于煤层气藏来讲，煤层既是煤层气的源岩，又是煤层气的储集层。

(一)煤储层的特征

与常规天然气储层相比，煤层气储层具自身的特殊性，煤层气的赋存与常规天然气也明显不同。表4－6列出了煤储层与常规砂岩储层的异同点。

表4－6常规砂岩储层和煤储层的比较表

1.煤的孔隙结构特征

煤层是一种双重孔隙介质，属裂隙－孔隙型储层。图4－11是煤储层孔隙结构的理想模型，割理(cleat)将煤分割成若干基质块，基质块中包含有大量的微小孔隙，是气体储存的主要空间，其渗透性很低;割理是煤中的次要孔隙系统，但却是煤层中流体(气体和水)渗流的主要通道。孔隙和割理都是煤储层研究的重要内容。

图4－11煤的双重孔隙系统图 (据Warren和Root，1963)

割理是指煤层中近于垂直层面的天然裂隙，其成因有内生和外生(构造成因)之分，规模有大有小，与煤田地质学上的“裂隙”为同义词。在煤层气地质领域，一般将“割理”和“裂隙”通用。

根据孔隙－割理的物理测试结果，通常将煤中孔隙(包含割理)的空间尺度划分为:<0.01μm为微孔，0.01～0.1μm为小孔，0.1～1μm中孔，>1μm为大孔。

2.煤的割理系统

(1)割理的规模类型:割理的规模存在很大差异，小者数微米长，大者数米长。不同规模的割理在煤层中的发育程度相差较大。不同规模的割理，对气体的渗流起着不同的作用。张新民(2002)等按照割理的规模以及割理与煤层、煤岩类型及煤岩成分的关系对其进行了分类(表4－7)。

表4－7割理的规模类型及特征简述表

续表

(2)割理的三维几何形态:割理系统有互相大致垂直的两组，其中延伸长度大，且发育的一组叫面割理;被面割理横切的另一组叫端割理(图4－12)。

图4－12煤中割理系统图 (据张新民等，2002)

割理的长度在层面上可测量到，发育的面割理呈等间距分布，其长度变化范围很大(表4－7)。总体上，煤的光泽越亮、镜煤和亮煤越多、厚度越大，面割理越发育、割理高度越大。面割理高度小到几微米，大到几十厘米。

端割理一般与面割理是互相连通的。端割理的长度受面割理间距的控制，面割理间距越宽，端割理越长。端割理与面割理的高度受控因素相同，主要与煤岩类型和煤岩组分有关。割理的宽度与其规模有关。割理规模越大，宽度亦越大，变化范围一般为1μm至几厘米。

割理形态也是多姿多态的，在层面上主要有:①网状，这种割理连通性好，属极发育;②一组大致平行排列的面割理极发育，而端割理极少，这种割理属于发育，连通性属较好;③面割理呈短裂纹状或断续状，端割理少见，这种割理连通性差，属于较发育。剖面上，割理主要呈垂直于层理或微斜交层理平行排列。

3.煤层渗透率

宏观孔隙网络组成了连通性好的面割理和连通性稍差的端割理。面割理与端割理正交并垂直于煤层层面。割理是水和气流动的主要通道。被割理网络所包围的完整煤基质块体中的大部分孔隙为微孔隙，在这些煤中，流体主要通过扩散方式运移。故煤层的渗透性主要取决于煤层中割理的渗透性。根据火柴模型(thematchstickmodel)(Sawyer，1990;Harpalani和Chen，1997)，割理的孔隙度(Φc)和渗透率(k)可近似为:

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式中:a和b分别为割理的间距和一个割理孔径的宽度。

割理渗透性由割理密度(间距)、裂缝宽度和开启性、范围和连通性控制。这些因素又取决于煤级、煤质(灰分含量)、煤岩组分、煤层厚度、构造变形、煤化作用和原地压力(Ammosov和Eremin，1963;Close，1993;Laubach et al.，1998)。由于煤层具极强的可压缩性，原地压力可以影响储层渗透性和产量特征。通常，由于超压作用，煤层渗透性随着埋深的加大而减小。因此，美国大多数煤层气产自埋深小于1200m的煤层。煤阶对煤层的渗透性也有显著影响，由表4－8可看出，低煤阶煤层气藏的渗透率一般大于高煤阶煤层气藏。

表4－8世界部分中、低煤阶煤层气藏试井渗透率参数表

(据陈振宏，2007)

4.煤储层的吸附特征

(1)吸附理论:由于煤是一种多孔的固体，具有很大的内部表面积，因而具有吸附气体的能力。所谓吸附，是指气体以凝聚态或类液态被多孔介质所容纳的一种过程。吸附过程可分为物理吸附和化学吸附两种类型。物理吸附是由范德华力和静电力引起的，气体和固体之间的结合较微弱;物理吸附是快速的、可逆的。化学吸附是共价键引起的，气体和固体之间的结合力很强;化学吸附是缓慢的、不可逆的。

煤是一种优良的天然吸附剂，对各种气体具有很强的吸附能力，这是煤层气与常规储层储气机理不同的物质基础。煤吸附甲烷属物理吸附，理由主要是甲烷的吸附热比气化热低2～3倍，氮气和氢气的吸附也与甲烷一样，这表明煤对气体的吸附是无选择性的;大量的吸附试验证明，煤对甲烷等气体的吸附是快速的、可逆的。因此，可以用物理吸附模型来探讨煤吸附气体的机理。

对于物理吸附过程而言，吸附平衡是一个重要的概念。在一个封闭的系统里，固体颗粒表面上同时进行着吸附和解吸这样两种相反的过程。即一部分气体由于吸引力而被吸留在表面上而成吸附气相;被吸附住的气体分子，在热运动和振动的作用下，其动能增加到足以克服吸引力的束缚时，就会离开表面而重新进入游离气相。当这两种作用的速度相等(即单位时间内被固体颗粒表面吸留的气体分子数等于离开表面的分子数)时，在颗粒表面上的气体分子数目维持某一个定量，这时就称为吸附平衡。在平衡状态时，吸附剂所吸附的气体量随气体的温度、压力而变化。显然，这是一种动态平衡状态。即吸附量(V)是温度(t)和压力(p)的函数，可表示为

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在上述函数关系式中，当温度一定时，称吸附等温线;当压力一定时，称吸附等压线。最常用的是吸附等温线，即在某一固定温度下，当达到吸附平衡时，吸附量(V)与游离气相压力(p)之间的关系曲线。在煤层气地质及勘探开发中，某一温度(通常为储层温度)下煤的吸附等温线对评价煤层的最大储气能力、预测煤层气含量、确定临界解吸压力、计算煤层气理论回收率等方面具有重要用途。

吸附等温线可以由实验室测试而获得。实际上实验测得的吸附等温线形状很多，大致可归纳为5种类型(图4－13)。图中纵坐标为吸附量a，横坐标p/p0为相对压力，p0是气体在吸附温度时的饱和蒸汽压，p是吸附平衡时气体的压力。等温线形态上的差异，反映了吸附剂与吸附质之间相互作用的差别。

图4－13物理吸附的5种类型等温线图 (据朱陟瑶等，1996)

第Ⅰ类吸附等温线的特征是，在较低相对压力时吸附量迅速增加，达到一定相对压力后吸附量趋于恒定的数值(极限吸附量)。极限吸附量有时表示单分子层饱和吸附量，对于微孔吸附剂则可能是将微孔充满的量。

第Ⅱ—Ⅴ类等温线是发生多分子层吸附和毛细凝结的结果。当吸附剂为非孔的或孔径很大可近似看作是非孔的时，吸附层数原则上可认为不受限制，等温线为Ⅱ、Ⅲ型的。当吸附剂为孔性的(不是微孔或不全是微孔的)，吸附层数受孔大小限制，在p/p0→1时的吸附量近于将各种孔填满所需液态吸附剂的量，吸附等温线为Ⅳ、Ⅴ型的。Ⅱ和Ⅲ、Ⅳ和Ⅴ类型等温线的区别在于起始段曲线的斜率，Ⅱ和Ⅳ型在低压区曲线凸向吸附量轴，Ⅲ和Ⅴ型的是由小变大;在形状上，Ⅱ和Ⅳ型在低压区曲线凸向吸附量轴，Ⅲ和Ⅴ型则凸向压力轴。这些区别反映了吸附质与吸附剂表面作用的强弱。

从吸附等温线可以得到吸附质与吸附剂作用大小、吸附剂表面积、孔的大小及形状、孔径分布等信息。

由于煤储层的温度大都在10～50℃范围，远远高于甲烷的临界温度(－82.5712℃)，煤的等温吸附试验一般也是在这一温度范围内进行的，因而不易发生多层吸附;煤是一种孔隙结构比较复杂、孔径分布不集中的多孔介质，不可能只在特定孔径的微孔结构中发生吸附，即吸附不是以微孔充填为主的过程(艾鲁尼，1992)，故大多数煤的吸附等温线属Ⅰ类。

由于大多数煤的吸附等温线属Ⅰ类，故可认为煤吸附气体属于单分子层吸附，用Langmuir方程可以较好地描述绝大部分煤的吸附等温线。

Langrnuir(1916)从动力学的观点出发，提出了单分子层吸附理论，其基本假设条件是:①吸附平衡是动态平衡;②固体表面是均匀的;③被吸附分子间无相互作用力;④吸附作用仅形成单分子层。其数学表达式为

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式中:V为吸附量(cm3/g);p为平衡气体压力(MPa);a为吸附常数，反映吸附剂(如煤的最大吸附能力，与温度、压力无关，而取决于吸附剂和吸附质的性质(m3/g);b为压力常数，取决于温度和吸附剂的性质(MPa－1)。

(2)煤对甲烷的吸附能力:张新民等(2002)从110余个煤样(来自从褐煤至无烟煤2号等9个煤级的煤层)的等温吸附实验结果得出在模拟地下煤储层条件的情况下，我国煤对甲烷的吸附能力(以最大吸附量，即Langmuir体积表征)较强，Langmuir体积(VL)值在11.25～51.81cm3/g之间变化(干燥无灰基)(不包括无烟煤1号)。其分布情况如图4－14所示，由于各煤级煤样的数量不均衡，各VL值区间的数据个数并不完全代表我国煤的VL值的分布趋势。

图4－14我国煤样Langmuir体积实测值分布直方图 (据张新民，2002)

(3)煤吸附能力的影响因素:煤的吸附能力受煤本身的物理、化学性质及煤体所处的温度、压力等条件的控制。实验结果表明，煤的吸附能力受煤变质程度、温度、水分含量影响较为显著。

煤变质程度对吸附能力的影响。煤对甲烷的吸附是一种发生在煤孔隙内表面上的物理过程，吸附能力受孔隙特征的影响。在煤变质过程中，孔隙在发生着变化，从而影响着煤的吸附能力。张新民等(2002)认为从褐煤至无烟煤2号煤的吸附能力是随着煤化作用的增加而增大(图4－15，图4－16和表4－9)。成岩作用阶段褐煤的吸附能力明显低于其他各变质阶段的煤，长焰煤至肥煤3个煤阶吸附量增加缓慢，焦煤之后，煤的吸附量开始快速增加，于无烟煤2号煤的吸附能力最强。

图4－1530℃等温吸附Langmuir体积与Rmax关系图

图4－16不同变质程度(Rmax)煤在45℃条件下的等温吸附曲线图

表4－9不同煤阶煤的吸附常数平均值(t=30℃，含平衡水分)

温度对煤吸附性能的影响。等温吸附实验一般采用的温度是30℃或煤储层温度。图4－17、图4－18为两个代表性的煤样分别在25℃、35℃、45℃和50℃条件下实验得出的等温吸附实验曲线。其中图4－17的煤样YQ四－15Rmax为2.69%，图3－18的煤样HJH－8Rmax为0.88%。由图4－17和图4－18可见，不同温度下煤的吸附能力有变化。总体的变化趋势是在压力不变的情况下，随着温度的升高，煤的吸附能力降低。用Langrnuir方程，根据各温度条件下获得的Langmuir体积和Langmuir压力，分别计算2MPa、8MPa、12MPa、20MPa压力下的吸附量;将同一压力不同温度的吸附量标绘在“温度－吸附量”坐标图中，即可用线性方程回归温度－吸附量经验公式，如图4－19和图4－20所示。

图4－17YQ四－15煤不同温度下的等温吸附实验曲线图 (据张新民，2002)

图4－18HJH－8煤不同温度下的等温吸附实验曲线图 (据张新民，2002)

图4－19YQ四－15煤在不同压力下温度与含气量关系图

图4－20HJH－8煤在不同压力下温度与含气量关系图

压力对煤吸附性能的影响。在其他条件不变时，随着压力的升高煤对甲烷的吸附能力增大(图4－21)。

图4－21随着压力的增大煤对甲烷的吸附能力也增大

图4－21a.在较高的温度下(虚线)，煤中储存较少甲烷;当生气量大于煤的吸附能力时就发生运移;图4－21b.随着盆地的抬升冷却生气量降低(实线)，从而导致煤层对甲烷不饱和。大气水中次生生物气的生成和热成因与生物成因气的运移可使煤层重新饱含甲烷。当煤层饱和时，解吸发生的压力就较高，则煤层气解吸只需较少的降压(排水)，甲烷的产量也会较高。

水分对煤吸附性能的影响。张新民等(2002)试验表明，随着煤中水分的增加，Langmuri体积呈减小趋势，这主要是煤的内表面上可供甲烷气体分子“滞留”的有效吸附点位是一定的，煤中水分越高，可能占据的有效吸附点位就越多，相对留给甲烷分子“滞留”的有效点位就会减少，煤的饱和吸附量就会降低。

5.煤储层压力特征

煤储层压力是指煤层孔隙中的流体(包括气体和水)压力。煤储层压力对煤层气含量、气体赋存状态起着重要作用。同时，储层压力也是水和气体从煤的裂隙中流向井筒的能量。当降低煤储层压力，煤孔隙中吸附的气体开始解吸，向裂隙中扩散，在压力差作用下从裂隙向井筒流动。煤层气开采就是根据这一原理，通过排水降低储层压力而采气的。

实际上，原始煤储层压力差别较大。这是由于它受多种因素的影响，如区域水文地质条件、埋深、含气量、地应力等都可对煤储层压力造成影响。一般用压力梯度去衡量储层压力的大小，将储层压力划分为三种类型(表4－10)。正常储层压力应等于9.5～10.0kPa/m，即基本上等于静水压力梯度;大于10.0kPa/m为高压储层，小于9.5kPa/m为低压储层。

表4－10储层压力类型划分方案表

(二)煤层气的储存特征

一般说来，煤层气以3种状态存在于煤层之中:①吸附在煤孔隙的内表面上;②以游离态分布于煤的孔隙中，其中大部分存在于各类裂隙之中;③溶解于煤层内的地下水中。在煤化作用过程中生成的气体，首先满足吸附，然后是溶解和游离析出，在一定的温度和压力条件下，这3种状态的气体处于统一的动态平衡体系中。

上述这3种状态主要是针对甲烷而言，煤中的各种重烃组分是处于气态还是液态，这取决于煤储层的温度和气体压力。在当前开采深度和气体压力范围内，乙烷是气态，其他重烃呈液态。另外，除上述3种状态外，煤层中的气体还有可能以气体水合物晶体的形式存在，其条件是低温高压，如温度在0℃时，形成甲烷(CH4)水合物所需的压力为2.65MPa;温度在10℃时，则所需压力为7.87MPa，而在这样的条件只有在深海或永久冻土地带才能出现，在我国煤田内一般是不存在的。由于煤层气成分中乙烷以上的重烃含量很小，所以煤层中烃类物质的相态绝大部分为气态。

1.吸附气

煤层区别于常规天然气储层的主要特征是，大部分气体以吸附的方式储存于煤层中。经测算，吸附状态的气占煤中气体总量的80%～95%以上，具体比例取决于煤的变质程度、埋藏深度等因素(张新民等，1991)。这主要由于煤是一种多孔介质，煤中的孔隙大部分为直径小于50nm的微孔，因而使煤具有很大的内表面积，对气体分子产生很大的表面吸引力，所以具有很强的储气能力。在我国，中、高变质程度的烟煤和无烟煤中实测煤层气含量(干燥无灰基)为10～30cm3/g，最高可达36cm3/g，甚至更高;据测算，煤层的储气能力是同体积常规砂岩储气能力的2～3倍，如图4－22所示。

煤中吸附气含量，可以用直接法，通过煤样解吸试验得到;也可用以用间接法，通过Langmuir方程计算求得。

2.游离气

在气饱和的情况下，煤的孔隙和裂隙中充满着处于游离状态的气体。这部分气服从一般气体状态方程，由于甲烷分子的自由热运动，因而显现出气体压力。游离气的含量取决于煤的孔隙(裂隙)体积、温度、气体压力和甲烷的压缩系数，即

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式中:Qy为游离气含量(cm3/g);Φ为单位质量煤的孔隙体积(cm3/g);p为气体压力(MPa);K为甲烷的压缩系数(MPa－1)。

图4－22煤与砂岩储气能力比较图 (据Kuuskvaa et al.，1989)

煤中游离气的含量不大。据前苏联科学院艾鲁尼等人的资料，中等变质程度的煤，在埋深300～1200m的范围内，其游离气仅占总含气量的5%～12%。

3.水溶气

水对甲烷有一定的溶解能力。根据煤炭科学研究总院西安分院在20世纪80年代后期进行的系统甲烷水溶试验的结果(表4－11)，一般每升水可溶解零点几升到几升甲烷。与其他气体相比，甲烷在水中的溶解度是较小的。例如，在0℃和常压下，甲烷在水中的溶解度为0.055L/L，而相同条件下乙烷在水中的溶解度为0.098L/L，二氧化碳为1.713L/L，硫化氢为2.67L/L。可以看出，甲烷在水中的溶解度仅为二氧化碳的1/30，是相当低的。尽管如此，当溶解度低的甲烷溶于大量的地下水中，就会有巨大的气体从气藏中运移出去，引起甲烷的散失。在自然界，煤层常常为含水层，当储层压力低到足以使气体能够从煤中解吸出来时，甲烷会因地下水的运动而从煤层中运移出去。

表4－11不同温度、压力和不同矿化度下，水对甲烷的溶解度表

续表

(据张新民等，1991)

(三)煤中气体的流动

在自然界的原始状态下，煤层中的气体以承压状态存在着，气体处于平衡状态，可以将其看作是不发生流动的。但是，当人为活动影响时，如井下采掘活动，气井排水降压等，由于破坏了原始的压力平衡状态，会引起煤层中气体的流动。煤中气体穿过煤层孔隙介质的流动机制可以描述为3个相联系的过程(图4－23)，即:

首先，由于压力降低使气体从煤基质孔隙的内表面上发生解吸;其次，穿过基质和微孔扩散到裂隙中，扩散作用是由于在基质与裂隙间存在的浓度差引起的;最后，在压力差作用下以达西流的方式在裂隙中渗流。这3种作用是一个互为前提并且连续进行的统一过程，不能割裂开来单独进行。

图4－23煤中气体流动的3个阶段图

1.解吸

当储层压力下降到低于临界解吸压力时，气体分子开始解吸，并遵循给定介质的等温吸附过程。解吸过程与时间有关。解吸过程进行的快慢可以用解吸时间来定性表示。所谓解吸时间，是指总吸附气量(包括残留气)的63.2%释放出来所需要的时间，一般用天或小时来表示。为使气体从不饱和气的煤层中开始解吸并产出，必须将地层压力降低到饱和点以下(图4－24)。

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2.扩散流

气体穿过煤基质和微孔的扩散流动是由于体积扩散(分子与分子间的相互作用)、克努森(Knudson)扩散(分子与孔壁间的相互作用)和表面扩散(吸附的类液体状甲烷薄膜沿微孔隙壁的转移)共同作用的结果。

当孔隙直径大于气体分子的平均自由运动路程时，以体积扩散为主;当孔隙相对于气体分子的平均自由运动路程较小时，以克努森扩散为主。表面扩散受气体分子与孔壁表面之间的持续碰撞作用的控制，在这些表面上气体以吸附状态被传输。在表面扩散中一旦发生碰撞，气体分子就立即被吸附在孔壁上。对整个运移过程来说，表面扩散的作用是不大的。

各种类型的扩散流动都是气体分子随机运动的结果。图4－25可用来说明煤基质中甲烷扩散的过程。由于气体分子的随机运动，可以假定试图穿过某一虚拟内表面发生运动的两边气体的百分率相同。这样，由于靠近基质中心一侧(左)的甲烷浓度大于靠近割理一侧(右)，所以试图从左向右穿越的分子数目就大于试图从右向左穿越的分子数目，于是总的运移方向是从左向右，即从煤基质块向割理流动。

图4－25煤基质中甲烷扩散的过程图

3.达西流

一般认为，在中孔(直径大于100nm)以上的孔隙和裂隙中，气体的流动为渗透，并且可能存在两种方式，即层流和紊流。由于煤层内孔隙的大小、形态、曲率非常复杂，具有明显的不均匀性，因此为了简化煤层中气体流动状态，通常认为煤层中气体流动属于层流渗透，且服从达西(Darcy)定律。即流体的流速v与其压力梯度成正比。它的简单表达式为:

非常规油气资源

式中:k为煤层的渗透率(10－3μm2);μ为流体的绝对黏度，对于甲烷，μ=1.08×10－5Pa·s; 为流体的压力梯度(Pa/m)。

(四)煤储层箱和含气特征

1.煤储层箱

各个盆地中煤储层的性质不同，具有较好油气通道和甜点的区域只占不到盆地生产区面积的10%。煤层气的经济可采要求众多地质要素聚集在一个适当的时间框架中，而且还须有可操作性及合适的环境。煤层气勘探开发的关键是识别煤储层箱。煤储层箱是指具有相似储层属性的封隔体，包括含气量、渗透率、水和气组分等。

2.煤层含气性特征

煤层含气性指煤层气含量。煤层气含量是指单位重量煤中所含煤层气的体积，单位为m3/t。

煤层气含量和煤层厚度有关，煤层厚度越大，稳定性越好，对煤层气的生成量和资源量规模起决定性作用。煤是煤层气的母质，在同等煤级条件下，煤层越厚生气量越大，煤层气丰度也越高。

煤层集生气层与储集层于一体，故煤的生气量与储集性能对煤的含气量有重要影响。煤层的生气量与成煤物质、煤变质程度有关;储气能力与煤的变质程度、煤岩成分、气体压力等因素有关，而压力又与煤储层的埋深、区域水文地质、气生成量有关;除煤层自身条件外，煤储层的保存条件对煤层气含量也有重要影响。这些诸多的影响因素以及复杂的相互配置关系造成煤层气含量的差异变化。而这些因素又可归结为4个方面:

(1)煤变质对煤层气含量的影响:煤变质对煤层气含量的影响，主要是通过对煤的生气量和煤的吸附能力的控制作用而体现的。研究表明，煤的生气量随着煤变质程度的增加而增大，且随着煤变质程度的提高，煤对甲烷的吸附能力逐渐增大。这说明在相同的保存条件和煤储层压力条件下，变质程度愈高，煤中吸附的甲烷愈多，即煤层气含量越高。

(2)煤储层埋藏深度对气含量的影响:据Langmuir吸附理论，随着压力的增大，煤对甲烷的吸附量呈非线性增加。随着埋藏深度的增大，煤层的压力增大，煤对甲烷的吸附能力增强，煤层含气量增大。

(3)水文地质与煤层气含量的关系:水动力对煤层气具有水力封闭和水力驱替、运移的双重作用。水力封闭作用有利于煤层气的保存，而水力驱替、运移作用则引起煤层气的逸散及在新条件下的聚集(常规圈闭)。一般讲，地下水压力大，煤层气含量高，反之则低;地下水的强径流带煤层气含量低，而滞流区则含量高。

(4)聚煤环境与煤层气含量的关系:含煤地层沉积环境主要有两类，即海陆过渡相沉积环境和陆相沉积环境。海陆过渡相形成的煤层，煤的还原程度高，镜质组含量通常较高，水体中的藻类、浮游动物往往残余成煤，形成富含烃类的沥青质体，构成亮褐煤和烟煤中微粒体的前身。在陆相沉积环境中形成的煤惰质组含量较高，惰质组由于炭化作用而变的惰性，富含碳，在煤化作用过程中挥发性物质少，生气量也少;而且煤层中藻类、浮游生物少见。由于镜质组的生气量大于惰质组，沥青质体生烃量比镜质组和壳质组高;因此，海陆交互沉积环境中形成的煤层的生气量、储气能力均大于陆相沉积环境中形成的煤层。

在管道中，多少MPa的压力为低压、中压、高压？ 其定义的国家标准是什么？

在油田开发过程中，根据实际生产资料统计出的一系列说明油田开发情况的数据称为开发指标。可以利用开发指标的大小和变化情况对油田开发效果进行分析和评价。

一、产量方面的指标产量方面的指标主要有以下几项：

(1)日产能力。油田内所有油井(除了计划暂闭井和报废井)每天应该生产的油量总和叫油田的日生产能力，单位为t/d。

(2)日产水平。油田的实际日产量叫日产水平，单位为t/d。

日产能力代表应该出多少油。但由于各种因素实际上并没有产出预算的油。日产能力和日产水平的差别越小，说明油田开发工作做得越好。

(3)折算年产量。折算年产量是一个预计性的指标，即根据今年的情况预计明年的产量，根据折算年产量制定下一年的生产计划。对于老油田，还要考虑年递减率。

(4)生产规模。所有油田生产能力的总和乘以采油时率(某一时段内的有效生产时间)就是生产规模。

(5)平均单井产量。油田实际产量除以实际生产井的井数得到平均单井产量。

(6)综合气油比。综合气油比是实际总产气量与实际总产油量之比，单位为m3/t，表示油田天然能量的消耗情况。

(7)累积气油比。累积气油比是累积产气量与累积产油量之比，表示油田投入开发以来天然能量总的消耗情况。

(8)采油速度。采油速度是指年采出油量与地质储量之比，它是衡量油田开采快慢的指标。采油速度可分为油田采油速度、切割区采油速度、排间采油速度和油井采油速度，通常用百分数表示。只要把目前日采油量或月采油量折算成年采油量，就可以算出采油速度。正常生产时间要除去测压、维修等关井时间。

(9)采出程度。采出程度是指油田某时刻累积采油量与地质储量之比，反映油田储量的采出情况，用百分数表示。

(10)采收率。油田采出来的油量与地质储量的比值称为采收率。油井未见水阶段的采收率叫无水采收率。无水采收率等于油井见水之前的累积采油量与地质储量之比。油田开发结束时达到的采收率叫最终采收率。最终采收率等于开发终结时的累积采油量与地质储量之比。最终采收率是衡量油田开发效率的指标，受许多因素影响。只要充分发挥人的主观能动性，采用合理的开采方式和先进的工艺技术，就能提高采收率。

(11)采油指数。采油指数是指单位生产压差下的日产油量，单位是t/(d·MPa)。采油指数的变化表明油田驱动方式的改变。

二、有关水的指标有关水的指标有以下几项：

(1)产水量。产水量表示油田出水的多少。日产水量表示每天出多少水。累积产水量是指油田从投入开发以来一共出了多少水。

(2)综合含水率。综合含水率是指产水量占油水混合总产量的百分比，表示油田出水或水淹的程度。

(3)注入量。一天向油层注入的水量叫日注入量，一个月向油层注入的水量叫月注入量。从注水开始到目前注入的总水量叫累积注入量。

(4)注入速度。注入速度等于年注入量与油层总孔隙体积之比。

(5)注入程度。累积注入量与油层总孔隙体积之比。

(6)注采比。注入量与采出量之比叫注采比。采出量是指采出油、气、水的地下体积。

(7)水驱油效率。水淹油层体积内采出的油量与原始含油量之比叫水驱油效率。

(8)吸水指数。单位注水压差下的日注水量叫油层的吸水指数。反映油层的吸水能力。

(9)注水强度。注水井单位有效厚度油层的日注入量叫注水强度，单位为m3/(d·m)。注水强度是否合适直接影响油层压力的稳定。利用注水强度可调节含水上升速度。

(10)水油比。水油比是指产水量与产油量之比，单位为m3/t，表示每采出一吨油要采出多少水。

(11)含水上升率。油田见水后，每采出1%的地质储量含水率上升的百分数称为含水上升率。反映不同时期油田含水上升的快慢。是衡量油田注水效果的重要指标。

(12)注水利用率。注水利用率表示注入水中有多少留在地下起驱油作用，用以衡量注水效果。

三、压力和压差方面的指标压力与压差方面的指标有以下几项：

(1)原始地层压力。开发前从探井中测得的油层中部压力称为原始地层压力，用以衡量油田的驱动能量和油井的自喷能力。原始地层压力一般随油层埋藏深度的增加而增加。油层投入开发以后，由于地层压力发生变化，原始地层压力无法直接测量，可以根据油层中部深度计算。

(2)目前地层压力。油田投入开发以后，某一时期测得的油层中部压力，称为该时期的目前地层压力。

(3)静止压力。油井关井后，压力恢复到稳定状态时所测得的油层中部的压力称为静止压力，也叫油层压力，简称静压。在油田开发过程中，静压是衡量地层能量的标志。静压的变化与注入和采出的油、气、水的体积有关。如果采出体积大于注入体积，油层产生亏空，静压就会比原始地层压力低。为了及时掌握地下动态，油井需要定期测静压。

(4)折算压力。大多数油田由许多油层组成，有的埋藏深、压力高，有的浅、压力低。由于每口井油层中部的海拔不一样，计算出的同一油层的原始地层压力有高有低。仅仅根据实测压力不能进行井与井的对比、研究油田动态变化。为了便于井之间的压力对比，把所有井的实测压力折算到同一海拔高度，这种折算后的压力叫做折算压力。

(5)流动压力。油井正常生产时所测得的油层中部的压力称为流动压力，简称流压。流入井底的油是依靠流动压力举升到地面的。流压的高低直接反映油井的自喷能力。

(6)饱和压力。在油层高压条件下，天然气溶解在原油中。原油从油层流至井口的过程中压力不断降低。当压力降到一定程度时，天然气就从原油中分离出来，对应的压力就叫饱和压力。对于油田开发来说，油田的饱和压力低，就可以使用较大的油嘴放大生产压差开采，地层内不易脱气，因此大大提高了油井产量和油田的采油速度。但不利的是，饱和压力低的井自喷能力较弱。

(7)油管压力。油气从井底流到井口后的剩余压力称为油管压力，简称油压。油压可以借助于井口的油压表测出。油压的大小取决于流压的高低，而流压又与静止压力的大小有关，因此可以根据油压的变化来分析地下动态。

(8)套管压力。流动压力把油气从井底，经过油管与套管之间的环形空间举升到井口后的剩余压力称为套管压力，又叫压缩气体压力，简称套压。在油井脱气不严重的情况下，套压的高低也表示油井能量的大小。油压和套压可以比较直观地反映出油井的生产状况。在油井的日常管理中，要及时、准确地观察和记录油压、套压，并分析其变化原因。

(9)回压。下游压力对流动的上游压力来说都可以看成是回压。回压是流体在管道中的流动阻力造成的。矿场上所说的回压通常是指干线回压，是出油干线的压力对井口油管压力的一种反压力。回压还与管径、管子的长度、流体粘度、温度等因素有关。

(10)总压差。原始地层压力与目前地层压力的差值叫总压差。对于依靠天然能量开发的油田来说，总压差代表能量的消耗，所以目前地层压力总是低于原始地层压力的。对注水开发的油田来说，是在注水保持地层压力的情况下进行开发的，目前地层压力往往保持在原始地层压力附近。当注入量大于采出量时，目前地层压力超过原始地层压力。当注入量小于采出量时，地层产生亏空，使目前地层压力低于原始地层压力。

(11)采油压差。油井关井时，油层压力处于平衡状态。当油井开井生产后，井底压力突然下降，由于油层内的压力仍然很高，就形成压力差，该压力差叫做采油压差，又称为生产压差或工作压差。在相同的地质条件下，采油压差越大，油井的产量越高。但在地层压力一定的情况下，当采油压差大到一定程度，即流动压力低于饱和压力时，井底甚至油层中就会脱气、出砂、气油比上升，油井产量不再增加或增加很少。这对合理采油、保持油井长期稳产、高产很不利。因此，必须根据采油速度和生产能力制定合理的采油压差，不能任意放大。

(12)注水压差。注水井井底流动压力与注水井目前的地层压力之差称为注水压差。

(13)流饱压差。流动压力与饱和压力的差值叫流饱压差。流饱压差是衡量油井生产是否合理的重要条件。当流动压力高于饱和压力时，原油中的溶解气不会在井底分离出来，生产气油比就低。如果流动压力低于饱和压力，溶解气就会在油层里分离出来，生产气油比就高，致使原油粘度增高、流动阻力增大，影响产量。因此，要根据油田的具体情况，规定在一定的流饱压差界限内采油。

(14)地饱压差。目前地层压力与饱和压力的差值称为地饱压差。地饱压差是衡量油层生产是否合理的重要标准。如果油田在地层压力低于饱和压力的条件下生产，油层里的原油就要脱气，原油粘度就会增高，严重时油层就会结蜡，从而降低采收率。所以在这种条件下采油是不合理的。一旦出现这种情况，必须采取措施调整注采比，以恢复地层压力。

(15)流压梯度。流压梯度是指油井正常生产时每米液柱所产生的压力。选不同两点测得的压差与距离之比即为流压梯度。用它可以推算出油层中部的流压。根据流压梯度的变化，还可以判断油井是否见水，见水油井的流压梯度会增大。

(16)静压梯度。静压梯度是指油井关井后，井底压力恢复到稳定时，每米液柱所产生的压力。静压梯度可以用来计算静压。

油气藏如何形成的？

压力管道的级别划分标准：

1、真空管道 P<0MPa。

2、低压管道 0≤P≤1.6MPa。

3、中压管道 1.6<P≤10MPa。

4、高压管道10<P≤100MPa。

5、超高压管道 P>100MPa。

从中国颁发《压力管道安全管理与监察规定》以后，“压力管道”便成为受监察管道的专用名词。在《压力管道安全管理与监察规定》第二条中，将压力管道定义为：“在生产、生活中使用的可能引起燃爆或中毒等危险性较大的特种设备”。

扩展资料

压力管道的作业一般都在室外，敷设方式有架空、沿地、埋地，甚至经常是高空作业，环境条件较差，质量控制要求较高。由于质量控制环节是环环相扣，有机结合，一个环节稍有疏忽，导致的都是质量问题。

而焊接是压力管道施工中的一项关键工作，其质量的好坏、效率的高低直接影响工程的安全运行和制造工期，因此过程质量的控制显得更为重要。

根据压力管道的施工要求，必须在人员、设备、材料、工艺文件和环境等方面强化管理。有针对性地采取严格措施，才能保证压力管道的焊接质量，确保优质焊接工程的实现。

百度百科——压力管道

生物气藏形成的基本地质条件

石油和天然气的生成、运移和聚集是油气藏形成过程中密切相关的三个阶段。储集层、圈闭构造和油气的运移是油气藏形成不可缺少的条件。本节将介绍油气的生成、储集层、油气的运移、圈闭以及油气藏的类型等内容。

一、油气的生成石油和天然气的主要成分是碳氢化合物。它究竟是怎样生成的？过去曾有多种说法，但基本上可以归纳为两种，即有机成因说和无机成因说。

1.无机成因说无机成因说认为，石油是在地壳深处高温、高压下，由无机碳和氢经过化学作用而形成的。在实验室中，通过无机合成可将简单的碳和氢的化合物合成为石油；另外，在火山喷出的气体和熔岩流中也含有烃类；许多无机体上也有烃类存在。无机成因说大致包括乙炔说、碳化物说、宇宙说、岩浆说等。

无机成因学说主要是以在特殊实验条件下可以合成石油的化学反应现象和对地球内部物质的假定为依据的，因而不能被大多数学者接受。但在人们能洞悉地球内部结构之前，无机成因说的存在有利于加深对石油成因的认识，对石油成因的研究有一定的促进意义。

2.有机成因说有机成因说认为，石油和天然气是在一定条件下由沉积岩中的有机物质转化而来的。其主要证据是：第一，世界上已发现的油气田99%以上都分布在沉积岩中；第二，石油具有生命有机物质所特有的旋光性；第三，石油中存在有生物标志化合物；第四，在实验室中利用生物的脂肪、蛋白质、碳水化合物可以获得烃类物质；第五，石油成分的复杂性；第六，在近代海相和湖泊相沉积中发现了有机物质转化为油气的过程等。

油气有机成因的现代科学理论认为，原始有机物质在一定的环境和条件下被埋藏下来，在一定的深度、温度等适宜条件下，经历了生物化学、热催化、热裂解、高温变质等阶段，陆续转化为石油和天然气。根据成油深度上的差别，有机成因说又可分为浅成说和深成说。前者认为油气是在沉积埋藏不深的早期形成的，而后者则认为油气是有机质埋藏到一定深度、温度条件下才形成的。

3.生成油气的原始物质石油成因理论虽然很多，但石油有机成因说目前普遍为人们所接受。大量的有机物质是油气生成的物质基础；而促使有机物质保存，并向油气转化的条件是外因。生成油气的有机物质是海洋和湖泊中的动、植物遗体，其中以水生的浮游生物(如鱼类、藻类)和各种微生物(有孔虫、介形虫)等富含脂肪、蛋白质、碳水化合物的有机质为主。这些生物遗体的大部分，或是成为他种生物的食料，或是变为二氧化碳而游离于大气之中，只有很少部分随着细小的沉积物沉积于海洋或湖泊的低洼地带。尽管如此，只要考虑到生物界的广泛性、繁殖速度快以及时间长久等因素，地球上的有机物质在数量上是能够满足大量的油气生成的。

进入沉积物中的有机物质，在缺乏氧气的环境下得以保存。随着环境的还原程度不断加强，有机物质在一定的物理、生物化学作用下进行分解，完成“去氧加氢、富集碳”的过程，形成分散的碳氢化合物——石油和天然气。

4.生油层能够生成石油和天然气的岩层，称为生油气岩或生油气母岩、生油气源岩(简称生油岩)。由生油气岩组成的地层，即为生油气层(简称生油层)，这是自然界生成石油和天然气的实际场所。沉积岩中的泥岩、页岩、砂质泥岩、泥质粉砂岩、碳酸盐岩等细粒均可组成良好的生油层。根据岩性不同，生油岩分为两大类——泥质生油岩和碳酸盐岩生油岩。这些细粒的生油岩是在较宁静的水体中沉积下来的。这种环境也适于生物的大量繁殖。另外，有机质沉降到海底、湖底后，被细粒岩石埋藏，有利于保存下来。

生油岩的颜色以褐、灰褐、深灰、黑色等暗色为主，灰、灰绿色次之。这里所说的颜色不是沉积岩的继承色或次生色，而是能反映当时沉积环境和有机质丰度的原生色。暗色常反映沉积时的还原环境。这使大量有机质得到保存，使铁元素处于低价状态；红色常反映氧化环境，它使有机质遭受氧化，破坏殆尽。

生油层的分布受岩相古地理条件所控制。生油层皆是有规律地出现，并与一定的岩相带有关。对于湖相来说，较深、深湖相是主要的生油相带。那里沉积了细粒的泥质岩类。由于水体较深，具有静水沉积、水流弱、波浪小、还原环境等有利的生油条件。大量低等生物的繁殖，是形成良好生油层的基础。对海相来说，浅海相或潮间低能相带、潮下低能带的碳酸盐岩层和泥质岩层具备良好的生油条件。这些区域深度不大、水体宁静、阳光充足、生物茂盛，岩石富含生物化石和有机质。我国四川盆地的二叠系和三叠系的碳酸盐岩地层，就是浅海相碳酸盐岩生油层的例子。

二、储集层和盖层大量油气勘探及开发实践，纠正了人们最初以为地下有油湖、油河之类的错误认识。逐渐知道石油和天然气不是储存在地下的什么油湖、油河之中，而是储存在那些具有相互连通的孔隙、裂隙的岩层内，好像水充满于海绵里一样。

具有一定孔隙度和渗透性，能够储存油气等流体，并可在其中流动的岩层称为储集层。储集层具备两个基本特性——孔隙性和渗透性。

1.储集层岩石的孔隙性和渗透性1) 孔隙度储集层岩石是由大小不一的岩石颗粒、矿物颗粒胶结而成的。被胶结的颗粒之间存在着微细的孔隙，如同我们常见的建筑上用的砖一样。把一块3kg的砖放在水中浸泡以后再称重，它就可能变成3.5 kg，其中增加的0.5 kg是因为水浸入到了砖的孔隙中。同样道理，油气就储存在油层岩石的孔隙里。为了衡量储集层岩石中孔隙总体积的大小，提出了孔隙度的概念，用以表示岩石中孔隙的发育程度。

储集层岩石中孔隙的总体积占岩石总体积的比值叫做孔隙度。用百分数表示，即：

(2-1)式中　φ——孔隙度，%；Vp——岩石中孔隙总体积,m3；Vr——岩石总体积,m3。

储集层岩石的孔隙度可以用实验方法求得。孔隙度大，说明岩石颗粒之间的容积大，储存流体的空间就大；孔隙度小，岩石颗粒之间的容积小，储存流体的场所就小。

若储集层为油层，那么油层孔隙里是不是都盛满了油呢？不是的。一般来说，孔隙里含有油、气和水。油层孔隙里含油体积与孔隙体积的比值，叫做油层的含油饱和度，即：

(2-2)式中　So——含油饱和度，%；Vo——岩石中原油的体积,m3。

可以通过直接钻井取心，再由实验求得油层的含油饱和度。含油饱和度越高，说明油层中的含油越多。这个参数也是计算油田储量的重要数据。用Sw表示含水饱和度，含水饱和度即油层孔隙中含水体积与孔隙体积的比值。

2)渗透率渗透率是岩石允许流体通过能力的一种量度。严格地讲，自然界的一切岩石在足够大的压力差下都具有一定的渗透性。通常我们所讲的渗透性岩石与非渗透性岩石，是指在地层压力条件下流体能否通过岩石。在一般情况下，砂岩、砾岩、多孔的石灰岩、白云岩等储集层为渗透性岩层，而泥岩、石膏、硬石膏等为非渗透性岩层。岩石渗透性的好坏在石油工业中常用渗透率来衡量。

实验表明，流体通过岩心时，若岩心两端的压差不太大，单位时间内流体通过岩心的体积与岩心两端的压差及岩心的横截面积成正比，而与流体的粘度及岩心长度成反比，即：

(2-3)式中　K——岩石的绝对渗透率，μm2；Q——液体流量，cm3/s；A——岩心横截面积，cm2；L——岩心长度，cm；Δp——岩心两端的压差，105Pa；μ——液体粘度，mPa·s。

(2-3)式被称为达西直线渗流定律，是在假定岩石孔隙中只有一种液体流动，而且这种液体不与岩石起任何物理、化学反应的条件下得出的。当流体的流动符合达西直线渗流定律时，求得的K值就是岩石的绝对渗透率。但在实际油层内，流体的渗流情况要复杂得多。地层中常为两相(油—气、油—水、气—水)、甚至三相(油—气—水)流体并存。因此，当油层内存在多种流体时，必须对绝对渗透率的概念进行修正。如果一块岩心被25%的束缚水和75%的原油所饱和，那么对于油的渗透率将比用100%的原油饱和时所测得的渗透率要低。当某一相的饱和度降低时，此相的渗透率也要降低。多相流体共存时，岩石对其中每种流体的渗透率称为该相的有效渗透率或相渗透率。用符号Ko、Kg、Kw分别表示油、气、水的有效渗透率。

有效渗透率不仅与岩石的性质相关，也与其中流体的性质及数量比例有关。在实际应用中，也经常采用相对渗透率的概念，定义为有效渗透率与绝对渗透率之比值。在特定的含油(气、水)饱和度条件下，油、气、水的相对渗透率可通过下列各式计算，即：

(2-4)

(2-5)

(2-6)式中　Kro——油的相对渗透率；Krg——气的相对渗透率；Krw——水的相对渗透率。

通常，岩石对每相的有效渗透率总是小于该岩石的绝对渗透率。各相有效渗透率的总和也总是低于绝对渗透率，或者说各相的相对渗透率之和小于1.0。

图2-11为某一储集层在油水两相渗流时，油相和水相的相对渗透率随含水饱和度的变化曲线。相对渗透率曲线可采用岩心实验方法确定，也可以根据储集层岩石的润湿性、岩性以及一些基础参数采用相关经验公式进行计算得出。

图2-11　油水两相相对渗透率曲线2.储集层的类型及基本特征目前世界上绝大部分的油气储量集中在沉积岩储集层中，沉积岩储集层中又以碎屑岩储集层和碳酸盐岩储集层最为重要。只有少量油气储集在岩浆岩和变质岩中。石油地质学按岩石类型把储集层分为三大类：碎屑岩储集层、碳酸盐岩储集层及其他岩石类储集层。

1)碎屑岩储集层碎屑岩储集层是世界上各主要含油气区的重要储集层之一。如前苏联的西西伯利亚盆地的各大油田、科威特的布尔干油田、委内瑞拉的玻利瓦尔湖岸油田、美国的普台德霍湾油田和我国的大庆油田等许多特大油田，它们的储集层都是碎屑岩储集层。

碎屑岩储集层的岩石类型有砾岩、砂砾岩、粗砂岩、中砂岩、细砂岩和粉砂岩。目前，我国所发现的碎屑岩油气藏以中、细砂岩为主。碎屑岩储集层的孔隙类型以原生的粒间孔隙为主(图2-12)，孔隙度一般为5%～40%。此外还有次生的溶蚀孔隙、胶结物重结晶而出现的晶间孔隙、矿物的解理缝、层理缝和层间缝等。其储油物性除受沉积环境、岩石成分和结构构造控制外，在漫长的成岩历史中，地下温度、压力、孔隙水成分等的变化，都对储集层孔隙有着重要的影响，这些因素主要包括压实作用、溶解作用和胶结作用等。

图2-12　碎屑岩储集层中颗粒和孔隙分布示意图

砂岩体是碎屑岩储集层的主体，是指在某一沉积环境下形成的，具有一定形态、岩性和分布特征，并以砂质岩为主的沉积岩体。与油气有关的砂岩体主要包括冲积扇砂岩体、三角洲砂岩体、海岸砂岩体、河流砂岩体、浊积砂岩体和湖泊砂岩体等。

含油砂岩中，渗透性好、含油饱和度高并能产出工业油流的砂岩体称作油砂体。它是油层中最小的含油单元，也是注水开发油田控制油水运动相对独立的单元。油砂体是陆相碎屑岩油层最显著的特点之一，因此在编制油田开发方案、进行开发动态分析和开发调整时，必须研究油砂体的性质、形态、分布状况等。油砂体常以两种形式出现：一种是在单层内部呈不连续分布的透镜状油砂体；另一种是各个砂体互相连通而形成复合的油砂体，称为连通体。连通体可以由几个甚至十几个砂体组成，形成统一的油水运动系统。主要的油气储量都分布在这种连通体内，也是开发的主要对象。

2)碳酸盐岩储集层碳酸盐岩储集层单位体积内的储集空间小，但厚度大。以石灰岩、白云岩为主的碳酸盐岩储集层，其连通孔隙度一般为1%～3%，个别储集层可达到10%。

碳酸盐岩储集层一般都是浅海相沉积。岩性比较稳定，分布面积广，厚度大。如四川盆地震旦系白云岩的厚度达500～1200m；任丘油田元古界白云岩的厚度达2140m。因此，尽管单位体积内的储集空间小，但因厚度大，整个储集层内的储集空间还是很大的。

碳酸盐岩储集层中，缝洞分布具有不均匀性，同时又具有组系性和方向性(图2-13)。缝洞在碳酸盐岩储集岩内随处可见，而且类型多、大小悬殊。大洞、大缝的渗透率极高，产出高；小洞、小缝和周围岩石的渗透率极低，产量也低。

图2-13　裂缝性储集层

3)其他类型的储集层除碎屑岩和碳酸盐岩以外的各类储集层，如岩浆岩、变质岩、粘土岩等储集层都归为其他类型储集层。尽管这类储集层的岩石类型很多，但在其中储存的油气量在世界油气总储量中只占很小的比例，其意义远不如碎屑岩和碳酸盐岩储集层。国内外都在这类储集层中获得了一定量的油气。这就拓展了研究油气储集层的领域。到目前为止，我国已在火山岩、结晶岩、粘土岩里获得了工业性油气流，并具有一定的生产能力。

3.盖层任何一个区域，要形成油气藏只具有生油层和储集层是不够的。要使生油层中生成的油气运移至储集层不发生逸散，还必须具备不渗透的盖层。盖层是指位于储集层之上能够封隔储集层，避免其中的油气向上逸散的保护层。盖层的好坏直接影响油气在储集层中的聚集和保存。

自然界中，任何盖层对气态和液态的烃类都只有相对的隔绝性。在地层条件下的烃类聚集都具有大小不同的天然能量，能驱使烃类向周围逸散。因而必须有良好的盖层封闭才能阻止烃类散失，使其聚集起来形成油气藏。

盖层之所以具有封隔作用，是由于岩性致密、无裂缝、渗透性差，并且岩石具有较高的排替压力。排替压力是指某一岩样中的润湿相流体，被非润湿相流体开始驱替所需要的最低压力。由于沉积岩多被水相润湿，油气要通过它进行运移，必须首先驱走其中的水，才能进入其中。如果驱使石油运移的动力未达到进入盖层所需的排替压力，石油就被挡在盖层之下。岩石排替压力的大小与孔隙和喉道尺寸有直接关系，孔喉越小，其值越大。

常见盖层岩石有页岩、泥岩、盐岩、石膏和无水石膏等。页岩、泥岩盖层常与碎屑岩储集层并存；盐岩、石膏盖层大多发育在碳酸盐岩剖面中。在构造变动微弱的地区，裂缝不发育，致密的泥灰岩及石灰岩也可充当盖层。

三、圈闭圈闭是指能够阻止油气继续运移，并储集遮挡油气使其聚集的场所。圈闭是由储集层、盖层和遮挡物三部分组成的。圈闭的基本功能就是能够聚集油气。在具备充足油源的前提下，圈闭的存在是形成油气藏的必要条件。因此，研究圈闭的形成、类型及其与油气聚集的关系是很重要的。

根据控制圈闭形成的地质因素，可将圈闭分为三大类：构造圈闭、地层圈闭和岩性圈闭。

1.构造圈闭构造运动使地层发生变形或变位，即褶皱或断裂。在条件具备时，这些褶皱和断裂就可以形成构造圈闭，如背斜圈闭和断层圈闭等(图2-14、图2-15)。

图2-15　断层圈闭

图2-14　背斜圈闭

2.地层圈闭上、下两套岩层呈连续沉积、无沉积间断，这种接触关系叫整合。它反映了地壳较稳定的沉降，不断接受沉积。

如果地壳上升使老地层露出水面，遭受风化剥蚀、造成沉积间断。以后再下降、继续接受沉积，就形成新地层与下伏老地层之间不连续接触的不整合地层圈闭。在那里，相继沉积下来的岩石部分被剥蚀掉，然后被不渗透的岩帽所覆盖。新、老地层成角度接触的称为角度不整合，反映了地壳在新地层沉积之前发生过褶皱运动。在角度不整合中，不整合上部的新岩层覆盖了褶皱剥蚀边缘或下部的倾斜层，形成圈闭。如果新、老地层之间虽有沉积间断，但仍呈平行接触的叫平行不整合，亦称假整合。平行不整合反映了地壳呈均衡上升或下降，所以新、老地层的产状基本一致(图2-16)。

图2-16　不整合示意图

3.岩性圈闭在沉积盆地中，由于沉积条件的差异而造成储集层在横向上发生岩性变化，并被不渗透岩层遮挡时，即形成岩性圈闭。如砂岩尖灭和砂岩透镜体等(图2-17)。这种变化是由地层沉积时非寻常的砂和粘土分布所致，如河流三角洲的砂坝。

图2-17　岩性圈闭示意图

上述是三种基本圈闭类型，还有许多圈闭是由褶皱、断层、孔隙性变化及其他情况组合而形成的复合圈闭。

四、油气运移与聚集1.油气运移油气在生油层形成后呈分散状态，在各种外力作用下，运移到附近的圈闭中聚集起来，与圈闭构成统一的整体，形成油气藏。由此可见，油气运移是形成油气藏的不可缺少的阶段。油气在地层内的任何移动都称为油气运移。生油层中生成的油气向储集层内的运移称为初次运移。油气进入储集层以后的一切运移都称为二次运移，包括油气在储集层内部的运移，也包括油气沿断层面、裂缝的运移(图2-18)。

图2-18　油气运移示意图

尽管油气是能够流动的流体，但要促使油气沿着各种通道流动，必须有动力。动力来源主要有压实作用力、构造运动力、水动力、浮力和毛管压力等。它们在油气运移的两个阶段中起着不同的作用。其中压实作用力对油气的初次运移起主导作用，其他动力对油气的二次运移起主要作用。

2.油气聚集油气在圈闭中聚集，形成油气藏的过程称为油气聚集。它是油气生成、运移以及储集层和圈闭构造等多种因素有机配合的结果。充足的油气来源是盆地形成储量丰富的油气藏的物质基础。良好的储集层是油气运移、聚集的基本条件。但要形成油气藏还必须具有通向生油层的输导层和良好的封盖层，也就是要具有良好的生、储、盖组合。即生油层中生成的油气能够及时地运移到储集层中，同时盖层的质量和厚度又能保证运移到储集构造中的油气不会逸散。

五、油气藏类型1.油气藏的概念油气藏是指在单一圈闭中具有相同压力系统的油气的基本聚集。圈闭中只聚集了油，称为油藏；只聚集了天然气，称为气藏；同时聚集了油和游离气则称为油气藏(图2-19)。

图2-19　油气藏示意图

在目前技术和经济条件下，具有开采价值的油气藏为工业性油气藏。西方国家称之为商业性油气藏。但这个概念是随着国家的需要和技术条件的不同而变化的。当国家急需油气的时候，不具工业价值的油气藏也要开采，此时经济价值就处于从属地位了。

2.油气藏的类型据有关资料记载，世界上已经发现的油气藏有数万个，类型多种多样。为了更有效地指导勘探和开发油气资源，有必要对已发现的油气藏进行科学分类。目前国内外使用的油气藏分类方法很多，归纳起来有四种。

(1)根据日产量大小分为高产油气藏、中产油气藏、低产油气藏和非工业性油气藏。

(2)根据油气藏形态可分为层状油气藏(如背斜油气藏)、块状油气藏(如古潜山油气藏)和不规则油气藏。不规则油气藏中油气分布无一定形态，如断层油气藏、地层油气藏和岩性油气藏等。

(3)根据烃类组成可分为油藏、油气藏、气藏和凝析气藏。圈闭中烃类只以液态形式存在的称为油藏；圈闭中既有液态的油，又有游离的天然气则称作油气藏；圈闭中只有天然气存在的称为气藏；在高温高压的地层条件下，烃类以气态存在，开采时随着温度和压力的降低，到达地面后成为凝析油。这种气藏称为凝析(油)气藏。

(4)根据圈闭成因可分为构造油气藏、地层油气藏和岩性油气藏。油气聚集在由于构造运动而使地层发生变形或变位所形成的圈闭中，称为构造油气藏；油气聚集在由于地层超覆或不整合覆盖而形成的圈闭中，称为地层油气藏；油气聚集在由于沉积条件的改变导致储集层岩性发生横向变化而形成的圈闭中，称为岩性油气藏。

为了有利于勘探和开发，对油气藏的分类应遵循两条基本原则：第一，分类要有科学性，即分类要反映圈闭的成因类型和形成条件以便于寻求规律性；第二，分类要有实用性，能更有效地指导油气的勘探和开发工作。

1.生物气生成的有利条件

根据上述对陆良盆地的剖析，可以归纳出以下的生物气生成的有利条件：

（1）半腐殖型和草本腐殖型母质是生物气的最佳生烃母质。

（2）还原环境和中性水介质有利于生物气生成。

（3）温度：生物气的生成下限温度为80℃～85℃，主产气带为25℃～65℃，这与甲烷菌的生存温度及最适温度十分接近。

（4）浅层的抑制作用有利于深部成气并保存成藏。

一般地说，有机质在浅埋进入厌氧环境即开始厌氧生化产气作用，如果这种产气作用连续进行，产生的甲烷及其他气体会很快在浅表处逸散。要阻止这种浅表生成的生物气散失，就必须有某种因素抑制生化作用的进行，并且抑制作用需同等于圈闭形成或发生在圈闭形成之前。随后再解除抑制，并进行厌氧生化作用，这样才有利于生物气的聚集成藏。柴达木盆地东部第四系就存在这种抑制作用，研究表明（周翥虹等，1989）该区高盐度沉积环境和硫酸盐的存在（干酪根有机质包裹的黄铁矿、抽提物色质分析有单质硫等存在，均表明是存在着硫酸盐），使沉积物在浅层的生物化学作用得到抑制，形成了与同沉积背斜发展相一致的缓慢解抑和产甲烷过程，从而形成了有利的聚集成藏条件。

（5）沉积速度与空间

对于生物气的形成，沉积速度具有双重功效：既有利于保存有机质（特别是那些易被细菌所利用又易于被破坏的有机质），又有利于阻止甲烷的扩散耗失，同时还可减弱从上覆地层或水体中不断补给的溶解硫酸盐，从而为微生物群落的生存和繁殖创造了有利的环境和物质基础。

细菌的繁殖需要一定的空间。一般情况下，有机质在泥页岩之类的细粒沉积物中最为丰富，但致密的细粒沉积物的粒间孔隙小，只有较为疏松的细粒沉积物孔隙较大，最有利于细菌的生存和繁殖。随着埋深加大，沉积物经压实、排水、细菌的个数将迅速减少。未成熟岩段一般岩石的成岩、固结、压实程度均不高，不会很明显地阻碍细菌的活动和繁殖。

2.未成熟烃源岩

未成熟烃源岩是生物气产生的基础，其展布规模决定生物气的生气强度，进而控制气藏富集程度。

研究证实，生物气的气源来自于未成熟烃源岩，所以生物气藏无一例外地分布于存在有未成熟源岩的地区。

源岩的规模、组成、有机质丰度等决定了其生气能力和生气强度，生物气藏的分布严格受生气坳陷的控制。

3.与烃源岩配套的良好储层

生物气的形成主要限定于未成熟源岩段，生物气的储层可能多种多样，根据“八五”与“九五”期间的研究成果，生物气的储集层也主要分布于未成熟源岩段范围内。岩石成岩程度低、固结作用较弱，以原生孔隙为主。

在其他条件具备的情况下，储集层的展布规模（面积、厚度）是决定气藏规模和含气丰度的决定性因素。

4.有效的封盖和保存条件

盖层和保存条件是油气成藏的重要因素，对天然气藏的形成与保持更为如此，而对成岩程度较低的生物气聚集更为重要。良好的盖层不但可以有效地阻挡和减缓天然气的逸散，并在一定条件下可以促使天然气在低气压区聚集。

区域盖层对于天然气的聚集和保存至关重要，区域盖层的作用在于较大范围内阻止天然气散失，从而使更多的天然气保存于地下以便进行运移聚集成藏。

除了盖层之外，对于生物气的保存条件而言，地质构造运动及断层、断裂的发育程度也是一个重要的方面。构造活动稳定、断裂少的盆地和地区有利于气藏的形成和天然气的富集，相反则不利于保存。

5.早期圈闭和同沉积圈闭

在国内已发现的绝大多数生物气藏中，基本都是同生沉积圈闭或古构造圈闭，其本身就位于（或临近）生气凹陷，或者位于天然气运移的指向地区。在以产出生物气而出名的柴达木盆地内，绝大部分气藏都属于这种类型。

6.生物气的动态补充

生物气应不间断地生成，以补偿天然气的散失，这种动态平衡的结果可以形成生物气藏。

与热解气需要埋深达到一定程度才可产生的情况不同，只要有适合细菌生存、繁衍的生物化学环境，且有丰富的草木有机质保存，即可连续不断地生成生物气。

由于生成与储集生物气的岩石层大多处于未成熟阶段，岩石孔隙度较高，势必使天然气的扩散、渗滤散失量增大。因此，生物气必须不断地产生，以补偿气藏中天然气的散失，正是由于生成补偿与散失达到一种动态平衡，才可使生物气聚集成藏，这种动态平衡一直延续至现代。

7.浅层天然气藏地层压力系数偏低

我国迄今发现的生物气气藏普遍具有地层时代新、埋藏浅（一般浅于1500m）、经历的温度低（低于70℃）、储集层成岩作用弱等特点。储集层孔隙度普遍高于30%，渗透率变化范围较大（由千分之几十平方厘米到几平方微米），孔隙度与渗透率的相关关系差。圈闭类型多样，有背斜型圈闭、断块型圈闭、岩性型圈闭和岩性－构造复合型圈闭。

气藏压力特征通常以压力系数（气藏地层压力与其所在深度静水压力的比值）来描述。按照1990年颁布的《天然气开发条例》，压力系数小于0.7的为异常低压气藏，大于1.2的为异常高压气藏，介于其间的为常压气藏。我国已发现的生物气气藏均属常压气田（表6-11）。

压力系数的高低是生物气气藏区别于热解气气藏的重要标志之一。我国已开发的中生界至古生界热解气气藏中，既有异常高压气藏，又有常压气藏。在四川、贵州的裂缝性碳酸盐岩气藏中，异常高压气藏占较大比例（任光明，1996）。

云南陆良、保山、杨林这3个第三系盆地已钻探的10个生物气气藏（埋深小于800m）都属于常压性气藏。综合分析表明，生物气藏的这种压力特征与其地质特点有着密切的关系。

表6-11　我国主要浅层生物气气藏压力系数表

（据任光明，1999）

任光明（1999）提出，我国浅层生物气藏常压特征的形成主要取决于以下4个条件：

（1）具有相对开启的水文地质条件

1）地层成岩作用弱，孔隙度、渗透率高

据有关资料[1,4,9]，我国浅层生物气气藏普遍处于早成岩期，具有高孔隙度中渗透率或高孔隙度高渗透率。柴达木盆地中—东部的气田储集层孔隙度一般为28%～32%，渗透率一般为千分之几十至千分之几百平方微米，少数可达几平方微米。陆良盆地和保山盆地储集层物性大体上与柴达木盆地中—东部的气田相似，孔隙度一般为30%左右，最高可达47%（陆7井），渗透率普遍在30×10-3μm2以上。杭州湾地区砂层物性更好，孔隙度平均可达34.3%，渗透率平均为603×10-3μm2。

2）盖层的封盖能力相对较差

我国浅层生物气气藏的泥岩盖层一般具有较高的孔隙度和一定的渗透性，突破压力较低。据陆良盆地新近系13块泥岩样品（埋深264～763m）分析结果，孔隙度为26.3%～39.1%，平均为33.85%；渗透率为（683～1.8）×10-3μm2，平均为0.274×10-3μm2。地层条件下饱和水时的突破压力一般为2～6MPa，平均为4MPa。其他地区的盖层性能与陆良盆地的基本相似。按照传统的盖层评价标准，这类泥岩作为气藏的盖层或只能属于差盖层（庞雄奇，1993）。用传统的方法和标准来评价浅层生物气气藏的盖层，可能存在一定的局限性，但我国浅层生物气气藏的盖层性能确实差于中生界—古生界热解气气藏的盖层，两者的某些物理参数（如渗透率）甚至相差几个数量级。

3）沉积剖面中砂岩百分含量高

20世纪70年代，分析研究墨西哥湾盆地内异常地层压力发现，砂岩百分含量低于25%的沉积是该地区出现异常地层压力的相关因素之一（庞雄奇，1993）。砂岩百分含量高是我国浅层生物气气藏普遍的沉积特征。据笔者统计，陆良盆地和保山盆地的15口探井中，砂级以上颗粒层厚度平均占第三系总厚度的40%以上，且剖面上砂岩与泥岩呈互层状分布。这种沉积特点有利于地层中流体和流体压力的分散，也是形成气藏常压特征的相关因素之一。涩北一号、涩北二号和台南气田的砂岩百分含量虽然只有20%左右（顾树松，1993），但由于该地区沉积稳定，砂体分布面积大，弥补了砂岩百分含量小的不足，地层仍然具有较强的流体和流体压力的分散能力。

（2）经历的地层温度低

国内外钻探实践表明，高异常地层压力总是伴随着异常高地温带出现，温度对压力的影响是不容忽视的（吴文旷，1998）。在一个封闭的系统（或称压力封存箱Burst J F.1969）中，温度的增高，将引起岩石和岩石中流体的膨胀；此外，地温增高达到一定程度，粘土中的蒙脱石开始脱水并向伊利石转化。在这个转变过程中排出的层间水、吸附水可增加地层压力，引起压力异常。Burst（1969）认为，在地层温度达到93℃～110℃范围内蒙脱石开始脱水。我国浅层生物气气田的地热梯度普遍为3℃/100m左右。目前发现埋藏最深的生物气气层在台南气田中4井，埋深为1734m，地层温度只有68.95℃（顾树松，1993）。云南第三系生物气气藏地层温度一般为40℃左右（任光明，1999）。

镜质体反射率（Ro）是推算古地温的有效指标。柴达木盆地东部气田从近地表到埋深1537m不同深度的干酪根Ro值为0.22%～0.47%，平均为0.36%。其他生物气气田的有机质成熟度随埋深变化的情况与此基本相似。我国迄今发现的浅层（浅于1500m）生物气气藏的Ro值均小于0.5%。按照松辽盆地白垩系镜质体反射率与古地温的关系推测，我国浅层生物气气藏经历的古地温均低于60℃。由于经历的地温低，粘土矿物中蒙脱石应占有较大比例。据实际资料分析，我国生物气气田地层中粘土矿物以伊蒙混层为主，其中蒙脱石占60%以上。

（3）构造作用弱

气藏成藏后受构造运动影响而发生抬升或下降，也是形成气藏异常压力的重要因素。地壳抬升导致气藏上覆地层被大量剥蚀，气藏变浅，引起异常高压；或因断裂作用等致使气藏下降，埋深加大，引起异常低压。Sahay和Fertl于1988年提出了构造挤压作用使地层形成异常压力的机制（国内学者也曾提出类似的观点）（吴文旷，1998），主要指当抑制流体流动的低渗透地层被水平挤压时，挤压力作用在孔隙流体上使孔隙流体压力升高。据报道，美国加利福尼亚的长650km、宽40～130km超压带的形成就与San Andreas断裂带的发育有关（杨玉峰，1998）。我国发育浅层生物气气藏的新生代盆地，一般除盆地边缘地层受一定程度剥蚀外，盆地内地层被改造程度较低，基本上保留了原始沉积盆地的状态。

我国浅层生物气气藏受构造运动的影响较弱，表现在两个方面：一是此类气藏地层沉积晚，成藏更晚，只受喜马拉雅期构造运动影响，而中生界、古生界气藏则受多期、多幕构造运动的影响；二是此类气藏绝大多数分布在新近系和第四系，成藏后处于构造运动相对平稳阶段。新近纪末期，我国地表的海陆分布和山系位置基本上与现代相同；松辽盆地、华北盆地虽处于持续下陷阶段，但内部差异却大为减弱；西南地区新近纪出现平缓地形和温湿气候，形成内陆沼泽堆积，现今的柴达木盆地涩北一号、涩北二号和台南气田构造均属短轴状同沉积背斜，两翼地层倾角均小于30，最小的还不到1°，构造闭合度小，至今尚未发现任何断层（顾树松，1993）。

构造作用较弱是形成生物气气藏常压特征的原因之一，当然也不排除个别地区局部构造上受基底断裂影响，发生继承性活动而形成异常压力气藏。如陆良盆地大嘴子气田陆3块，由于断裂作用（断距170m），形成低压气藏，但这是个别现象。

（4）气藏高度小

含气高度大的气藏，在构造高部位可出现异常高压。所谓含气高度大是个相对的概念，据笔者推算，当气藏含气高度超过其底界埋深的9.1%时，该气藏顶部的压力系数就会大于1.2（假定无其他地质因素影响）。

含气高度小是我国已发现生物气气藏的普遍特征。柴达木盆地东部气田储量相对较大，但气藏含气高度不大，圈闭闭合高度与圈闭埋深的比值一般为5%～6%，最大不到7%，含气高度与气层埋深的比值还应小于此值。其他气田的含气高度更小。从单井剖面看，即使在构造高部位，也会出现气水同层现象。图6-7是保山盆地保2井380～480m井段的测井组合曲线及解释结果，典型地反映出生物气气藏纵向上多气水系统和含气高度小的特征。

造成生物气气藏含气高度小的原因是多方面的，可能与生气条件、圈闭闭合高度以及盖层条件等因素有关。

我国浅层生物气气藏普遍表现出的常压特征与这类气藏的沉积作用、成岩作用以及成藏特点有着密切的关系，是多方面因素共同作用的结果，其中储集层及盖层的成岩作用弱可能是最直接的原因。

鉴于我国浅层生物气气藏的压力特征，在这类气藏的钻探过程中，不可使用密度过高的钻井液，否则会造成对气层的污染，甚至破坏储层，个别地区已经获得了这方面的教训。结合钻井安全系数的规定，在生物气气藏钻探时的钻井液密度不应超过1.25g/cm3。

图6-7　保山盆地永铸街气田保2井测井曲线