松遼盆地梨樹斷陷白堊系營城組—沙河子組超壓特征及其對成巖作用的影響

安天下

( 1. 中國地質大學(北京) 地球科學與資源學院，北京 100083； 2. 中國石化勝利油田分公司 勘探開發研究院，山東 東營 257015 )

0 引言

全球有180個含油氣盆地發育超壓，其中160個盆地中油氣藏的形成與超壓密切相關[1-3]。地層流體超壓逐漸成為研究的核心問題之一[4-5]。早期關于盆地超壓的研究主要集中在現今超壓的分布、結構、成因、預測方法及其演化等方面，能夠實現對盆地超壓及演化過程的定量表征[6-11]。近年來，人們開始關注地層流體超壓對成巖作用、有利儲層形成及油氣運移成藏等方面的影響，對盆地油氣勘探起到重要指導作用[12-17]。

松遼盆地東南隆起區梨樹斷陷油氣資源豐富，在淺層取得較多發現。隨勘探程度的提高，勘探的關注點也逐漸向深層領域轉移，特別是近年來在松遼盆地白堊系斷陷層發現的高壓巖性氣藏，展現深部勘探潛力[18-19]。明確梨樹斷陷的超壓成因及其對成巖作用的影響，是預測深部有利儲層的基礎。目前，人們分析研究區淺層的壓力場特征及成因[20-22]，而對整體超壓特征及其對有利儲層形成的影響研究較少。筆者基于鉆桿測試壓力(DST)、油氣測試、測井等資料，結合巖石礦物及有機地球化學分析數據，研究松遼盆地梨樹斷陷營城組—沙河子組現今壓力場分布特征，開展超壓預測和成因分析，探討超壓對儲層成巖作用及優質儲層形成的影響，為梨樹斷陷深部油氣勘探實踐提供指導。

1 區域地質概況

梨樹斷陷位于松遼盆地東南隆起區東南端，北臨楊大城子凸起，西接沈洋凸起，東南部為公主嶺低凸起，為斷拗疊置的復合型含油氣盆地，經歷斷陷期、斷拗轉換期、拗陷期和構造反轉期4個構造演化階段。在不同階段應力場背景下，受西部桑樹臺斷裂及后期小寬、皮家及秦家屯等北西向大型走滑斷裂活動的共同控制，發育桑樹臺洼陷、蘇家屯次洼及雙龍次洼3個洼陷帶、北部斜坡帶和東南斜坡帶2個斜坡帶、西部陡坡帶及中央構造帶等構造格局。營城組—沙河子組主要為斷陷期沉積的一個二級層序[23]，自下而上，沙河子組分為沙一下亞段、沙一上亞段、沙二下亞段和沙二上亞段，沉積厚度為600～800 m；營城組分為營一段、營二段、營三段和營四段，沉積厚度為450～1 500 m(見圖1)。研究區火石嶺組烴源巖位于南部金山、金崗地區，厚度為50～400 m；沙二段、沙一段烴源巖主要分布于中部，厚度為50～800 m；營一段烴源巖主要發育于北部，厚度為50～400 m，有效烴源巖沉積中心具有由南向北遷移的特點。沙一上亞段、沙二上亞段、營二段、營三段和營四段為主要的儲集層段，已發現油氣[24-25]。

圖1 松遼盆地梨樹斷陷構造位置、構造帶劃分及地層綜合柱狀圖Fig.1 Structural location, structural zone division and stratigraphic composite histogram of Lishu Fault Sag, Songliao Basin

2 實測壓力分布特征

實測的滲透層地層壓力數據能夠直接反映壓力場特征[26]。油氣鉆探過程中，鉆桿測試壓力(DST)是目前主要的實測數據來源。統計研究區營城組—沙河子組62口探井107個DST測試數據，計算相應的壓力因數(壓力因數為地下某一深度實測壓力與靜水壓力的比值)判斷現今壓力場特征。常用的異常壓力的劃分方案為：壓力因數小于0.80為強負壓；壓力因數在0.80～0.96之間為負壓；壓力因數在0.96～1.06之間為常壓；壓力因數在1.06～1.27之間為弱超壓；壓力因數在1.27～1.73之間為超壓；壓力因數大于1.73為強超壓[3]。研究區營城組—沙河子組深度在2.50 km以上主要為常壓系統，壓力因數小于1.06；深度在2.50～3.80 km為弱超壓系統，壓力因數在1.06～1.27之間；深度在3.80 km以下為超壓系統。相同深度下，沙河子組地層壓力略高于營城組的(見圖2(a-b))。目前，鉆井揭示的最大超壓位于桑樹臺洼陷的營城組，壓力為63 MPa，壓力因數為1.48，但在洼陷中心區域更深的沙河子組未獲實測的壓力數據，按照壓力變化趨勢推測其發育強超壓，壓力因數超過1.80(見圖2(a-b))。

根據營城組—沙河子組1 120個地溫測試數據、136個鏡質體反射率(Ro)及918個地層水礦化度統計結果(見圖2(c-e))，常壓系統內，深度在1.25 km左右的烴源巖開始進入生烴門限，對應地溫在60～85 ℃之間，地層水礦化度在5～10 g/L之間；深度在2.50～3.80 km的弱超壓系統，烴源巖進入大量生排烴階段，Ro為1.3～2.2%，地溫在100～150 ℃之間，地層水礦化度為10～20 g/L；深度在3.80 km以下的強超壓系統的鏡質體反射率(Ro)可達3.0%，按照地表常年溫度為6 ℃，地溫梯度為3 ℃/100m，推測深度5.00 km地溫可達160 ℃以上。

圖2 松遼盆地梨樹斷陷實測地層流體相關參數隨深度變化關系Fig.2 The measured pressure parameters and temperature of formation fluid vary with depth in Lishu Fault Sag, Songliao Basin

3 超壓成因機制

3.1 超壓成因測井判識

超壓是盆地內多種地質要素綜合作用形成的地層流體的一種屬性。其成因主要為地層的欠壓實效應，由有機質生烴、黏土礦物脫水轉化、水熱增壓等引起的流體膨脹、壓力傳導及構造擠壓[27]。沉積盆地水熱增壓和黏土礦物轉化對超壓的貢獻較小。中國東部陸相斷陷盆地以構造拉張為主，構造擠壓對超壓的貢獻量較小[28]。研究區超壓的成因主要為欠壓實、生烴作用。二者控制形成的超壓導致地層巖石有效應力差異變化，引起密度、聲波傳導速度及導電率等反映巖石物理屬性的測井響應變化[28-30]，是目前建立測井識別超壓成因方法的理論基礎[31]。壓力因數大于1.05的地層壓力統稱為超壓。

采用聲波速度—密度測井交會圖判識研究區營城組—沙河子組超壓成因機制。由不均衡壓實作用形成的超壓與正常壓力段測井數據點落在加載線上，其他成因機制的超壓位于加載線之外，生烴作用超壓測井數據點落在卸載線上[5,31]。由于聲波速度和密度測井一定程度上受地層巖性、物性及含油氣性的影響，在應用該方法進行超壓成因判識過程中，首先選取常壓和超壓段滲透性砂巖讀取測井數據，盡量消除砂巖和泥巖巖性差異影響；同時，以10 m為間隔進行數據讀取，并計算相應的平均結果作為10 m厚砂巖對應的聲波速度和密度，最大限度消除砂巖巖性、物性和流體性質差異對測井數據的影響[32]。這種讀取方式并不能完全消除各類因素對數據的影響，無論是加載線還是卸載線區域的數據點分布趨勢呈一定程度的發散狀態，不完全落在一條曲線上，與每個10 m單位砂巖段中的巖性、物性及含油性的平均差異有關，但影響相對較小，相同成因機制的超壓段對應數據點的分布趨勢基本一致。

根據這種方法，判識研究區不同地區營城組和沙河子組的超壓成因(見圖3)。研究區超壓主要存在欠壓實和生烴作用兩種成因機制，不同地區、不同層系超壓的成因機制存在差異。對于洼陷帶，桑樹臺洼陷營城組部分超壓點主要分布在聲波速度—密度交會的加載線上，部分位于加載線和卸載線區間，沙河子組超壓點主要分布在聲波速度—密度交會的卸載線上，聲波速度為3.6～5.4 km/s，密度幾乎不變，為2.6 g/cm3左右(見圖3(a))。桑樹臺洼陷營城組為欠壓實和生烴混合成因，沙河子組超壓為生烴成因。蘇家屯次洼營城組超壓為欠壓實和生烴混合成因，沙河子組超壓主要為欠壓實成因(見圖3(b))。雙龍次洼營城組及沙河子組超壓主要為欠壓實成因(見圖3(c))。對于斜坡帶，北部斜坡帶營城組超壓為欠壓實成因，沙河子組超壓為欠壓實和生烴混合成因(見圖3(d))；南部斜坡帶秦家屯地區營城組超壓為欠壓實成因，沙河子組超壓為欠壓實和生烴混合成因(見圖3(e))；金山地區沙河子組超壓為生烴成因(見圖3(f))。

圖3 松遼盆地梨樹斷陷營城組—沙河子組超壓成因識別模式Fig.3 Identification model of overpressure of Yingcheng-Shahezi Formation in Lishu Fault Sag, Songliao Basin

3.2 超壓成因綜合分析

3.2.1 欠壓實作用

欠壓實超壓成因是指沉積盆地中在沉積速率較高的情況下，泥巖中的孔隙流體無法快速排出，流體承擔部分上覆地層的負荷壓力而導致的孔隙流體壓力增大。其典型特征是在高壓發育層段具有偏離正常壓實的高孔隙度、高聲波時差和低密度現象[9,31,33]。

梨樹斷陷營城組—沙河子組的沉積充填過程決定其具備形成欠壓實超壓成因的條件。營城組—沙河子組沉積期，研究區發生強烈的斷陷作用，特別在洼陷帶快速沉積厚度較大的半深湖—深湖相泥巖，最大沉積厚度分別為1 500、800 m(見圖1)。以營城組為例，桑樹臺洼陷沉積速率大于150.0 m/Ma，Ls1井可達192.8 m/Ma；蘇家屯次洼沉積速率普遍大于110.0 m/Ma，Sw31井可達141.3 m/Ma；北部斜坡帶沉積速率大于100.0 m/Ma，Li5井可達143.7 m/Ma。營城組泥巖的快速沉積導致發生欠壓實作用并形成超壓，并且向鄰近的滲透性儲層中傳導；由洼陷向湖盆邊緣方向，泥質含量減少，欠壓實作用減弱。

3.2.2 生烴作用

烴源巖的生烴作用是引起研究區發育大規模超壓的另一個主要原因(見圖3)，其強度主要取決于烴源巖的有機質類型、豐度和演化程度等指標[26-27]。梨樹斷陷營城組—沙河子組發育三套烴源巖[34]，其中，沙河子組烴源巖有機質類型以Ⅱ2-Ⅲ型為主，發育少量Ⅱ1型和Ⅰ型有機質；沙一段烴源巖有機碳質量分數為1.0%～10.0%，沙二段烴源巖有機碳質量分數為0.5%～4.0%；營城組烴源巖優質類型以Ⅱ2-Ⅲ型為主，營一段烴源巖有機碳質量分數為0.5%～3.0%。三套烴源巖具備較好的生油氣條件，并且演化程度較高。以桑樹臺洼陷Ls1井為例，現今超壓頂界面深度為3.00 km左右，對應現今地溫約為120 ℃(見圖2(c))，鏡質體反射率為1.7%(見圖2(d))；根據該井的烴源巖埋藏及熱演化史，深度3.00 km的地層經歷的古地溫最高可達170 ℃(見圖4)，該深度之下的營一段和沙河子組烴源巖經歷的地溫更高、烴源巖演化程度也更高。在88.2 Ma時，沙河子組烴源巖Ro大于2.0%，進入大量生、排氣階段，營一段烴源巖的Ro大于1.3%，處于大量生、排油階段；在77.8 Ma時，演化程度最高，沙河子組烴源巖Ro最高可達3.4%，營一段烴源巖Ro最高可達2.8%，洼陷帶保持生、排氣階段。至今，地溫有所下降，處在主要生、排氣階段(見圖4)。研究區超壓在縱向上的分布趨勢與烴源巖演化程度、大量生排烴深度具有較好的相關關系(見圖2(d)、圖4)，同時考慮主力烴源巖類型及演化程度普遍大于2.0%，處于高演化階段，生烴作用對盆地大規模超壓形成的貢獻大于欠壓實作用的。

圖4 松遼盆地桑樹臺洼陷帶Ls1井埋藏史、熱史及成熟度演化

Fig.4 Burial history, thermal history and maturity evolution diagram of Ls1 well in Sangshutai Sub-Sag, Songliao Basin

4 超壓預測及分布特征

4.1 超壓預測方法

油氣鉆探過程中，鉆桿測試壓力(DST)數據有限，無法滿足壓力場空間分布特征的準確刻畫。選取伊頓法[35]對研究區探井進行單井壓力分布預測，預測流體壓力為

(1)

式中：pp為預測流體壓力；po為上覆靜巖壓力；ph為正常的靜水壓力；Δtn和Δto分別為聲波在正常壓實泥巖中的傳播時間和實測聲波在泥巖中的傳播時間；N為伊頓經驗指數。

影響伊頓方法預測精度有兩方面：一方面是正常聲波時差Δtn的求取，即正常壓實曲線，根據研究區特點，對其進行分段求取；另一方面是經驗指數N的賦值，其數值具有超壓成因內涵，N=3.0時，計算壓力為欠壓實所致，N=6.5時，計算壓力為生烴或壓力傳遞所致[7]。通過對研究區伊頓指數進行修正，生烴作用超壓成因N取4.0，欠壓實超壓成因N取3.0。

4.2 超壓分布特征

4.2.1 平面分布

利用伊頓法預測營城組—沙河子組200口探井壓力分布，選取各層段單井最大壓力因數分別繪制平面等值線圖(見圖5)。由圖5可以看出，兩個層段的超壓分布具有相似特征。超壓中心主要位于西部桑樹臺洼陷、西北部蘇家屯及東北區的雙龍次洼，從中心向東南斜坡帶和北部斜坡帶呈遞減趨勢，受中央構造帶及秦家屯走滑斷裂帶的控制，壓力分布沿中央構造帶向洼陷中心呈減小趨勢，從洼陷中心向秦家屯地區，超壓范圍有延伸趨勢，即秦家屯地區超壓相對東南斜坡帶其他地區大，營城組—沙河子組壓力因數為1.10～1.20。桑樹臺洼陷超壓分布范圍最大，呈南北向展布特征，營城組最大壓力因數超過1.20，沙河子組超過1.30；超壓最強區域位于桑樹臺洼陷Ls1井區，營城組最大壓力因數超過1.40，沙河子組最大壓力因數超過1.60，推測中心最大壓力因數超過1.80。對比營城組和沙河子組地層最大壓力因數等值線分布特征，沙河子組的地層壓力比營城組的更發育，超壓范圍更廣，強度更大(見圖5)。

圖5 松遼盆地梨樹斷陷營城組—沙河子組最大壓力因數平面分布Fig.5 Lateral distribution map of maximum pressure factor of Yingcheng-Shahezi Formation in Lishu Fault Sag, Songliao Basin

4.2.2 縱向分布

研究區營城組—沙河子組縱向上各自發育獨立的超壓系統，在不同構造位置，分隔的深度不同(見圖6、圖1(a)剖面AA′)。以桑樹臺洼陷Ls1井為例，單井壓力預測結果顯示，該井在營城組的深度3.60 km和沙河子組的深度4.40 km發育兩個超壓中心，向外逐漸呈減弱趨勢分布。兩個超壓系統分隔深度在4.00 km左右，壓力因數在1.00左右。此外，超壓從洼陷帶向斜坡帶方向呈減弱趨勢分布，在中央構造帶，壓力明顯降低，再向東南斜坡帶出現小的超壓中心，與平面分布趨勢是吻合的，說明走滑斷層對超壓分布的控制作用。

圖6 松遼盆地梨樹斷陷營城組—沙河子組Sw31-Ls1-Db32-Ch1井壓力因數剖面Fig.6 Profile of pressure factor of well Sw31-Ls1-Db32-Ch1 of Yingcheng-Shahezi Formation in Lishu Fault Sag, Songliao Basin

5 超壓對成巖作用的影響

5.1 超壓對壓實作用的影響

地層流體超壓能夠承擔一定上部巖石的壓力，抑制砂巖儲層的壓實作用，有利于儲層原生孔隙的保存[13,15-16,27-28]。研究區營城組—沙河子組儲層現今埋深大、埋藏時間長，普遍經歷較強的壓實作用，是研究區砂巖儲層減孔的重要因素之一(見圖2、圖4)。鏡下薄片觀察可見砂巖儲層普遍呈線接觸、凹凸接觸特征(見圖7(b-c))，在超壓環境下的儲層壓實強度相對較弱。位于東南斜坡帶Hs1井深度在2.50 km左右開始發育超壓，營一段深度在2 503.00 m處的砂巖可見礦物以點—線接觸為主，粒間孔發育(見圖7(a))；位于桑樹臺洼陷Ls1井營城組超壓頂面的深度約為3.00 km(見圖6)，3 871.50 m處的儲層地層壓力因數可達1.30，薄片分析可見大部分礦物顆粒呈點接觸(碳酸鹽膠結物同位素測定顯示為后期膠結)，處于淺部常壓狀態深度在2 712.80 m處的分選、磨圓程度相近的儲層，壓實作用明顯要強于深部及Ls1井超壓層段的儲層，說明超壓對壓實的抑制作用(見圖7(b-c))。

5.2 超壓對黏土礦物演化的影響

隨沉積物埋深度增加，地溫升高，黏土礦物不斷發生轉化而生成與成巖作用階段對應的組合和序列，對地層流體酸堿性質和不同離子成分濃度有影響[36]，進而影響溶蝕、膠結和交代等成巖作用。盆地常壓帶黏土礦物縱向質量分數隨深度加大，一般呈遞增或遞減的趨勢，如伊/蒙混層的質量分數呈遞減趨勢，伊利石質量分數呈增加趨勢；至超壓帶，各類礦物的變化趨勢減弱[37]。衍射分析結果顯示，研究區營城組—沙河子組主要發育伊利石、綠泥石、高嶺石及伊/蒙混層等類型黏土礦物。黏土礦物在不同壓力環境下縱向演化趨勢存在差異：自淺部向下，常壓帶伊/蒙混層的質量分數呈減小趨勢，伊利石質量分數呈增大趨勢，高嶺石和綠泥石深度在2.00 km左右開始呈減小趨勢；在超壓頂界面深度為2.50 km附近及以下時，黏土礦物質量分數隨深度增加基本保持不變(見圖8)，說明超壓抑制黏土礦物的轉化。在酸性流體條件下，儲層中的鉀長石溶蝕產生K+，促進高嶺石向伊利石轉化，而超壓對有機酸的生成有抑制作用[38]，從而間接影響長石溶解成因的K+增加，減弱高嶺石向伊利石轉化的條件，抑制高嶺石的演化，導致在高壓層段的高嶺石和伊利石縱向質量分數變化較小。伊/蒙混層是蒙脫石向伊利石轉化的中間產物，主要是在一定的流體環境下，蒙脫石礦物的層間水脫出，使礦物晶格發生變形而形成伊利石的結構層并分布在蒙脫石中，發育伊/蒙混層[29]。在超壓層段，壓力阻礙蒙脫石礦物層間水脫出，抑制伊/蒙混層的轉化，在超壓界面之下出現質量分數基本保持不變的現象。超壓使地層流體系統相對封閉，流體流速較小或幾乎靜止，不利于各類離子濃度運移，抑制黏土礦物的轉化進程。

圖7 松遼盆地梨樹斷陷營城組—沙河子組砂巖儲層成巖作用及儲層微觀特征Fig.7 Diagenesis and microcosmic characteristics of sandstone reservoirs of Yingcheng-Shahezi Formation in Lishu Fault Sag, Songliao Basin

5.3 超壓對碳酸鹽膠結作用的影響

研究區營城組—沙河子組儲層中的膠結類型主要有黏土礦物膠結、方解石膠結及硅質膠結，其中，方解石膠結產狀多呈斑狀膠結(見圖7(d-f))。結合超壓分布特征，碳酸鹽膠結物質量分數縱向上可以劃分為3個區間：深度在2.50 km之上的為常壓區，碳酸鹽質量分數相對高，最高可達20%；深度在2.50～3.80 km之間的為弱超壓區，上部深度在2.50～3.20 km之間存在一個碳酸鹽質量分數高值區，質量分數最高可達20%，下部深度在3.20～3.80 km之間碳酸鹽質量分數較低，有下降趨勢；深度在3.80～4.50 km之間的為超壓區，碳酸鹽膠結物質量分數基本不變(見圖9)。

縱向上，不同超壓環境對碳酸鹽膠結作用的影響機制存在差異。首先，按照烴源巖演化程度(見圖2(d))，深度超過3.80 km時，地溫可達140 ℃，烴源巖Ro可達2.0%，進入有機酸裂解大量生成CO2階段，超壓的存在促進氣相CO2進入水溶液，以溶質形式存在，提高碳酸鹽膠結物在地層流體中的溶解度，抑制碳酸鹽膠結作用，使該范圍碳酸鹽膠結物質量分數相對較低。深度在2.50～3.80 km之間的弱超壓區為下部超壓區與上部常壓區的過渡區，上下兩個壓力環境之間的流體勢能差使下部富含CO2、HCO-3和Ca2+的地層流體向上運移，由于流體壓力下降，導致CO2析出，產生碳酸鹽膠結物[27]，形成在弱超壓界面之下一定深度范圍的碳酸鹽膠結物質量分數相對高值區(見圖9)。

圖8 松遼盆地梨樹斷陷營城組—沙河子組主要黏土礦物縱向演化剖面Fig.8 Vertical evolution and distribution of clay minerals of Yingcheng-Shahezi Formation in Lishu Fault Sag, Songliao Basin

5.4 超壓對溶蝕作用的影響

超壓間接影響儲層的溶蝕作用。研究區營城組—沙河子組深部儲層儲集空間主要為長石、巖屑顆粒及碳酸鹽膠結物等礦物的次生溶孔。超壓的發育抑制有機酸生成，與常壓環境相比，超壓環境烴源巖熱演化生酸高峰的深度明顯更深。黃驊坳陷中的深層超壓使生酸高峰延遲在縱向上可下降600 m[38]，導致砂巖儲層溶蝕作用和次生溶蝕孔隙在更深地層形成。對比觀察研究區不同壓力環境儲層薄片，超壓的存在導致次生溶蝕孔隙發育帶的下移。在常壓區，深度為2 707.00 m的儲層中顆粒發生溶蝕，形成粒間溶蝕擴大孔(見圖7(h))；在超壓區，深度為2 816.30 m的儲層中顆粒邊緣完整，次生溶蝕孔隙不發育(見圖7(g))，在深度更深的3.60 km的儲層中發生長石、巖屑及濁沸石的溶解(見圖7(i))，說明超壓的發育在縱向上延遲酸性溶蝕作用。

5.5 超壓與優質儲層的關系

圖9 松遼盆地梨樹斷陷營城組—沙河子組儲層中碳酸鹽質量分數縱向分布特征

Fig.9 Vertical distribution characteristics of carbonate content of reservoirs of Yingcheng-Shahezi Formation in Lishu Fault Sag, Songliao Basin

研究區超壓對優質儲層的形成取決于其對增孔或減孔成巖作用影響的綜合結果，在不同的超壓環境中影響程度存在差異。深度在2.50～3.80 km之間的弱超壓區，超壓對優質儲層的形成既有積極作用，也有消極作用：超壓對壓實作用的抑制有利于原生孔隙的保存(見圖7(b-c))；對黏土礦物轉化的抑制可以減少各類堿性離子的析出，抑制膠結作用，保護孔隙(見圖8)；弱超壓界面之下碳酸鹽膠結物質量分數高值區的發育減少孔隙空間(見圖9)；超壓對有機酸生成的抑制、生酸高峰的下移對有利儲層形成的影響，取決于下移的具體深度(見圖7(g))。深度在3.80 km以下的超壓區，超壓對優質儲層的形成起積極作用：超壓對壓實作用、黏土礦物轉化，以及碳酸鹽膠結作用的抑制有利于各類孔隙的保存，超壓導致的有機酸生酸高峰下移深度越深，越有利于深部有利儲層的形成。

6 結論

(1)松遼盆地梨樹斷陷白堊系營城組—沙河子組發育明顯超壓，超壓起始界面深度約為2.50 km；平面上，超壓分布具有自洼陷中心向東南斜坡帶、北部斜坡帶遞減的趨勢，縱向上，營城組—沙河子組發育獨立的超壓系統；不同層系壓力系統平面分布特征相似，但下部沙河子組壓力系統的超壓幅度明顯高于上部營城組的。

(2)欠壓實作用、生烴作用及二者在不同地區的疊加是盆地超壓形成的主要原因，生烴作用對盆地大規模超壓形成的貢獻大于欠壓實作用的。

(3)研究區營城組—沙河子組的超壓抑制儲層的壓實作用、黏土礦物轉化及碳酸鹽膠結作用，但壓力不均衡引起深部流體上涌而導致弱超壓界面附近形成碳酸鹽膠結物，超壓對烴源巖生酸作用的延遲使次生溶蝕孔隙發育在深度上下移，優質儲層的形成主要取決于超壓對儲層不同增孔和減孔成巖作用影響的綜合結果。超壓的發育有利于深部優質儲層的形成。