安天下

( 1. 中国地质大学(北京) 地球科学与资源学院，北京 100083； 2. 中国石化胜利油田分公司 勘探开发研究院，山东 东营 257015 )

0 引言

全球有180个含油气盆地发育超压，其中160个盆地中油气藏的形成与超压密切相关[1-3]。地层流体超压逐渐成为研究的核心问题之一[4-5]。早期关于盆地超压的研究主要集中在现今超压的分布、结构、成因、预测方法及其演化等方面，能够实现对盆地超压及演化过程的定量表征[6-11]。近年来，人们开始关注地层流体超压对成岩作用、有利储层形成及油气运移成藏等方面的影响，对盆地油气勘探起到重要指导作用[12-17]。

松辽盆地东南隆起区梨树断陷油气资源丰富，在浅层取得较多发现。随勘探程度的提高，勘探的关注点也逐渐向深层领域转移，特别是近年来在松辽盆地白垩系断陷层发现的高压岩性气藏，展现深部勘探潜力[18-19]。明确梨树断陷的超压成因及其对成岩作用的影响，是预测深部有利储层的基础。目前，人们分析研究区浅层的压力场特征及成因[20-22]，而对整体超压特征及其对有利储层形成的影响研究较少。笔者基于钻杆测试压力(DST)、油气测试、测井等资料，结合岩石矿物及有机地球化学分析数据，研究松辽盆地梨树断陷营城组—沙河子组现今压力场分布特征，开展超压预测和成因分析，探讨超压对储层成岩作用及优质储层形成的影响，为梨树断陷深部油气勘探实践提供指导。

1 区域地质概况

梨树断陷位于松辽盆地东南隆起区东南端，北临杨大城子凸起，西接沈洋凸起，东南部为公主岭低凸起，为断拗叠置的复合型含油气盆地，经历断陷期、断拗转换期、拗陷期和构造反转期4个构造演化阶段。在不同阶段应力场背景下，受西部桑树台断裂及后期小宽、皮家及秦家屯等北西向大型走滑断裂活动的共同控制，发育桑树台洼陷、苏家屯次洼及双龙次洼3个洼陷带、北部斜坡带和东南斜坡带2个斜坡带、西部陡坡带及中央构造带等构造格局。营城组—沙河子组主要为断陷期沉积的一个二级层序[23]，自下而上，沙河子组分为沙一下亚段、沙一上亚段、沙二下亚段和沙二上亚段，沉积厚度为600～800 m；营城组分为营一段、营二段、营三段和营四段，沉积厚度为450～1 500 m(见图1)。研究区火石岭组烃源岩位于南部金山、金岗地区，厚度为50～400 m；沙二段、沙一段烃源岩主要分布于中部，厚度为50～800 m；营一段烃源岩主要发育于北部，厚度为50～400 m，有效烃源岩沉积中心具有由南向北迁移的特点。沙一上亚段、沙二上亚段、营二段、营三段和营四段为主要的储集层段，已发现油气[24-25]。

图1 松辽盆地梨树断陷构造位置、构造带划分及地层综合柱状图Fig.1 Structural location, structural zone division and stratigraphic composite histogram of Lishu Fault Sag, Songliao Basin

2 实测压力分布特征

实测的渗透层地层压力数据能够直接反映压力场特征[26]。油气钻探过程中，钻杆测试压力(DST)是目前主要的实测数据来源。统计研究区营城组—沙河子组62口探井107个DST测试数据，计算相应的压力因数(压力因数为地下某一深度实测压力与静水压力的比值)判断现今压力场特征。常用的异常压力的划分方案为：压力因数小于0.80为强负压；压力因数在0.80～0.96之间为负压；压力因数在0.96～1.06之间为常压；压力因数在1.06～1.27之间为弱超压；压力因数在1.27～1.73之间为超压；压力因数大于1.73为强超压[3]。研究区营城组—沙河子组深度在2.50 km以上主要为常压系统，压力因数小于1.06；深度在2.50～3.80 km为弱超压系统，压力因数在1.06～1.27之间；深度在3.80 km以下为超压系统。相同深度下，沙河子组地层压力略高于营城组的(见图2(a-b))。目前，钻井揭示的最大超压位于桑树台洼陷的营城组，压力为63 MPa，压力因数为1.48，但在洼陷中心区域更深的沙河子组未获实测的压力数据，按照压力变化趋势推测其发育强超压，压力因数超过1.80(见图2(a-b))。

根据营城组—沙河子组1 120个地温测试数据、136个镜质体反射率(Ro)及918个地层水矿化度统计结果(见图2(c-e))，常压系统内，深度在1.25 km左右的烃源岩开始进入生烃门限，对应地温在60～85 ℃之间，地层水矿化度在5～10 g/L之间；深度在2.50～3.80 km的弱超压系统，烃源岩进入大量生排烃阶段，Ro为1.3～2.2%，地温在100～150 ℃之间，地层水矿化度为10～20 g/L；深度在3.80 km以下的强超压系统的镜质体反射率(Ro)可达3.0%，按照地表常年温度为6 ℃，地温梯度为3 ℃/100m，推测深度5.00 km地温可达160 ℃以上。

图2 松辽盆地梨树断陷实测地层流体相关参数随深度变化关系Fig.2 The measured pressure parameters and temperature of formation fluid vary with depth in Lishu Fault Sag, Songliao Basin

3 超压成因机制

3.1 超压成因测井判识

超压是盆地内多种地质要素综合作用形成的地层流体的一种属性。其成因主要为地层的欠压实效应，由有机质生烃、黏土矿物脱水转化、水热增压等引起的流体膨胀、压力传导及构造挤压[27]。沉积盆地水热增压和黏土矿物转化对超压的贡献较小。中国东部陆相断陷盆地以构造拉张为主，构造挤压对超压的贡献量较小[28]。研究区超压的成因主要为欠压实、生烃作用。二者控制形成的超压导致地层岩石有效应力差异变化，引起密度、声波传导速度及导电率等反映岩石物理属性的测井响应变化[28-30]，是目前建立测井识别超压成因方法的理论基础[31]。压力因数大于1.05的地层压力统称为超压。

采用声波速度—密度测井交会图判识研究区营城组—沙河子组超压成因机制。由不均衡压实作用形成的超压与正常压力段测井数据点落在加载线上，其他成因机制的超压位于加载线之外，生烃作用超压测井数据点落在卸载线上[5,31]。由于声波速度和密度测井一定程度上受地层岩性、物性及含油气性的影响，在应用该方法进行超压成因判识过程中，首先选取常压和超压段渗透性砂岩读取测井数据，尽量消除砂岩和泥岩岩性差异影响；同时，以10 m为间隔进行数据读取，并计算相应的平均结果作为10 m厚砂岩对应的声波速度和密度，最大限度消除砂岩岩性、物性和流体性质差异对测井数据的影响[32]。这种读取方式并不能完全消除各类因素对数据的影响，无论是加载线还是卸载线区域的数据点分布趋势呈一定程度的发散状态，不完全落在一条曲线上，与每个10 m单位砂岩段中的岩性、物性及含油性的平均差异有关，但影响相对较小，相同成因机制的超压段对应数据点的分布趋势基本一致。

根据这种方法，判识研究区不同地区营城组和沙河子组的超压成因(见图3)。研究区超压主要存在欠压实和生烃作用两种成因机制，不同地区、不同层系超压的成因机制存在差异。对于洼陷带，桑树台洼陷营城组部分超压点主要分布在声波速度—密度交会的加载线上，部分位于加载线和卸载线区间，沙河子组超压点主要分布在声波速度—密度交会的卸载线上，声波速度为3.6～5.4 km/s，密度几乎不变，为2.6 g/cm3左右(见图3(a))。桑树台洼陷营城组为欠压实和生烃混合成因，沙河子组超压为生烃成因。苏家屯次洼营城组超压为欠压实和生烃混合成因，沙河子组超压主要为欠压实成因(见图3(b))。双龙次洼营城组及沙河子组超压主要为欠压实成因(见图3(c))。对于斜坡带，北部斜坡带营城组超压为欠压实成因，沙河子组超压为欠压实和生烃混合成因(见图3(d))；南部斜坡带秦家屯地区营城组超压为欠压实成因，沙河子组超压为欠压实和生烃混合成因(见图3(e))；金山地区沙河子组超压为生烃成因(见图3(f))。

图3 松辽盆地梨树断陷营城组—沙河子组超压成因识别模式Fig.3 Identification model of overpressure of Yingcheng-Shahezi Formation in Lishu Fault Sag, Songliao Basin

3.2 超压成因综合分析

3.2.1 欠压实作用

欠压实超压成因是指沉积盆地中在沉积速率较高的情况下，泥岩中的孔隙流体无法快速排出，流体承担部分上覆地层的负荷压力而导致的孔隙流体压力增大。其典型特征是在高压发育层段具有偏离正常压实的高孔隙度、高声波时差和低密度现象[9,31,33]。

梨树断陷营城组—沙河子组的沉积充填过程决定其具备形成欠压实超压成因的条件。营城组—沙河子组沉积期，研究区发生强烈的断陷作用，特别在洼陷带快速沉积厚度较大的半深湖—深湖相泥岩，最大沉积厚度分别为1 500、800 m(见图1)。以营城组为例，桑树台洼陷沉积速率大于150.0 m/Ma，Ls1井可达192.8 m/Ma；苏家屯次洼沉积速率普遍大于110.0 m/Ma，Sw31井可达141.3 m/Ma；北部斜坡带沉积速率大于100.0 m/Ma，Li5井可达143.7 m/Ma。营城组泥岩的快速沉积导致发生欠压实作用并形成超压，并且向邻近的渗透性储层中传导；由洼陷向湖盆边缘方向，泥质含量减少，欠压实作用减弱。

3.2.2 生烃作用

烃源岩的生烃作用是引起研究区发育大规模超压的另一个主要原因(见图3)，其强度主要取决于烃源岩的有机质类型、丰度和演化程度等指标[26-27]。梨树断陷营城组—沙河子组发育三套烃源岩[34]，其中，沙河子组烃源岩有机质类型以Ⅱ2-Ⅲ型为主，发育少量Ⅱ1型和Ⅰ型有机质；沙一段烃源岩有机碳质量分数为1.0%～10.0%，沙二段烃源岩有机碳质量分数为0.5%～4.0%；营城组烃源岩优质类型以Ⅱ2-Ⅲ型为主，营一段烃源岩有机碳质量分数为0.5%～3.0%。三套烃源岩具备较好的生油气条件，并且演化程度较高。以桑树台洼陷Ls1井为例，现今超压顶界面深度为3.00 km左右，对应现今地温约为120 ℃(见图2(c))，镜质体反射率为1.7%(见图2(d))；根据该井的烃源岩埋藏及热演化史，深度3.00 km的地层经历的古地温最高可达170 ℃(见图4)，该深度之下的营一段和沙河子组烃源岩经历的地温更高、烃源岩演化程度也更高。在88.2 Ma时，沙河子组烃源岩Ro大于2.0%，进入大量生、排气阶段，营一段烃源岩的Ro大于1.3%，处于大量生、排油阶段；在77.8 Ma时，演化程度最高，沙河子组烃源岩Ro最高可达3.4%，营一段烃源岩Ro最高可达2.8%，洼陷带保持生、排气阶段。至今，地温有所下降，处在主要生、排气阶段(见图4)。研究区超压在纵向上的分布趋势与烃源岩演化程度、大量生排烃深度具有较好的相关关系(见图2(d)、图4)，同时考虑主力烃源岩类型及演化程度普遍大于2.0%，处于高演化阶段，生烃作用对盆地大规模超压形成的贡献大于欠压实作用的。

图4 松辽盆地桑树台洼陷带Ls1井埋藏史、热史及成熟度演化

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

4 超压预测及分布特征

4.1 超压预测方法

油气钻探过程中，钻杆测试压力(DST)数据有限，无法满足压力场空间分布特征的准确刻画。选取伊顿法[35]对研究区探井进行单井压力分布预测，预测流体压力为

(1)

式中：pp为预测流体压力；po为上覆静岩压力；ph为正常的静水压力；Δtn和Δto分别为声波在正常压实泥岩中的传播时间和实测声波在泥岩中的传播时间；N为伊顿经验指数。

影响伊顿方法预测精度有两方面：一方面是正常声波时差Δtn的求取，即正常压实曲线，根据研究区特点，对其进行分段求取；另一方面是经验指数N的赋值，其数值具有超压成因内涵，N=3.0时，计算压力为欠压实所致，N=6.5时，计算压力为生烃或压力传递所致[7]。通过对研究区伊顿指数进行修正，生烃作用超压成因N取4.0，欠压实超压成因N取3.0。

4.2 超压分布特征

4.2.1 平面分布

利用伊顿法预测营城组—沙河子组200口探井压力分布，选取各层段单井最大压力因数分别绘制平面等值线图(见图5)。由图5可以看出，两个层段的超压分布具有相似特征。超压中心主要位于西部桑树台洼陷、西北部苏家屯及东北区的双龙次洼，从中心向东南斜坡带和北部斜坡带呈递减趋势，受中央构造带及秦家屯走滑断裂带的控制，压力分布沿中央构造带向洼陷中心呈减小趋势，从洼陷中心向秦家屯地区，超压范围有延伸趋势，即秦家屯地区超压相对东南斜坡带其他地区大，营城组—沙河子组压力因数为1.10～1.20。桑树台洼陷超压分布范围最大，呈南北向展布特征，营城组最大压力因数超过1.20，沙河子组超过1.30；超压最强区域位于桑树台洼陷Ls1井区，营城组最大压力因数超过1.40，沙河子组最大压力因数超过1.60，推测中心最大压力因数超过1.80。对比营城组和沙河子组地层最大压力因数等值线分布特征，沙河子组的地层压力比营城组的更发育，超压范围更广，强度更大(见图5)。

图5 松辽盆地梨树断陷营城组—沙河子组最大压力因数平面分布Fig.5 Lateral distribution map of maximum pressure factor of Yingcheng-Shahezi Formation in Lishu Fault Sag, Songliao Basin

4.2.2 纵向分布

研究区营城组—沙河子组纵向上各自发育独立的超压系统，在不同构造位置，分隔的深度不同(见图6、图1(a)剖面AA′)。以桑树台洼陷Ls1井为例，单井压力预测结果显示，该井在营城组的深度3.60 km和沙河子组的深度4.40 km发育两个超压中心，向外逐渐呈减弱趋势分布。两个超压系统分隔深度在4.00 km左右，压力因数在1.00左右。此外，超压从洼陷带向斜坡带方向呈减弱趋势分布，在中央构造带，压力明显降低，再向东南斜坡带出现小的超压中心，与平面分布趋势是吻合的，说明走滑断层对超压分布的控制作用。

图6 松辽盆地梨树断陷营城组—沙河子组Sw31-Ls1-Db32-Ch1井压力因数剖面Fig.6 Profile of pressure factor of well Sw31-Ls1-Db32-Ch1 of Yingcheng-Shahezi Formation in Lishu Fault Sag, Songliao Basin

5 超压对成岩作用的影响

5.1 超压对压实作用的影响

地层流体超压能够承担一定上部岩石的压力，抑制砂岩储层的压实作用，有利于储层原生孔隙的保存[13,15-16,27-28]。研究区营城组—沙河子组储层现今埋深大、埋藏时间长，普遍经历较强的压实作用，是研究区砂岩储层减孔的重要因素之一(见图2、图4)。镜下薄片观察可见砂岩储层普遍呈线接触、凹凸接触特征(见图7(b-c))，在超压环境下的储层压实强度相对较弱。位于东南斜坡带Hs1井深度在2.50 km左右开始发育超压，营一段深度在2 503.00 m处的砂岩可见矿物以点—线接触为主，粒间孔发育(见图7(a))；位于桑树台洼陷Ls1井营城组超压顶面的深度约为3.00 km(见图6)，3 871.50 m处的储层地层压力因数可达1.30，薄片分析可见大部分矿物颗粒呈点接触(碳酸盐胶结物同位素测定显示为后期胶结)，处于浅部常压状态深度在2 712.80 m处的分选、磨圆程度相近的储层，压实作用明显要强于深部及Ls1井超压层段的储层，说明超压对压实的抑制作用(见图7(b-c))。

5.2 超压对黏土矿物演化的影响

随沉积物埋深度增加，地温升高，黏土矿物不断发生转化而生成与成岩作用阶段对应的组合和序列，对地层流体酸碱性质和不同离子成分浓度有影响[36]，进而影响溶蚀、胶结和交代等成岩作用。盆地常压带黏土矿物纵向质量分数随深度加大，一般呈递增或递减的趋势，如伊/蒙混层的质量分数呈递减趋势，伊利石质量分数呈增加趋势；至超压带，各类矿物的变化趋势减弱[37]。衍射分析结果显示，研究区营城组—沙河子组主要发育伊利石、绿泥石、高岭石及伊/蒙混层等类型黏土矿物。黏土矿物在不同压力环境下纵向演化趋势存在差异：自浅部向下，常压带伊/蒙混层的质量分数呈减小趋势，伊利石质量分数呈增大趋势，高岭石和绿泥石深度在2.00 km左右开始呈减小趋势；在超压顶界面深度为2.50 km附近及以下时，黏土矿物质量分数随深度增加基本保持不变(见图8)，说明超压抑制黏土矿物的转化。在酸性流体条件下，储层中的钾长石溶蚀产生K+，促进高岭石向伊利石转化，而超压对有机酸的生成有抑制作用[38]，从而间接影响长石溶解成因的K+增加，减弱高岭石向伊利石转化的条件，抑制高岭石的演化，导致在高压层段的高岭石和伊利石纵向质量分数变化较小。伊/蒙混层是蒙脱石向伊利石转化的中间产物，主要是在一定的流体环境下，蒙脱石矿物的层间水脱出，使矿物晶格发生变形而形成伊利石的结构层并分布在蒙脱石中，发育伊/蒙混层[29]。在超压层段，压力阻碍蒙脱石矿物层间水脱出，抑制伊/蒙混层的转化，在超压界面之下出现质量分数基本保持不变的现象。超压使地层流体系统相对封闭，流体流速较小或几乎静止，不利于各类离子浓度运移，抑制黏土矿物的转化进程。

图7 松辽盆地梨树断陷营城组—沙河子组砂岩储层成岩作用及储层微观特征Fig.7 Diagenesis and microcosmic characteristics of sandstone reservoirs of Yingcheng-Shahezi Formation in Lishu Fault Sag, Songliao Basin

5.3 超压对碳酸盐胶结作用的影响

研究区营城组—沙河子组储层中的胶结类型主要有黏土矿物胶结、方解石胶结及硅质胶结，其中，方解石胶结产状多呈斑状胶结(见图7(d-f))。结合超压分布特征，碳酸盐胶结物质量分数纵向上可以划分为3个区间：深度在2.50 km之上的为常压区，碳酸盐质量分数相对高，最高可达20%；深度在2.50～3.80 km之间的为弱超压区，上部深度在2.50～3.20 km之间存在一个碳酸盐质量分数高值区，质量分数最高可达20%，下部深度在3.20～3.80 km之间碳酸盐质量分数较低，有下降趋势；深度在3.80～4.50 km之间的为超压区，碳酸盐胶结物质量分数基本不变(见图9)。

纵向上，不同超压环境对碳酸盐胶结作用的影响机制存在差异。首先，按照烃源岩演化程度(见图2(d))，深度超过3.80 km时，地温可达140 ℃，烃源岩Ro可达2.0%，进入有机酸裂解大量生成CO2阶段，超压的存在促进气相CO2进入水溶液，以溶质形式存在，提高碳酸盐胶结物在地层流体中的溶解度，抑制碳酸盐胶结作用，使该范围碳酸盐胶结物质量分数相对较低。深度在2.50～3.80 km之间的弱超压区为下部超压区与上部常压区的过渡区，上下两个压力环境之间的流体势能差使下部富含CO2、HCO-3和Ca2+的地层流体向上运移，由于流体压力下降，导致CO2析出，产生碳酸盐胶结物[27]，形成在弱超压界面之下一定深度范围的碳酸盐胶结物质量分数相对高值区(见图9)。

图8 松辽盆地梨树断陷营城组—沙河子组主要黏土矿物纵向演化剖面Fig.8 Vertical evolution and distribution of clay minerals of Yingcheng-Shahezi Formation in Lishu Fault Sag, Songliao Basin

5.4 超压对溶蚀作用的影响

超压间接影响储层的溶蚀作用。研究区营城组—沙河子组深部储层储集空间主要为长石、岩屑颗粒及碳酸盐胶结物等矿物的次生溶孔。超压的发育抑制有机酸生成，与常压环境相比，超压环境烃源岩热演化生酸高峰的深度明显更深。黄骅坳陷中的深层超压使生酸高峰延迟在纵向上可下降600 m[38]，导致砂岩储层溶蚀作用和次生溶蚀孔隙在更深地层形成。对比观察研究区不同压力环境储层薄片，超压的存在导致次生溶蚀孔隙发育带的下移。在常压区，深度为2 707.00 m的储层中颗粒发生溶蚀，形成粒间溶蚀扩大孔(见图7(h))；在超压区，深度为2 816.30 m的储层中颗粒边缘完整，次生溶蚀孔隙不发育(见图7(g))，在深度更深的3.60 km的储层中发生长石、岩屑及浊沸石的溶解(见图7(i))，说明超压的发育在纵向上延迟酸性溶蚀作用。

5.5 超压与优质储层的关系

图9 松辽盆地梨树断陷营城组—沙河子组储层中碳酸盐质量分数纵向分布特征

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

研究区超压对优质储层的形成取决于其对增孔或减孔成岩作用影响的综合结果，在不同的超压环境中影响程度存在差异。深度在2.50～3.80 km之间的弱超压区，超压对优质储层的形成既有积极作用，也有消极作用：超压对压实作用的抑制有利于原生孔隙的保存(见图7(b-c))；对黏土矿物转化的抑制可以减少各类碱性离子的析出，抑制胶结作用，保护孔隙(见图8)；弱超压界面之下碳酸盐胶结物质量分数高值区的发育减少孔隙空间(见图9)；超压对有机酸生成的抑制、生酸高峰的下移对有利储层形成的影响，取决于下移的具体深度(见图7(g))。深度在3.80 km以下的超压区，超压对优质储层的形成起积极作用：超压对压实作用、黏土矿物转化，以及碳酸盐胶结作用的抑制有利于各类孔隙的保存，超压导致的有机酸生酸高峰下移深度越深，越有利于深部有利储层的形成。

6 结论

(1)松辽盆地梨树断陷白垩系营城组—沙河子组发育明显超压，超压起始界面深度约为2.50 km；平面上，超压分布具有自洼陷中心向东南斜坡带、北部斜坡带递减的趋势，纵向上，营城组—沙河子组发育独立的超压系统；不同层系压力系统平面分布特征相似，但下部沙河子组压力系统的超压幅度明显高于上部营城组的。

(2)欠压实作用、生烃作用及二者在不同地区的叠加是盆地超压形成的主要原因，生烃作用对盆地大规模超压形成的贡献大于欠压实作用的。

(3)研究区营城组—沙河子组的超压抑制储层的压实作用、黏土矿物转化及碳酸盐胶结作用，但压力不均衡引起深部流体上涌而导致弱超压界面附近形成碳酸盐胶结物，超压对烃源岩生酸作用的延迟使次生溶蚀孔隙发育在深度上下移，优质储层的形成主要取决于超压对储层不同增孔和减孔成岩作用影响的综合结果。超压的发育有利于深部优质储层的形成。