鐘　韜,張　武,苗　清

(中海石油(中國)有限公司 上海分公司,上海 200335)

異常高孔隙度的概念由S.N.Ehrenberg[1]首次提出；國內(nèi)最早由孟元林等[2-3]提出了異常高孔帶的概念，將其定義為孔隙度超過正常沉積成巖條件下碎屑巖最高孔隙度的儲層發(fā)育帶。多數(shù)國內(nèi)學(xué)者認為發(fā)育次生孔隙是構(gòu)成異常高孔帶的主要孔隙類型[4-6]，并稱之為次生孔隙發(fā)育帶；也有學(xué)者認為深層異常高孔帶不一定僅是次生孔隙發(fā)育帶[7]。關(guān)于異常高孔帶的識別與劃分，一是簡單地根據(jù)孔隙度-深度剖面中包絡(luò)線的凸出部分來劃分，二是在孔隙度-深度剖面中建立一條正?？紫堆莼鶞?zhǔn)線來識別與劃分[7-8]。關(guān)于異常高孔帶的形成機理，多數(shù)研究表明，異常高壓、油氣早期充注、顆粒包膜以及溶蝕增孔是主要因素[1-9]。對平面異常高孔帶的分布預(yù)測，目前主要采用沉積相圖、成巖相圖等多圖疊合法[2-4]。

東海西湖凹陷花港組砂巖儲層具有埋深跨度大、非均質(zhì)性強的特點，埋深>3 km低滲-致密儲層中異常高孔帶的特征和成因是尋找花港組優(yōu)質(zhì)儲層的重要內(nèi)容和難點。前人對西湖凹陷砂巖儲層異常高孔帶形成機理及分布的研究較少，本文在大量儲層資料分析的基礎(chǔ)上，深入研究西湖凹陷花港組異常高孔帶的類型及特征，明確其成因，并探討其對勘探開發(fā)的指導(dǎo)意義，為尋找花港組優(yōu)質(zhì)儲層和油氣勘探開發(fā)提供依據(jù)。

圖1　西湖凹陷中北部花港組沉積相柱狀圖Fig.1　Profile of sedimentary facies of the Huagang Formation in north central Xihu sag

1　儲層特征

花港組沉積時期，西湖凹陷中北部發(fā)育陸相大型辮狀河三角洲沉積體系，儲層沉積微相以水下分流河道為主(圖1)，儲層橫向分布連續(xù)，縱向厚度大。儲層巖石學(xué)特征表現(xiàn)為中等成分成熟度、中等結(jié)構(gòu)成熟度和低泥質(zhì)雜基含量。儲層巖石類型主要為長石巖屑質(zhì)石英砂巖，石英的質(zhì)量分?jǐn)?shù)(w)為50%～81%，平均為64.9%；巖屑的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為8%～36%，平均為17.6%；長石的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為10%～27%，平均為17.5%。砂巖分選性為中等-較好，磨圓度為次棱-次圓狀，接觸類型以線-凹凸接觸為主，接觸-壓嵌式膠結(jié)。填隙物的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為2%～15%，平均為7.5%。其中泥質(zhì)雜基的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為1%～8%，平均為2.8%；膠結(jié)物的質(zhì)量分?jǐn)?shù)為1%～13.5%，平均為4.7%。膠結(jié)物主要為自生黏土礦物、硅質(zhì)和碳酸鹽。儲層孔隙度(q)為6%～18%，平均為8.8%；滲透率(K)為(0.1～22)×10-3μm2，平均為0.35×10-3μm2。

2　異常高孔帶特征

2.1　異常高孔帶分布及劃分

Athy和Hedberg提出了正常壓力下孔隙度正常壓實曲線方程

q(z)=q0·exp(-C·z)

(1)

式中：z為埋藏深度；q0為初始孔隙度；C為壓實系數(shù)；q(z)為正常壓力下埋深為z時的孔隙度。

基于方程(1)建立西湖凹陷花港組正常壓實曲線，并根據(jù)實測孔隙度隨埋深關(guān)系并結(jié)合孔隙正常壓實曲線，將西湖凹陷中北部花港組縱向劃分出3個異常高孔帶，分別命名為Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ(圖2)。異常高孔帶Ⅰ埋深3.5～4 km，對應(yīng)的Ro為0.7%～1.3%，有機質(zhì)成熟，泥巖I/S中S的體積分?jǐn)?shù)為15%～30%，處于中成巖階段A期；異常高孔帶Ⅱ所處深度為4.25～4.8 km，對應(yīng)的Ro為1.3%～1.6%，有機質(zhì)高成熟，泥巖I/S中S的體積分?jǐn)?shù)低于15%，處于中成巖階段B期；異常高孔帶Ⅲ位于5～5.2 km深度，對應(yīng)的Ro>1.5%，泥巖I/S中S的體積分?jǐn)?shù)低于15%，有機質(zhì)高成熟，處于中成巖階段B期。

圖2　西湖凹陷中北部花港組異常高孔帶縱向分布及成巖階段Fig.2　Longitudinal distribution of abnormal high porosity zones and corresponding diagenesis phases of Huagang Formation sandstones in north central Xihu sag

2.2　異常高孔帶孔隙構(gòu)成

鑄體薄片圖像分析表明(表1)，異常高孔帶Ⅰ的 196個樣品平均總面孔率7.15%，其中原生孔面孔率1.20%，次生孔面孔率5.95%，次生孔面孔率占總面孔率83%。異常高孔帶Ⅱ的40個樣品平均總面孔率4.10%，其中原生孔面孔率0.37%，次生孔面孔率3.73%，次生孔面孔率占總面孔率90.9%。異常高孔帶Ⅲ的19個樣品平均總面孔率2.59%，其中原生孔面孔率0.16%，次生孔面孔率2.43%，次生孔面孔率占總面孔率93.9%。說明隨著埋深的增加，次生孔隙對儲層孔隙的貢獻逐漸增大，并且埋深超過4 km，次生孔隙在儲層孔隙構(gòu)成中起絕對主導(dǎo)作用。

表1　西湖凹陷中北部花港組異常高孔帶鑄體薄片鑒定面孔率Table 1　Areal porosity revealed by casting thin sections from the abnormal high porosity zones of Huagang Formation sandstones in north central Xihu sag

但值得一提的是，受人為主觀因素影響，鑄體薄片顯微鏡下分析的原生孔隙在巖石孔隙中所占比例通常會被低估。如圖3所示，選取異常高孔帶Ⅰ和Ⅱ典型的樣品進行分析，孔隙類型以次生孔隙為主，并且次生孔隙以粒間溶孔為主。但通過溶蝕前后孔隙演化模式分析，認為粒間溶孔是在大量保存的原生孔基礎(chǔ)上溶蝕擴大而成，顯微鏡下分析的粒間溶孔包含了原生孔隙，也就高估了次生孔隙在巖石孔隙中的比例。根據(jù)上百個鑄體薄片樣品估算，粒間溶孔中原生孔占40%～60%，也就是說實際粒間溶孔中約有一半為原生孔隙。根據(jù)上述分析對鑄體薄片鑒定面孔率進行校正，異常高孔帶Ⅰ原生孔面孔率約占總面孔率40%～45%，異常高孔帶Ⅱ原生孔面孔率約占總面孔率30%～35%，異常高孔帶Ⅲ原生孔面孔率約占總面孔率22%～28%。因此，原生孔隙對異常高孔帶Ⅰ的發(fā)育具有更重要的作用，這也為更準(zhǔn)確地認識異常高孔帶成因提供了依據(jù)。

圖3　異常高孔帶Ⅰ和Ⅱ孔隙演化模式圖Fig.3　Pore evolution models of abnormal high porosity zones Ⅰ and Ⅱ

參考操應(yīng)長等[7]提出的異常高孔帶類型劃分方案，對西湖凹陷中北部花港組異常高孔帶進行類型劃分：異常高孔帶Ⅰ原生孔和次生孔體積相當(dāng)(圖4-A、B、C)，可定義為原生孔與次生孔共存型異常高孔帶；異常高孔帶Ⅱ孔隙構(gòu)成以次生孔為主，原生孔為輔(圖4-D、E、F)，為次生孔隙型異常高孔帶；異常高孔帶Ⅲ孔隙構(gòu)成以次生孔占絕對優(yōu)勢(圖4-G、H、I)，為次生孔隙型異常高孔帶。

3　異常高孔帶的成因

3.1　異常高孔帶Ⅰ

異常高孔帶Ⅰ是由早期綠泥石環(huán)邊、有機酸溶蝕和早期油氣充注3種成因機制共同作用形成的原生孔和次生孔共存型異常高孔帶。

3.1.1早期綠泥石環(huán)邊?？?/p>

早期綠泥石環(huán)邊對孔隙的保護作用早已被國內(nèi)外學(xué)者所認可[10-12]。顯微鏡及掃描電鏡觀察發(fā)現(xiàn)，異常高孔帶Ⅰ普遍發(fā)育綠泥石環(huán)邊，被綠泥石環(huán)邊包裹的砂巖顆粒接觸強度較低，多為點-線接觸，原生孔隙保存較好(圖4-A;圖5-A、B)，表明綠泥石環(huán)邊在成巖較早階段已經(jīng)形成；同時，掃描電鏡還可以觀察到綠泥石環(huán)邊包裹的顆粒多被溶蝕形成粒內(nèi)孔(圖5-C)，甚至顆粒完全溶蝕，只剩下綠泥石外殼(圖5-D)，充分說明綠泥石環(huán)邊形成時間早于溶蝕作用。另外，綠泥石環(huán)邊與巖石顆粒之間無其他先期膠結(jié)物(圖4-A;圖5-A、B、C、D)，而在相鄰未發(fā)育綠泥石環(huán)邊的儲層中，最早發(fā)育石英次生加大邊，綠泥石環(huán)邊形成時間早于石英次生加大邊；而花港組石英次生加大邊形成的溫度最早為110℃左右(表2)。綜上分析，綠泥石環(huán)邊在中成巖階段A期早期或之前的早成巖階段就已形成并固結(jié)顆粒，能有效降低碎屑顆粒之間的接觸強度并抑制顆粒發(fā)生位移進行重排列，從而減小機械壓實作用對孔隙的破壞。

圖4　西湖凹陷中北部花港組異常高孔帶顯微鏡下特征Fig.4　Microscopic characteristics showing the abnormal high porosity zones of Huagang Formation sandstones in north central Xihu sag (A)顆粒邊緣發(fā)育綠泥石環(huán)邊，原生孔隙發(fā)育，B-1井，深度3 845.5 m，(-),10×5;(B)原生孔隙和次生孔隙均發(fā)育，孔隙內(nèi)少見膠結(jié)物，B-2井，深度3 607.6 m，(-),10×5;(C)原生孔隙和次生孔隙均發(fā)育，孔隙內(nèi)少見膠結(jié)物，B-2井，深度3 608 m，(-),10×5;(D)次生孔為主，原生孔為輔，C-1井，深度4 328.9 m，(-),10×5;(E)次生孔為主，原生孔為輔，C-1井，深度4 331.2 m，(-),10×5;(F)次生孔為主，原生孔為輔，C-1井，深度4 338.2 m，(-),10×10;(G)石英顆粒邊緣溶蝕呈港灣狀，C-1井，深度5 106.2 m，(-),10×10;(H)石英顆粒邊緣溶蝕呈港灣狀，C-1井，深度5 106.5 m,(-),10×10;(I)微裂隙切穿碎屑石英顆粒，C-1井，深度5 119.1 m,(-),10×10

圖5　西湖凹陷中北部花港組異常高孔帶掃描電鏡下的特征Fig.5　SEM images showing the abnormal high porosity zones of Huagang Formation sandstones in north central Xihu sag(A)原生孔隙發(fā)育，連通性好，粒表分布綠泥石，B-2井，深度3 623 m;(B)原生孔隙，粒表分布綠泥石，B-1井，深度3 846 m;(C)被綠泥石包裹的長石具溶蝕現(xiàn)象，B-1井，深度3 651 m;(D)碎屑顆粒溶蝕只剩綠泥石外殼，B-1井，深度3 845.5 m;(E)長石粒內(nèi)溶孔，旁邊見三角形原生孔,B-1井，深度3 651 m;(F)長石溶蝕形成次生孔隙，孔中分布伊利石，C-1井，深度4 325.2 m;(G)長石溶蝕形成次生孔隙，孔中分布伊利石，C-1井，深度4 327.2 m;(H)長石解理溶蝕，孔內(nèi)分布伊利石，C-4井，深度4 476.7 m;(I)石英顆粒粒內(nèi)溶孔，C-1井，深度5 116.4 m;(J)石英顆粒粒內(nèi)溶孔，粒表分布綠泥石，C-1井，深度5 113 m;(K)微裂隙切穿具有粒內(nèi)孔的長石， C-1井， 深度5 114.2 m;(L)微裂隙切穿石英顆粒，C-1井， 深度5 116.1 m。Q.石英;F.長石;Chl.綠泥石;I.伊利石;PP.原生孔;SP.次生孔;MF.微裂隙

3.1.2有機酸溶蝕增孔

異常高孔帶Ⅰ中次生孔隙主要為長石等鋁硅酸鹽受酸性流體溶蝕而形成(圖4-A、B、C;圖5-C、D、E)。徐發(fā)[13]研究認為西湖凹陷周邊物源區(qū)多發(fā)育花崗巖質(zhì)基底。該物源類型為花港組儲層沉積提供了大量的長石等可溶物質(zhì)，奠定了形成次生孔隙的物質(zhì)基礎(chǔ)。同時早期綠泥石環(huán)邊保存的原生孔隙為酸性流體進入儲層提供了滲流通道。利用碳氧同位素分析儲層中碳酸鹽膠結(jié)物成因類型(圖6)，可以看出絕大多數(shù)碳酸鹽膠結(jié)物δ18O值為-25‰～-10‰，δ13C值為-8‰～0‰，其成因與有機酸脫羧作用有關(guān)。有機酸在熱催化作用下脫羧，產(chǎn)生的CO2是碳酸鹽膠結(jié)物的主要物質(zhì)來源，說明有機酸是酸性流體的主要來源。異常高孔帶Ⅰ處于中成巖階段A期，上下泥巖段中有機質(zhì)演化處于成熟期，排出大量的有機酸沿原生孔隙形成的滲流通道滲入儲層對長石等鋁硅酸鹽顆粒進行溶蝕，產(chǎn)生大量的次生孔隙。

表2　西湖凹陷花港組自生石英流體包裹體特征Table 2　Characteristics of fluid inclusions in authigenic quartz of sandstone reservoir of Huagang Formation in Xihu Sag

圖6　西湖凹陷中北部花港組碳酸鹽膠結(jié)物成因類型Fig.6　Genetic type of carbonate cements of the Huagang Formation in north central Xihu sagⅠ區(qū)：與硫酸鹽還原作用有關(guān)的成巖碳酸鹽;Ⅱ區(qū)：與甲烷細菌活動生成生物氣有關(guān)的碳酸鹽;Ⅲ區(qū)：與有機酸脫羧作用有關(guān)的碳酸鹽

3.1.3早期油氣充注保孔

早期油氣充注能抑制孔隙水流通，減少后期成巖膠結(jié)物沉淀，進而保護孔隙，這一觀點已被大多數(shù)學(xué)者所接受[14-16]。油氣包裹體分析表明異常高孔帶Ⅰ存在2期油氣充注(表3)。第1期油氣充注發(fā)生的溫度區(qū)間為90～105℃，對應(yīng)于中成巖階段A期早期，雖然充注時間早，但強度弱，對孔隙保護作用有限。第2期油氣充注發(fā)生的溫度區(qū)間為115～140℃，對應(yīng)于中成巖階段A期中后期，規(guī)模相對較大，持續(xù)時間較長，對孔隙保護有著積極作用。激光拉曼測試結(jié)果(圖7)顯示，第2期油氣包裹體中既有CH4也有C，并且譜峰所在位置面積均較大，反映包裹體捕獲時流體中有大量CO2和甲烷，環(huán)境為酸性，也就是同步于長石受有機酸溶蝕大量形成次生孔隙的階段。長石受有機酸溶蝕產(chǎn)生的SiO2是花港組石英次生加大邊的主要物質(zhì)來源，油氣充注減小了孔隙水與巖石顆粒的接觸面積，有效抑制了SiO2沿碎屑石英顆粒邊緣形成次生加大邊，從而減小石英次生加大邊對原生孔以及次生孔的破壞。薄片顯微鏡下觀察也表明(圖4-B、C)，異常高孔帶Ⅰ石英次生加大雖然可見，但發(fā)育強度普遍較低。由于第2期油氣充注發(fā)生在次生孔隙大量形成的中成巖階段A期中后期，雖然不能完全阻止石英次生加大等膠結(jié)物生成，但可以及時有效地降低膠結(jié)強度，對孔隙起到保護作用。

表明第2期油氣充注時流體

圖7　異常高孔帶Ⅰ第2期油氣包裹體激光拉曼分析Fig.7　Laser Raman analysis of the second phase of hydrocarbon inclusions from the abnormal high porosity zone Ⅰ樣品來源：A-1井，深度3 920 m

3.2　異常高孔帶Ⅱ

隨著埋深增加和成巖演化的深入，儲層受壓實作用和自生礦物充填影響，原生孔隙減少。異常高孔帶Ⅱ是由高嶺石的伊利石化溶蝕長石和異常高壓2種成因機制共同作用形成的次生孔型異常高孔帶。

3.2.1高嶺石的伊利石化溶蝕長石增孔

異常高孔帶Ⅱ處于中成巖階段B期，由于在中成巖階段A期長石溶解消耗了大量有機酸，同時鄰層烴源巖中有機質(zhì)演化程度升高，有機酸被破壞，脫羧基作用減弱，CO2來源減少，造成孔隙中成巖流體由酸性逐漸過渡為弱堿性。此時，溶蝕增孔機制由有機酸溶蝕長石轉(zhuǎn)變?yōu)楦邘X石的伊利石化溶蝕長石?；ǜ劢M儲層在深度>4 km時具有貧高嶺石、富伊利石的特征，而上部中深層儲層富含高嶺石、貧伊利石，而且高嶺石主要是在中成巖階段A期長石受有機酸溶蝕而產(chǎn)生的自生高嶺石[17]，說明隨著成巖演化的深入，砂巖中先期形成的自生高嶺石發(fā)生向伊利石的轉(zhuǎn)化。對于沒有額外鉀離子來源的相對封閉系統(tǒng)來說,砂巖中高嶺石發(fā)生伊利石化的溫度界線被認為在120～ 140℃[18-19]，化學(xué)反應(yīng)方程為

KAlSi3O8(鉀長石)+Al2Si2O5(OH)4(高嶺石)→KAl3Si3O10(OH)2(伊利石)+2SiO2+H2O

上述反應(yīng)消耗先期生成的高嶺石，導(dǎo)致鉀長石溶蝕(圖5-F、G、H)，形成伊利石并為石英次生加大提供SiO2。但該反應(yīng)是一個減體積反應(yīng)，鉀長石溶蝕后形成的孔隙體積大于伊利石和石英次生加大占據(jù)的孔隙體積。新生成的次生孔隙與保存下來的有機酸溶蝕形成的次生孔隙，共同構(gòu)成了異常高孔帶Ⅱ的次生孔隙組合類型。

3.2.2異常高壓?？?/p>

M.J.Osborne等[20]研究認為，異常高壓能抑制壓溶作用和石英次生加大。M.D.Wilkinson等[21]研究認為，異常高壓能減緩上覆沉積物的壓實作用，同時會使CO2溶解度增大，增強對長石等鋁硅酸鹽的溶蝕強度；此外，由于熱膨脹作用導(dǎo)致壓力增大，能產(chǎn)生微裂隙，使流體可以進行周期性交換，帶出溶解物質(zhì)，利于異常高孔帶的形成。西湖凹陷花港組在埋深>4 km時普遍發(fā)育異常高壓，壓力系數(shù)>1.4。圖8-A為D-3井壓力系數(shù)與孔隙度隨深度變化的關(guān)系，在4.2～4.4 km深度時壓力系數(shù)由1.2增加到1.54，對應(yīng)該井異常高孔帶Ⅱ發(fā)育深度段。異常高壓有效降低巖石骨架顆粒所承受的上覆壓力，減小機械壓實作用對孔隙的破壞，進而保護儲層孔隙。同時鏡下顯示異常高孔帶Ⅱ中石英次生加大邊發(fā)育程度較異常高孔帶Ⅰ未有明顯增強(圖4-D、E、F)，說明異常高壓也能抑制石英次生加大的形成。

3.3　異常高孔帶Ⅲ

當(dāng)儲層埋深>5 km，成巖演化進入中成巖B期中后期，成巖流體變?yōu)閴A性。異常高孔帶Ⅲ是由石英溶蝕和異常高壓成因機制共同作用形成的次生孔型異常高孔帶。

3.3.1石英溶蝕增孔

石英作為一種穩(wěn)定礦物，目前普遍認為其較難溶蝕形成次生孔隙，但也有學(xué)者認為在一定條件下石英可以發(fā)生溶解形成次生孔隙[22]。孔隙水pH值>8時有利于石英溶蝕，pH值>9時SiO2溶解度隨pH值增大迅速增加[23]。西湖凹陷埋深>4.5 km地層水pH值普遍大于8.0，具備石英溶蝕形成次生孔隙的條件。通過鑄體薄片顯微鏡下可觀察到異常高孔帶Ⅲ樣品中除了殘存的先期長石次生溶孔外，碎屑石英顆粒及次生加大邊常見被溶蝕呈港灣狀(圖4-G、H)，并且通過掃描電鏡可以觀察到石英顆粒內(nèi)部被溶蝕形成粒內(nèi)溶孔(圖5-I、J)。筆者認為石英溶蝕是西湖凹陷埋深>5 km的儲層主要的增孔機理，對形成異常高孔帶具有重要意義。

圖8　西湖凹陷花港組孔隙度與壓力系數(shù)關(guān)系Fig.8　Relation between porosity and pressure coefficient of the Huagang Formation(A)D-3井異常壓力與孔隙度關(guān)系;(B)C-1井異常壓力與孔隙度關(guān)系

3.3.2異常高壓?？?/p>

圖8-B為C-1井壓力系數(shù)與孔隙度隨深度變化的關(guān)系，可以看出在深度為5.05～5.2 km，壓力系數(shù)由1.0增加為1.4， 對應(yīng)于異常高孔帶Ⅲ發(fā)育深度段。另外，掃描電鏡觀察發(fā)現(xiàn)，C-1井受異常高壓保護的儲層段中微裂隙較為常見(圖4-I;圖5-K、L)，而該層段鄰近儲層中卻未見微裂隙發(fā)育。埋深>5 km的儲層基本處于封閉狀態(tài)，由于花港組儲層脆性碎屑石英顆粒含量較高，異常高壓使得巖石發(fā)生破裂形成微裂隙；除此之外，微裂隙能有效溝通先期保存的孔隙，有效促進成巖流體在儲層內(nèi)部的交換，為石英等酸性礦物在堿性成巖流體環(huán)境下被溶蝕形成次生孔隙提供條件。

4　對油氣勘探開發(fā)的建議

明確花港組異常高孔帶的類型及成因，可指導(dǎo)針對不同類型的異常高孔帶采取不同的油氣勘探開發(fā)思路。埋深3.5～4 km，油氣勘探應(yīng)以尋找有利的辮狀河三角洲水下分流河道砂巖發(fā)育部位和有機酸優(yōu)勢聚集指向的疊合區(qū)為方向。由于儲層油氣充注時間早且充注時物性較好，油氣充注程度高導(dǎo)致氣層含氣飽和度較高，常規(guī)測試即可獲得較高的自然產(chǎn)能；并且由于辮狀河三角洲砂體縱向厚度大、橫向分布穩(wěn)定，建議使用長分支水平井進行油氣開發(fā)，可有效提高“甜點”鉆遇率。埋深>4 km，油氣勘探應(yīng)以尋找富長石和石英物源(如花崗巖質(zhì)物源)有利富集區(qū)和異常高壓發(fā)育區(qū)的疊合區(qū)為方向。由于儲層常規(guī)測試難以獲得自然產(chǎn)能，建議使用定向井分壓合采或水平井多級壓裂進行油氣開發(fā)，特別是石英含量高且受異常高壓影響發(fā)育微裂縫的儲層，利于人工裂縫延伸和形成復(fù)雜縫，能取得較好的改造效果，可以有效提高致密儲層儲量動用率并降低開發(fā)成本。

5　結(jié) 論

a.西湖凹陷中北部花港組縱向發(fā)育3個異常高孔帶，異常高孔帶Ⅰ埋深3.5～4 km，為原生孔與次生孔共存型異常高孔帶；異常高孔帶Ⅱ和Ⅲ埋深分別為4.25～4.8 km和5～5.2 km，均為次生孔型異常高孔帶。

b.異常高孔帶Ⅰ受綠泥石環(huán)邊、有機酸溶蝕和早期油氣充注控制；異常高孔帶Ⅱ受高嶺石的伊利石化溶蝕長石和異常高壓控制；異常高孔帶Ⅲ由石英溶蝕和異常高壓控制。

c.對于原生孔和次生孔共存型異常高孔帶，應(yīng)以尋找砂巖發(fā)育部位和有機酸優(yōu)勢聚集指向的疊合區(qū)為方向，并建議使用長水平井或多分支井進行油氣開發(fā)；對于次生孔隙型異常高孔帶，應(yīng)以尋找富長石和石英物源有利富集區(qū)和異常高壓發(fā)育區(qū)的疊合區(qū)為方向，并建議使用定向井分壓合采或水平井多級壓裂進行油氣開發(fā)。