鄂爾多斯盆地環縣-華池地區長8 砂巖儲層成巖作用及孔隙演化

廖朋 ，王琪，唐俊 , ，郝樂偉，田兵，韓元紅

(1. 中國科學院 油氣資源研究重點實驗室，甘肅 蘭州，730000；2. 中國科學院大學，北京，100049;3. 內蒙古科技大學 數理與生物工程學院，內蒙古 包頭，014010)

經過半個多世紀的勘探與開發，在鄂爾多斯盆地延長組油層中已取得了豐碩的成果。劉顯陽等[1]通過對鄂爾多斯盆地優質烴源巖分布特征、石油運移動力、輸導體系、成藏期和成藏配置關系的研究，對盆地低滲透巖性油藏形成規律進行了探討，發現長7 優質烴源巖在異常高壓的作用下，原油通過互相疊置的相對高滲砂體向上、向下運移，在長4+5、長6、長8 形成了大規模巖性油藏。鄂爾多斯盆地延長組油藏屬于陸相致密砂巖油藏，而致密油是繼頁巖氣之后的又一勘探熱點領域[2]。致密油分布范圍廣，烴源巖條件優越，含油飽和度高，原油性質好，油藏壓力系數低，但同時存在砂巖儲層致密、孔喉結構復雜以及物性差等特點[3]。為了弄清砂巖儲層致密化的成因，就需要對砂巖儲層展開相關細致而深入的成巖作用研究。成巖作用對砂巖在埋藏過程中原生孔隙的保存和次生孔隙的發育與保存都產生了直接的影響，進而影響儲層的演化，決定儲集層的物性，對成藏過程起著一定的控制作用。對環縣-華池地區的成巖作用展開的研究工作沒有與儲層演化關聯，不夠深入[4-5]。在此，本文以環縣-華池地區延長組長8 砂巖儲層為研究對象，通過薄片觀察、掃描電鏡、X 線衍射、常規物性等分析測試手段，對成巖作用和孔隙發育特征展開研究，并對孔隙演化展開了定量分析，揭示研究區長8 砂巖儲層的成巖-孔隙演化規律，為研究區儲層評價和預測提供依據。

1 地質概況

環縣-華池地區位于鄂爾多斯盆地西部偏南，在構造上橫跨天環坳陷和伊陜斜坡兩大構造單元(圖1)。本次研究區域的范圍北抵康岔，南到上里塬、賀旗，西起洪德，東至長官廟。從地質歷史時期來看，該區三疊系延長統長8 屬于中生代鄂爾多斯湖盆的一部分，構造穩定。湖盆進入長8 期之后，主要受來自西南方向的古水流和物源的影響[6]，在環縣一帶出現辮狀河三角洲[7]。研究區三疊系延長組長8 以水下分流河道砂體為主，分布穩定，砂體厚度大[8]，是該區主力產油層之一。對研究區長8 砂巖物性進行統計發現，孔隙度分布范圍為0.84%～12.49%，平均6.09%，滲透率分 布 范 圍 為 0.01×10-3～12.1×10-3μm2， 平 均0.16×10-3μm2，按照儲層分類標準[9]，屬于典型的低孔低滲-致密儲層。

圖1 研究區構造位置Fig.1 Tectonic location of research area

2 巖石學特征

通過對研究區32口井207塊樣品的薄片鏡下觀察和薄片鑒定報告的統計分析發現，環縣-華池地區長8儲層巖石類型主要為巖屑砂巖和長石質巖屑砂巖，其次為巖屑質長石砂巖和長石砂巖(圖2)。礦物碎屑以長石、石英為主，云母少量(平均含量為4.41%)。長石顆粒主要為鉀長石和斜長石，含量變化范圍為11.8%～51.5%，平均為29.9%。石英組分含量變化較大，主要分布于14%～46%，平均為27.85%，鏡下石英顆粒一般多含包裹體，并具波狀消光特征，主要來自花崗巖和變質巖，少部分為再旋回石英。巖屑種類繁多，對其進行分類統計發現，研究區巖屑類型主要為變質巖巖屑，平均含量為12.39%；其次為火成巖巖屑，平均含量為9.67%；沉積巖巖屑平均含量只有1.75%。雜基含量較少，平均為1.16%，大部分為塑性較強的云母、火成巖巖屑等轉化而來，主要成分為泥鐵質和凝灰質；膠結物以碳酸鹽、綠泥石、伊利石和硅質常見。

鏡下鑄體染色薄片觀察表明，環縣-華池地區長8砂巖膠結類型為孔隙膠結，顆粒之間以線-凹凸狀接觸為主，顆粒為次棱角狀，分選中等-較好。

3 成巖作用特征

成巖作用對儲層的孔隙演化起著主導作用[10]。有研究結果表明，壓實作用是碎屑巖孔隙度演化的主控因素[11]。其次，膠結作用和溶蝕作用也影響著孔隙度的演化進程[12]。因此，研究環縣-華池地區發育的各種成巖作用很有必要，這將為研究區的孔隙演化提供有力的地質依據。薄片鑒定、掃描電鏡和X 線衍射等分析測試手段表明，研究區長8 儲層成巖作用類型主要以壓實作用、膠結作用、溶蝕作用、交代作用以及烴類侵位作用為主。

圖2 環縣-華池地區長8 砂巖類型三角圖Fig.2 Ternary diagram of sandstones types of Chang 8 in Huanxian-Huachi region

3.1 壓實作用

壓實作用始終貫穿于砂巖儲層的整個成巖作用過程[13]，其主要影響結果表現為孔隙度和滲透率的降低以及孔喉半徑的縮小。鏡下壓實作用表現為：顆粒之間以線-凹凸狀接觸為主；顆粒的定向排列；塑性顆粒如云母和塑性巖屑的變形；剛性顆粒如長石顆粒表面的裂紋以及微小的成巖裂縫(圖3)。整體上，研究區長8 儲層經歷的壓實作用強度中等-強。

圖3 環縣-華池地區長8 中的壓實現象Fig.3 Compaction of Chang 8 in Huanxian-Huachi region

3.2 膠結作用

3.2.1 碳酸鹽膠結

研究區碳酸鹽膠結物對孔隙演化起著很重要的作用。長8 儲層中碳酸鹽膠結作用非常普遍，幾乎所有薄片中都見碳酸鹽發育，只是發育的程度不同而已，碳酸鹽膠結物含量變化范圍為0.5%～47%，平均為6.2%，主要為方解石、含鐵方解石、鐵方解石和鐵白云石。研究區碳酸鹽膠結物可分為3 期：第1 期碳酸鹽膠結物含量較少，平均含量為0.5%，只在極個別薄片中觀察到，為不含鐵的微晶方解石，呈彌散狀分布于粒間孔隙之中(圖4(a))；第2 期碳酸鹽膠結物主要以孔隙式含鐵方解石形式產出(圖4(b))，平均含量為1.8%，表面比較潔凈，為早期方解石重結晶而成，內部不含瀝青，形成于油侵之前；第3 期碳酸鹽膠結物形成于油侵之后，以充填于剩余粒間孔或溶蝕孔中的鐵方解石存在(圖4(c))或以分散斑晶形式的鐵白云石存在(圖4(d))，平均含量為3.9%，這一期碳酸鹽對儲層孔隙的破壞具有不可逆性。

圖4 環縣-華池地區長8 中的膠結現象Fig.4 Cementation of Chang 8 in Huanxian-Huachi region

3.2.2 硅質膠結

硅質膠結物在研究區長8 儲層中主要以自生石英小晶體、石英加大邊和孔隙中的硅質充填3 種形式存在，平均含量1.4%，在個別硅質充填較發育的薄片中可達7.2%。研究區硅質膠結物按形成順序可分為2期：第1 期為早期自生石英小晶體(圖4(e))和石英加大邊(圖4(f))，平均含量為0.3%，石英加大邊與石英顆粒相接的地方有塵埃線，石英小晶體表面被黏土膜覆蓋，說明它們的形成時間晚于雜基沉淀而早于黏土膜膠結；第2 期為晚于油侵形成的硅質充填(圖4(g))和晚期自生石英小晶體(圖4(h))，平均含量為1.1%，硅質充填形成于被油侵的粒間孔中，晚期石英小晶體形成于溶蝕孔中并未被油侵。這些Si 主要來源于長石和富長石的巖屑的溶蝕，或者來源于蒙脫石向伊利石轉化過程中釋放的Si[14]，或者來源于綠泥石結構式中Si的演化[15]。

3.2.3 黏土礦物膠結

X 線衍射分析表明，研究區的自生黏土礦物以伊利石和綠泥石為主，高嶺石和伊/蒙混層含量相對較少。伊利石在研究區分布普遍，平均含量為3.13%，個別較發育的薄片中含量可達10.6%，一般分布于粒間孔或長石溶孔，在薄片下呈黃褐色(圖4(i))，在掃描電鏡下以卷曲片狀和絲狀產出(圖4(j))，形成時間較晚，主要來自鉀長石、高嶺石和蒙脫石在后期的轉化。綠泥石主要以孔隙襯墊或絨球狀形式產出(圖4(k))，平均含量為3.68%，孔隙襯墊綠泥石形成較早，絨球狀綠泥石形成較晚。高嶺石在掃描電鏡下呈現六方片狀集合體或書頁狀，邊部已經向絲縷狀伊利石轉化，分布于被溶蝕的長石顆粒不遠的孔隙之中，基本上都被油侵，含量較低，平均僅有0.13%，這是先前產生的高嶺石已經大部分轉化為綠泥石和伊利石的緣故(圖4(l))。伊/蒙混層平均含量為0.15%，掃描電鏡下為半蜂窩網狀或卷曲片狀分布于顆粒之間，是蒙脫石在成巖過程中向伊利石轉化的過渡產物。

3.3 溶蝕作用

研究區長8 砂巖儲層中的溶蝕主要在長石和巖屑之中，其中以長石的溶蝕為主，不見碳酸鹽的溶蝕現象。鏡下薄片觀察到的溶蝕作用有2 期，較早一期發生在微晶方解石充填之前(圖5(a))，但其產生的少量溶蝕孔隙基本上都被微晶方解石充填了，時間段屬于早成巖期；較晚一期發生在油侵附近，從鏡下薄片中可以看到，長石溶蝕孔旁邊的剩余粒間孔中堆滿了被油侵的高嶺石(圖5(b))，這一期溶蝕可能是有機質演化過程中產生的有機酸排入儲層孔隙溶解長石等鋁硅酸鹽組分造成的。相比較而言，較晚一期的溶蝕規模較大，但其產生的大部分溶蝕孔隙已經被后期的含鐵方解石或鐵方解石充填(圖5(c))，次生孔隙所剩無幾(約0.6%)。

3.4 交代作用

交代作用在研究區長8 砂巖儲層中主要表現為：含鐵方解石或鐵方解石交代長石、石英和巖屑，鐵白云石交代長石等。鏡下可以看到，鐵方解石交代長石之后仍保留長石顆粒的輪廓(圖6(a))；含鐵方解石沿邊部交代石英顆粒，使得石英殘骸的邊部呈現港灣狀(圖6(b))；鐵白云石交代長石顆粒之后，剩余長石顆粒的邊部呈現蠶食狀(圖6(c))。研究區的交代作用一般發生較晚，近似于一種物質對另一種物質的替換，因此不會引起孔隙較大的變化。

3.5 烴類侵位作用

圖5 環縣-華池地區長8 中的溶蝕現象Fig.5 Dissolution of Chang 8 in Huanxian-Huachi region

圖6 環縣-華池地區長8 中的交代現象Fig.6 Metasomasis of Chang 8 in Huanxian-Huachi region

鏡下薄片可以觀察到大量石油侵位留下來的痕跡，如黏土膜被油侵(圖4(e)，4(g))，長石溶蝕產生的高嶺石被油侵(圖5(b))，晚期(含)鐵方解石內部含瀝青(圖4(h)和5(c))等。石油侵位使得正常埋藏成巖環境中的水-巖二相反應系統變成水-油-巖三相反應系統[16]，對大多數成巖反應產生不同程度的抑制作用，從而有利于孔隙的保存。

4 成巖階段及成巖序列

4.1 成巖環境判識及成巖階段劃分

為了劃分成巖階段，首先要判識成巖環境，即要弄清埋藏成巖過程中孔隙水的性質，這可以利用Keith和Weber[17]提出的經驗公式來粗略地判斷：

Z＝2.048×(δ(13C)＋50)＋0.498×(δ(18O)＋50)

式中：δ(13C)和δ(18O)均用PDB 標準。若Z＜120，為陸相淡水來源；若Z＞120，為海水來源。研究區樣品碳酸鹽膠結物的氧碳同位素Z 計算結果(圖7)表明，水介質的性質為淡水。

圖7 碳酸鹽膠結物中碳氧同位素Z 分布Fig.7 Plot of Z of carbon and oxygen isotope in carbonate cements

有研究表明：當古地溫超過130 ℃后，高嶺石才會向伊利石轉化[18]，結合考慮前述成巖現象(圖4(l))，初步判斷研究區長8 經歷過130 ℃的成巖溫度。同時，研究區長 8 樣品的鏡質體反射率(Ro)分布于0.75%～1.17%，砂巖經受的壓實作用普遍達到中等-強，晚期碳酸鹽膠結物發育，綠泥石和伊利石常見，并且見長石、巖屑溶蝕產生次生孔隙和油侵痕跡，按照我國石油天然氣行業標準《碎屑巖成巖階段劃分》(SY/T 5477—2003)[19]中淡水-半咸水介質環境下的碎屑巖成巖階段劃分的標準和依據，可以判定，研究區長8 儲層的成巖階段已經達到中成巖A2亞期，歷經了早成巖A 期、早成巖B 期、中成巖A1亞期和中成巖A2亞期4 個成巖期次。

4.2 成巖序列分析

根據前述成巖現象的描述和各自生礦物形態特征、相互疊置關系以及成因分析，歸納總結出研究區長8 各成巖事件出現的相對時間先后順序大致為：壓實作用—早期溶蝕—早期自生石英小晶體、石英次生加大—微晶方解石—蒙脫石、綠泥石膠結—中期含鐵方解石—有機酸注入—長石、巖屑溶解，自生高嶺石形成—油侵—晚期自生石英小晶體、硅質膠結—自生伊利石、綠泥石—晚期碳酸鹽。研究區長8 砂巖儲層的成巖共生序列見圖8。

5 孔隙類型及孔隙演化

5.1 孔隙類型

根據對鑄體薄片的觀察發現，研究區長8 砂巖儲層的孔隙整體上并不發育，主要為原生粒間孔、長石溶孔、巖屑溶孔、晶間孔和微裂縫。通過對各類孔隙占總孔隙度比例的統計發現，孔隙類型主要以原生粒間孔和長石溶孔為主(圖9)。

圖8 長8 儲層的成巖共生序列圖Fig.8 Paragenetic sequence of diagenesis of Chang 8 reservior

圖9 研究區儲層孔隙類型Fig.9 Porosity categories of reservoir in study area

5.2 孔隙演化

以平均初始孔隙度和平均現今孔隙度為界限，以成巖階段和成巖序列為格架，依據上述各成巖作用特征及其對孔隙的影響，同時結合研究區長8 構造演化史、熱史和油氣生成史(圖10)，重現了環縣-華池地區長8 儲層孔隙演變過程。

5.2.1 儲層原始孔隙度

儲層原始孔隙度可以利用Beard 和Weyl[20]提出的原始孔隙度 φ0與分選系數S0之間的經驗函數關系式φ0=20.91+22.9/S0來計算，其中，S0=(P25/P75)1/2；P25，P75分別代表粒度累計曲線上顆粒含量在25%和75%處所對應的顆粒直徑[21]。以研究區砂巖樣品的原始粒度資料為基礎，利用上述公式，最后計算出來的研究區長 8 砂巖儲層的原始孔隙度為 36.27%～39.32%，平均為38.1%。

5.2.2 壓實作用過程中孔隙演變規律

在研究壓實作用過程中的孔隙演化時，對于壓實作用造成的孔隙度減小，有的并未做量化的計算[13]；有的將其視為早期的成巖作用而作一籠統的計算[22]；還有的將其分階段分析，但量化結果并未給出相應的證據[23]。壓實作用貫穿砂巖儲層的整個成巖過程，為了使最終獲得的孔隙演變規律更加接近地質事實，有必要對壓實作用造成的減孔量進行分段定量計算。

利用Athy[11]提出的機械壓實階段孔隙度與埋深的指數關系，來恢復經歷壓實作用之后各成巖期末的孔隙度，進而對各成巖期的減孔量進行計算：

φn=φ0eah

式中：φn為剩余孔隙度；φ0為恢復砂巖的原始孔隙度(38.1%)；a 為常數(研究區的a 取-0.000 2[24])；h 為埋深。結合各成巖期的溫度界限(圖8)和埋藏史(圖10)可知：早成巖階段A 期、B 期和中成巖階段A1亞期、A2亞期的最大埋深分別為1 500，1 800，2 400 和3 000 m，代入上式，計算出經歷壓實作用之后的4 個深度點上的孔隙度分別為28.2%，26.6%，23.6%和20.9%。最后，將原始孔隙度及各深度點上的孔隙度值互減即可得出早成巖階段A 期、B 期和中成巖階段A1亞期、A2亞期中壓實作用造成的減孔量分別為9.9%，1.6%，3.0%和2.7%。

圖10 研究區儲長8 埋藏史(據長慶油田研究院)和孔隙演化史Fig.10 History of porosity evolution and burial history of Chang 8 reservoir in study area(burial history is from Research Institution of PCOC)

5.2.3 早成巖階段A 期

研究區長8 儲層所經歷的成巖溫度小于65 ℃，處于淺埋藏(＜1 500 m)成巖環境，但從未暴露地表，時期大致位于中晚三疊世延長期(約223 Ma)至中侏羅世直羅-安定期(約160 Ma)。由于早期埋深的增加，附近泥巖受到來自上覆地層的壓力，向儲層砂體中排入含CO2，HCO3-，CO32-，Ca2+及Fe2+的地層水，造成砂巖層中部分長石和巖屑的溶蝕，形成少量早期的溶蝕孔隙，而被溶蝕出來的Si 便以石英自形小晶體的形式生長于孔隙之中或以石英加大邊的形式附著生長于石英碎屑顆粒邊緣。隨著酸根離子的逐漸消耗，成巖環境逐漸向中性或弱堿性環境轉變，于是早期微晶方解石析出并占據之前形成的全部溶蝕孔隙和部分粒間孔，蒙脫石和綠泥石也逐漸形成。隨著埋深繼續增加，成巖環境溫度升高，蒙脫石開始向伊/蒙混層轉化。

在該成巖期，早期的快速埋藏和后期的相對慢速埋藏產生的壓實作用使孔隙度減少9.9%；溶蝕造成孔隙度增加微量，且均被膠結；石英自生小晶體和石英次生加大使孔隙度減少約0.3%；同時黏土礦物和微晶方解石膠結造成孔隙度損失分別約2.7%和2.3%。早成巖階段A 期末，砂巖儲層平均孔隙度降低至22.9%左右。

5.2.4 早成巖階段B 期

研究區長8 儲層處于埋深為1 500～1 800 m 的成巖環境，所經歷的成巖溫度約為65～85 ℃，時期大致位于中侏羅世直羅-安定期(約160 Ma)至早白堊世初期(約138 Ma)。由于埋深繼續增加，壓實作用強度繼續增大，成巖環境溫度繼續升高，伊/蒙混層中的蒙脫石繼續向伊利石轉化，早期微晶方解石發生重結晶作用，逐漸向中期連晶狀含鐵方解石轉變。

在該成巖期，新的膠結物均系前期膠結物的轉變，因而該期中的膠結作用對孔隙度的影響可忽略，同時，考慮到壓實作用造成的1.6%的孔隙度降低，早成巖階段B 期末，砂巖儲層平均孔隙度降低至約21.3%。

5.2.5 中成巖階段A1亞期

研究區長8 儲層處于埋深為1 800～2 400 m 的成巖環境，所經歷的成巖溫度為85～110 ℃，時期大致位于早白堊世初期(約138 Ma)至早白堊世中期(約119 Ma)。在130 Ma 左右，埋深約2 000 m 的中成巖階段A1亞期中期，開始進入大量生油階段，烴類和有機質成熟過程中產生的有機酸開始進入砂巖儲層，造成長石和富長石的巖屑溶蝕，同時生成高嶺石和SiO2，高嶺石就近沉淀在溶蝕顆粒的附近。而長石和巖屑溶蝕產生的SiO2以及蒙脫石向伊利石轉化過程中釋放的Si 則以石英自形小晶體的形式生長于溶蝕孔中或以硅質充填于孔隙之中。這樣的反應一直持續到中成巖階段A2亞期。

在該成巖期，溶蝕作用增加的凈孔隙度約為0.6%；高嶺石、晚期自生石英小晶體和硅質充填造成約2.6%的孔隙度損失；壓實作用使得孔隙度減少了3.0%。中成巖階段A1亞期末，砂巖儲層平均孔隙度降低至16.3%左右。

5.2.6 中成巖階段A2亞期

研究區長8 儲層處于埋深為2 400～3 000 m 的成巖環境，所經歷的成巖溫度為110～130 ℃，時期大致位于早白堊世中期(約119 Ma)至早白堊世末期(約100 Ma)。當有機酸逐漸被消耗，羧酸根離子大量轉化為CO32-，成巖環境也逐漸由酸性向堿性轉變。之前酸性環境下發生的溶蝕作用、高嶺石沉淀、石英自生小晶體生長以及硅質充填也逐漸停止。CO32-與孔隙水中的Ca2+，Mg2+和Fe2+反應開始生成晚期含鐵碳酸 鹽，充填大部分溶蝕孔隙和剩余粒間孔；隨著埋深的增加和溫度的升高，還會發生強烈的交代作用和鉀長石、高嶺石向伊利石和綠泥石的轉化。至早白堊世末期(約100 Ma)，埋深達到最大(約3 000 m)時，鄂爾多斯盆地開始整體抬升，大型盆地逐漸消亡[25]，成巖溫度也隨著地層的回返逐漸降低，各種化學成巖反應趨于停止。

在該成巖期，晚期含鐵碳酸鹽造成的孔隙度損失約為3.9%；自生綠泥石和自生伊利石使孔隙度減少約2.9%；壓實作用使得孔隙度減少了2.7%，因而造就了砂巖儲層現今約6.8%的平均孔隙度。

由上述孔隙模擬演變過程可知，整個成巖過程中，壓實作用和膠結作用分別使孔隙度減少了17.2%和14.7%，溶蝕作用產生了0.6%的孔隙度，最終演變出來的平均孔隙度為6.8%。但其與實測孔隙度數據的平均值(6.09%)有一定的差距，這主要有以下幾個方面的原因：1) 巖石骨架顆粒和膠結物在埋藏過程中的體積變化以及時間因素對壓實作用的影響沒有計算在內；2) 伴隨粗碎屑一起沉積下來的細粒填隙組分雖然占據了微量的孔隙，但因無法估算，也沒有計算在內；3) 樣品的差異性導致了客觀誤差，因為制作薄片的樣品與實測物性的樣品不是完全對應的；當然，人為誤差也是在所難免的。

6 結論

1) 環縣-華池地區長8 砂巖儲層巖石類型主要為成分成熟度和結構成熟度較低的巖屑砂巖和長石質巖屑砂巖，這是原始物性較差和后期破壞性成巖作用較強的物質基礎。

2) 砂巖儲層經歷的成巖作用以壓實作用、膠結作用和溶蝕作用為主，目前處于中成巖階段A2亞期，其成巖共生序列大致為：壓實作用—早期溶蝕—早期自生石英小晶體、石英次生加大—微晶方解石—蒙脫石、綠泥石膠結—中期含鐵方解石—有機酸注入—長石、巖屑溶解，自生高嶺石形成—油侵—晚期自生石英小晶體、硅質膠結—自生伊利石、綠泥石—晚期碳酸鹽。

3) 砂巖儲層的孔隙演化受成巖作用的影響重大，而成巖作用又與埋藏史關系密切。早成巖階段A 期的壓實作用和黏土礦物膠結、微晶方解石膠結以及硅質膠結使原始孔隙度降幅較大；早成巖階段B 期持續時間較短，以壓實作用為主，對孔隙度的影響較小；中成巖階段A1亞期和A2亞期發育硅質、自生黏土礦物和晚期碳酸鹽膠結，它們和壓實作用是孔隙度進一步顯著降低的主要原因，有機酸溶蝕產生了部分次生孔隙，但凈增孔效應不大，因而，最終造成了儲層現今低孔低滲-致密特征的面貌。

4) 油氣成藏主要發生在早白堊世中期[1]，此時儲層還未達到致密，孔隙度約為16.3%，具備成藏要求的較好儲集條件；到中成巖階段A2亞期末時，儲層基本達到致密化，呈現出“先成藏后致密”的特點，因此環縣-華池地區長8 油氣的勘探應該以普遍低孔低滲-致密背景下尋找相對優質儲層為重點。

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