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子洲气田文献综述new
子洲气田文献综述
1.区域概况
鄂尔多斯盆地是华北克拉通中最稳定的一个块体,亦称陕甘宁盆地。
它位于中国大陆的中西部,是一个稳定沉降、坳陷迁移、扭动明显的多旋回沉积型克拉通类含油气盆地[石油地质志,1992]。
在地质历史中,鄂尔多斯盆地经历了早古生代陆表海、晚古生代滨海平原、中生代内陆湖盆和新生代周边断陷四个发育阶段鄂尔多斯盆地整个古生代经历了早古生代海相碳酸盐岩沉积环境,而晚古生代从石炭纪到二叠纪经历了一个由海陆过渡环境转变为陆相环境的过程,古气候经历了晚石炭世温暖潮湿、早二叠世温热潮湿到晚二叠世干热气候的演化过程[1]。
子洲气田地处陕西省榆林市境内，包含子洲、米脂、绥德、横山四县，西北与榆林气田接壤，北部与米脂气田叠合。
区域构造术语鄂尔多斯盆地陕北斜坡中东部。
本区位于上古生界生烃中心，生烃强度大（40×108m3/km2），气源充足，成藏条件有利，具有广阔的勘探前景。
区域构造图行政区划图
2.气藏地质特征
伊陕斜坡位于鄂尔多斯盆地中部，也称陕北斜坡，主要形成时期为早白垩世，整体呈一西倾单斜，倾角不到1°。
伊陕斜坡晚元古代到早古生代早期为隆起剥蚀区，到中晚寒武世开始接受海相沉积，发育了一套厚550一1000m的海相沉积。
中奥陶世至早石炭世再次抬升接受剥蚀，晚石炭世开始接受海陆交互相以及陆相沉积[2]。
子洲气田位于伊陕斜坡东端，是一个面积约5000km2的低渗、低丰度、低产的复杂气藏。
主要发育上古生界二叠系石盒子组1和山西组山2段大型河流-三角洲砂岩岩性-构造圈闭气藏。
根据地震山2底部反射层及钻井资料分析（图1）,子洲气田区域构造为一宽缓的西倾斜坡,坡降一般3-10m/km。
在单斜背子景上发育着多排近北东向的低缓鼻隆,鼻隆幅度一般在10m~20m左右,宽度为3km~6km。
楡30井区由北而南发育楡48-18、榆143、榆71、榆30、榆58-楡44、榆69-输64、榆48等多排鼻隆构造。
钻探结果证实,这些低缓的鼻隆构造对天然气的聚集不起控制作用。
[11]
2.1地层、岩性、电性、沉积特征
本次研究区位于盆地伊陕斜坡之上，上古生界顶部与中生界地层整合接触，底部与下古生界地层呈平行不整合接触，中间缺失了中上奥陶统、志留系和泥盆系以及下石炭统地层，上古生界地层内部连续沉积，且均为整合接触，经历了由海到陆、从河到湖的沉积环境转变[3]。
地层自下而上发育有石炭系本溪组、二叠系太原组、山西组、下石盒子组、上石盒子组与石千峰组（表2–1）。
2.1.1上覆地层-下统刘家沟组
一般厚度为220～320米，浅灰色、灰紫色中粒长石砂岩夹暗棕、紫红色泥岩间互。
下部为一套成熟度低的紫灰色含砾中粒长石砂岩。
洛川地区（延安市南部）底部含3层荧光－油迹浅灰色细砂岩、伴生0.15－1.5ppm硫化氢有毒有害气体[5]。
1）岩性：
上部为浅肉红色、下部为浅棕色细砂岩夹杂色泥岩。
底部主要为一套砂岩，浅红、肉红。
现场中可见红色泥岩和深色泥岩，其中大量深灰色泥岩也有，细看很好的磨圆，表现为以前地层泥岩没有被带上来。
当岩屑中连续出现较厚层、纯的泥岩时，即进入石千峰组，其泥岩也为棕红色，钻时上刘家沟底的钻时砂泥岩分别不大，同为15～17分之间。
2）电性：
电阻率呈中～低值，井径规则，声速曲线变化平缓，自然伽玛曲线呈锯齿状。
3）分层依据：
进入本组地层泥岩色杂，砂岩成分中自上而下长石含量减少，石英含量增高，底部砂岩发育，电性特征明显。
与上伏石千峰组地层呈假整合接触。
2.1.2石千峰组
一般厚度为250～300米，上部棕红、紫红、紫灰色泥岩夹紫红、暗紫红、浅灰色中-细粒长石砂岩，下部为桔红、紫红、浅灰的不等粒长石砂岩、底部砾状长石砂岩。
1）岩性：
上部为棕色、棕褐色泥岩、砂质泥岩夹浅棕、浅灰色细纱岩.中部为棕褐色、棕红色泥岩与浅棕、浅灰、灰白色细纱岩互层。
下部为浅灰色细粉砂岩与暗棕色泥岩呈不等互层。
砂岩成分以石英为主，长石次之，半棱角-次圆状，泥质与铁质胶结，较疏松-致密。
泥岩质纯，具吸水性及可塑性。
2）电性：
电阻率为中-高值，井径不规则，自然伽玛曲线高低值变化大，对砂泥岩分辨明显。
3）分层依据：
进入本组地层泥岩颜色以红为主，电阻明显高于石盒子组；
进入石千峰组后，为大段的紫红色泥岩夹紫红色中-细粒长石砂岩，泥岩质纯。
色泽鲜艳醒目，以红色为主。
在电性上自然伽马、电阻率曲线幅度差异极为明显，声速曲线在泥岩段呈高峰锯齿状，与上覆刘家沟组在岩电性上均形成鲜明对比。
该标志层在全盆地范围内均可对比，为一个
区域标志层。
底部砾状长石砂岩长石含量28-50％，酸性斜长石具清晰的钠长石双晶。
正长石颗粒破碎，大小不均，形状不规则，轮廓模糊。
砂岩孔隙主要为复合型粒间孔，中东部天然气勘探中有气显示。
本组与下伏二叠系中统石盒子组地层呈整合接触。
2.1.3石盒子组
二叠系中统上石盒子组、下石盒子组
1）岩性：
上部为暗棕色泥岩夹浅灰、灰白色砂岩；中部为暗棕色、浅灰色泥岩与灰绿、灰色砂岩互层，下部属半氧化环境下的内陆河流相沉积。
按岩性组合自上而下分为四个沉积正旋回-盒5~8，每个旋回一般都是由总厚度5~35米的一至三个砂层，其上封盖20~60米座有的泥质岩组成。
盒7盒8砂岩发育，厚度大、泥岩薄，砂岩以浅灰、灰绿色长石、岩屑质石英砂岩居多，中~粗粒~不等粒为主，自上而下由细变粗，由北至南变细，厚度140~160米。
2）电性：
电阻率为低值，成小锯齿状，井径不规则，自然伽玛曲线高低值变化明显。
3、分层依据：
进入本组地层泥岩大段出现，砂岩颜色边浅，电阻率明显低于山西组；与下伏山西组地层呈整合接触。
石盒子组地层属半氧化环境下的内陆河流相沉积。
总厚120-266m，根据砂泥岩组成的沉积地层旋回可分为盒-盒8四个岩性段。
石盒子组砂岩岩性为：
灰绿色岩屑石英砂岩，砂岩泥质含量少，粘土平均含量6-12％，以高岭石、伊利石、绿泥石为主，胶结类型为再生-孔隙式，其中高岭石晶间孔普遍存在，次生加大的石英起到了骨架支撑作用，使其成为最普遍的储集空间，层理构造发育，常见的有大型板状斜层理和交错层理，由于物性普遍较好而形成找气的主要目的层。
依此也可反映出区内受当初湖侵湖退作用影响形成三角洲相沉积在岩性剖面上组合变化规律。
榆林、子洲一带下石盒子均见到灰白色中砂质粗粒长石石英砂岩，长石含量10-18％，正常约占长石含量的三分之二。
因泥化作用，多数颗粒表面风化为黄褐色雾状。
颗粒破碎，大小不均，形状不规则，轮廓模糊，且普遍有长石粒内孔。
石盒子组每套储盖组合一般都是由总厚度5-35m的一至三个砂层，其上封盖20-60m泥质岩组成。
盒7、盒8砂岩发育，厚度大，泥岩薄。
砂岩为浅灰色岩屑石英砂岩、岩屑砂岩。
粒度以中-粗粒、不等粒为主，自上而下变粗（中-北部普遍含砾），由北向南变细。
尤其盒8砂岩（骆驼脖砂岩）属典型的泛滥型网状河、曲流河交互沉积。
由于河身不固定，河道弯曲小，侧向迁移速度快，堆积充填快，砂体往往为多期叠加，大面积分布。
进入盒7，河道萎缩，迁移，汛期减弱，砂体逐渐变薄（一般小于15m），边滩、心滩砂岩不发育，天然堤，决口扇砂体，厚度5m左右。
盒7级以上砂岩为透镜状零星分布，复合连片性差（常见成熟度低的细-中粒岩屑砂岩，杂基含量高，物性差，孔隙度一般小于6％，渗透率效益0.4*10-3。
只有盒7一些厚度大的心滩，边滩砂岩中，孔隙可达12.2％（陕123井）。
石盒子组普见被方解石和高岭石交代的碎屑，他们是因长石和岩屑相应不稳定而被交代的缘故。
本组与下伏二叠系下统山西组地层呈整合接触。
2.1.4山西组
1）岩性：
上部为灰、褐灰色泥岩、沙质泥岩夹浅灰、灰白色细砂岩；下部为灰、深灰色泥岩、沙质泥岩夹灰白色细砂岩，碳质泥岩及煤层，是一套海退厚的湖洛相三角洲平原相沉积。
砂岩成分以石英为主，长石次之，菱角-次圆状，泥质胶结，较致密-较疏松；泥岩质纯，较硬，具吸水性及可塑性好-差。
2）电性：
电阻率呈高值，井径不规则，声速曲线上部平缓，下部起伏变化大，呈尖齿状，自然伽玛成中高—值。
3）分层依据：
进入本组地层泥岩颜色加深，有煤层，碳质泥岩出现气测基值抬高，电性上表现为高电阻、高伽玛。
与上伏地层太原组呈假整合接触。
一般厚度60－90-120m，改组湖泊沼泽相、湖成三角洲平原相两大沉积体系。
根据沉积的韵律及岩性序列依次分为山1、山2上下两段（如图）。
山西组砂岩一般孔径很小，平均9.63-12.8um，喉道窄，平均喉道宽0.316um，裂隙少，一般为构造应力缝和层理缝，长1000-10um。
本组与下伏二叠系下统太原组地层呈整合接触。
2.1.5太原组
1）岩性：
灰褐、深灰色泥晶灰岩与黑色碳质泥岩及煤层互层，低部夹灰白色粉砂岩。
灰岩：
成分主要为方解石，见少量陆源碎屑，遇盐酸反映剧烈，具贝壳状断口。
砂岩成分以石英为主，长石次之，半菱角状，泥质胶结软疏松。
2）电性：
电阻率自上而下由高变低，井径较规则，声速曲线顶部明显低于山西组，呈减峰状，自然伽玛值低。
3）分层依据：
本组地层顶部灰岩为一重要标志，电性特征明显。
太原组一般厚10－60-80m，与下伏本溪组呈整合接触，沉积环境为连续演化，为一套本溪组沉背景下的水退式海陆交互相沉积，陆标浅海控制着该地层的沉积和发展。
（2000年长庆油田已将长庆石油勘探局划分的原太2地层划为本1地层）
此层的标志层很多，有：
东大窑灰岩、七里沟砂岩、斜道灰岩、毛儿沟灰岩、庙沟灰岩。
还有油田现已划分为本1段的9#煤层、吴家峪灰岩、晋祠砂岩。
长庆石油勘探局根据沉积组合韵律及岩性、电性变化原分为上下两层：
上段太1，为区域海浸形成的含生屑灰岩继海退形成的泥岩和薄煤层，并且灰岩、泥岩和煤岩组成四个次级旋回，层内还有火山系、玻屑凝灰岩：
下段太2以砂岩为主，岩性为灰白色石英砂岩，夹有少量岩屑，底部夹有3-5m的可采煤层，其煤层则是与下伏本溪组分界的标志层。
太1与太2的区别是以薄层凝灰岩做太1底，最后的一个煤层做太2的顶部，反映在电测曲线上灰岩及煤层为高阻值。
太原组砂岩极不发育，砂岩层厚2-7m,石英的含量一般均在90%以上。
其主要的特点是硅质再生式胶结为主。
另一特征是普见铁白云石充填，局部见有球粒状、放射性和麻绳状的自形晶菱铁矿，显然是交代成因所致。
太原组灰岩主要为生物碎屑泥晶灰岩、生物碎屑，其次是棱角-半棱角状的蜓科、有孔虫、苔藓虫、腕足，腹足、瓣鳃、三叶虫、棘皮、介形虫、牙形刺以及藻类等。
这些化石除苔藓虫外，都经过位移，这反映了海水具有双向流动潮汐作用的性质：
二是长条骨挪（如海百合茎），定向排列，这反映沉积时水体有一定动荡条件。
本组与下伏石炭系上统本溪组地层呈整合接触。
2.1.6上古生界石炭系
本溪组
1）岩性：
是在海陆边互频繁背景下的添平补齐，快速沉积的产物，岩性较杂，泥岩、石英砂岩、煤层、薄层灰岩、透镜体铁铝土岩。
砂岩成分以石英为主，长石次之，次圆状，泥质胶结，疏松。
泥岩质纯，具吸水性及可塑性差，较硬。
2）电性：
低电阻，自然伽玛高值，井径较规则。
3）分层依据：
进入本组地层以大段灰黑色泥岩为主，电性上与下伏地层形成明显分界。
本溪组地层厚度10一40m，自东向西超覆于下古生界奥陶系风化壳之上。
岩性复杂，主要为泥质岩夹煤层、生物灰岩、铝土岩等。
仅在局部地区岩奥陶系风化壳古侵蚀底凹带及沟槽沉积各类海退、潮汐沙丘、砂蛆、砂坝，直接覆盖于风化面上，并沿古沟槽分布。
本溪组在盆底内根据沉积序列及岩性电性组合变化规律由上而下可分为本1和本2两段。
（2000年，长庆石油已将长庆石油勘探局划分的原本1和本2地层划分为本2地层）底部本2段为铁铝质泥岩和奥陶系区分，测井曲线明显低阻和高自然珈玛值；上部本1段为一套局部夹生物灰岩及煤线的砂岩，表明是海路频繁交互背景下的填平补齐快速沉积的产物。
本溪组砂层主要由网状河，低弯度曲流河沉积的条带状、网状心滩、边滩、天然堤、决口山砂体组成。
砂岩由河控、海浪双重作用形成，多为分选好的中一细粒石英砂石，铁白云石胶结。
但沉积层序差，各井之间不易对比，厚度3一34米之间，孔隙度2一12.01%之间，渗透率0.1一1.48*10-3µm2。
本组与下伏下古生界奥陶系上统马家沟组地层呈不整合接触。
2.3构造特征
鄂尔多斯地块是华北克拉通的一部分,也是其中最稳定的一个块体,亦称陕甘宁盆地。
它位于中国大陆的中西部,是一个稳定沉降、坳陷迁移、扭动明显的多旋回沉积型克拉通类含油气盆地。
根据地质构造层和沉积古地理环境,可将该盆地地质构造演化、发展分为五大阶段:
中晚元古代拗拉谷、早古生代浅海台地、晚古生代滨海平原、中生代内陆盆地和新生代周边断陷五个阶段。
早古生代浅海台地阶段:
鄂尔多斯地区在早古生代经历了三次海进和海退鄂尔多斯地区被残存的拗拉谷夹持,南北被加里东地槽控制,形成了北高南低、中间高、东西两侧低的古地貌背景,沉积了浅海台地相碳酸盐岩。
奥陶纪末,加里东运动使全区抬升,缺失了志留系、泥盆系及下石炭统,沉积间断1亿年以上,形成奥陶系顶部风化层。
3.油气成藏
3.1物源分析
鄂尔多斯盆地晚古生代陆源碎屑沉积物具有多物源供给的特点[9],其物源包括北方的阴山古陆、西南方的六盘山古陆及南方的祁连一秦岭古陆。
由于盆地周缘物源山系的构造活动和母岩质存在很大的差异,造成鄂尔多斯盆地不同部位上古生界储层的岩石学特征、重矿物组合、砂体展布、古地理格局及古流向等均有明显的差别。
砂岩类型及特征
1.本溪组
以石英砂岩、岩屑石英砂岩为主,少量岩屑砂岩,磨圆度以次棱、次棱-次圆状为1毛,以孔隙式、加大-孔隙式胶结,分选好-中,砂岩粒度一般为.041~1.06mm,最大1.28mm（表3-2）。
2.太原组
主要为岩屑石英砂岩、岩屑砂岩、石英砂岩,分选好-中,磨圆次棱-次圆,砂岩中碎屑成分以石英、岩屑为主,岩屑含量较本溪组有所升高,基本不含长石（仅为0.4%）,砂岩粒度一般为0.43~0.92mm,最大1.35mm（表3-2）。
3.山西组
岩石以中-粗砂岩、含砾粗砂岩、粗-巨粒砂岩为主,其次为细-中粒砂岩、细粒砂岩,少量砾质砂岩或细砾岩。
砂岩粒度-般为0.39~0.98mm,最大1.41mm,砂岩分选较好,磨圆度多为次棱角状及次圆状,分选好-中等,颗粒支撑,颗粒间接触关系以线接触为主,粒间粘土杂基充填,但杂基含量较低,普遍低于15%。
粒间胶结物主要见方解石,但含量较低,仅局部层段方解石胶结并交代碎屑成为钙质砂岩（表3-2）。
砂岩中碎屑成分以石英、岩屑为主,长石较少（含量<2%）,且部分或大部分蚀变为高岭石。
砂岩类型以岩屑砂岩、石英砂岩为主,次为岩屑石英砂岩,较少量长石砂岩。
石英含量在不同层位有所变化,纯石英砂岩主要出现在山:
段,尤其以山23最为发育,石英含量最高可达100%。
在山西组内部,由下向上石英含量减少,在山1段上要为岩屑砂岩和岩屑石英砂岩（表3-2）。
4.盒8段
主要为含砾不等粒砂岩、含砾粗砂岩、巨-粗粒砂岩、细砾岩,砂岩粒度一般为0.45~1.30mm,最大1.91mm。
分选好-中,分选中-差的砂岩占3.9%,分选差的砂岩占一定比例（23.5%）,以孔隙式胶结和孔隙-加大胶结为主,砂岩主要为岩屑砂岩、岩屑石英砂岩,少量石英砂岩及长石岩屑砂岩,长石含量较少（平均1.6%）,岩屑较山西组高,在盒8段内,从下向上粒度变小,石英含量增加,相应地,盒82气层组的岩屑石英砂岩含量较盒81高。
本溪组、太原组基本不含长石,山西组及盒8段砂岩中长石含量普遍较低,所见长石多为钾长石类,如正长石、微斜长石和条纹长石,斜长石较少。
主要为来自中酸性岩浆岩和火山岩的双晶纹细而密的中酸性长石。
长石高岭石化严重,大部分长石已蚀变为高岭石。
长石蚀变为高岭石,保持长石颗粒外形,部分受挤压后变形呈假杂基状。
此类高岭石生长紧密,晶间隙极小,一般镜下不易观察到。
它们是研究区山西组及盒8段砂岩中高岭石的主要来源（表3-2）。
同时,从本次的分析结果来看（表3-5）,从本溪组-盒8段,石英含量由降低的趋势,而岩屑和长石有增高的趋势,而在各气层组内部,石英及岩屑的这种趋势又有-定的偏差,也有可能受各气层组的样品数量限制,但整体上显示出本区从石炭系-二叠系砂岩的成份成熟度和结构成熟度均有由高变低的趋势,这一变化不仅暗示了不同时期来源物成份有-定的差异,也说明了母岩成份与各时期构造背景、占地形特征和古地理格局密切相关,石炭纪时,研究区受海侵影响,岸线外移,大部分来源于元占界的物质注入盆地,搬运距离相对较长,且又受波浪、潮流的反复改造,砂体的成份和结构成熟度相对较高;而二叠纪,由于北缘古陆大副上升,水系活跃,来源于太古界、元古界等物质大量卸入盆地,搬运距离短,所以,砂体的成份成熟度和结构成熟度变差。
[10]
上古生界烃源岩属海陆交互相含煤岩系,层位上主要分布于本溪组、太原组和山西组,平面上呈现。
广覆型。
分布,烃源岩全盆地均有分布,盆地东部和盆地西部厚度最大,盆地中部相对较薄,总体上分布比较稳定[7]。
煤岩、暗色泥岩和灰岩是烃源岩的基本岩类,其中煤岩和暗色泥岩是上古生界最重要的烃源岩。
3.2储层
通过综合应用地质、测井、地震、钻探资料进行分析,认为上古生界碎屑岩储层成因类型包括:
潮汐水道砂体、砂坪砂体、三角洲平原河道砂体、前缘水下分流河道砂体、河口坝砂体、远砂坝砂体,其中潮汐水道砂体、平原河道砂体、前缘分流河道砂体是主要的储集体。
区内上古生界发育石炭系和二叠系，缺失泥盆系和石炭系下统，使上石炭统本溪组假整合于下古生界奥陶系马家沟组之上，二叠系发育下统的太原组、山西组、下石盒子组合上统的上石盒子组合石千峰组，其中太原组、山西组和下石盒子组是本区碎屑岩的主要勘探目的层系。
晚石炭世由于海侵范围扩大，研究区处于海陆过渡环境中，碎屑潮坪沉积发育，太原组碎屑岩-套温暖潮湿气候下的潮间、泥坪、含煤沼泽沉积。
晚石炭世末期，由于海西运动的影响，鄂尔多斯盆地上升为陆，海水已从东、西两侧退出本区，沉积环境演变为陆相环境，形成了一套湖成三角洲沉积体系。
山西组湖成三角洲以三角洲平原、前缘为主，河道、河道间洼地、含煤沼泽、河道间湾发育。
下石盒子组的湖成三角洲仍以三角洲平原、前缘为主，但气候炎热干燥，湖平面有所下降。
3.2.3山西组
山1段厚40-50m，由分流河道相岩屑含气细砂岩与灰绿色泥岩及灰黑色泥岩、碳质泥岩组成：
砂层厚度2-10m，主要岩性为灰色或浅灰色中粒岩屑石英砂岩，岩屑在山西组中含量8-22％，除燧石，多晶石英岩外，主要是凝灰质火山碎屑岩、千枚岩粉砂岩或泥岩，柔性浅变质岩经压实的塑性变形尤为突出，具结构成熟度低，成分成熟度高的特点。
砂岩中白云母和绢云母的含量明显增加，中性交错层理发育，普见碳屑。
伊利石和绢云母孔隙式胶结为主，伊利式晶体多为毛发状，纤维状。
蚀变矿物绢云母在山西组砂岩中常见粘土矿物，含量2-5％，大多成密集的鳞片状，石英次生加大普遍，再生-孔隙式胶结，高岭石含量3-8％，岩石较石盒子致密，但高岭石晶间孔仍为砂层中理想的储集空间。
山2段以湖泊沼泽相煤系为主。
含气细砂岩夹煤层、煤线及黑色碳质泥岩泥岩、碳质粉砂岩，由于砂岩（北砂沟砂岩）中富含高岭石、白云母及岩屑组分，所以易于与下伏的太原组滨海相纯砂岩区别，同时山2段电测反映的高时差、大井径及低密度也与山1段的平缓曲线易于区分，与石盒子组相比，双侧向电阻率值增高，具2层媒及煤层对应声波曲线呈尖峰状，自然伽马呈锯齿状起伏。
由于沉积物来自盆地北部，上、下部的砂体均呈北东-西南向条带状、透镜状分布。
岩性主要为粗-中粒石英砂岩，厚度5-30m。
前缘砂石经过的河流、波浪、潮汐反复作用后形成的，具有质地纯，分选好、岩屑少、成熟度高的特点，高岭石大多分布于孔隙之中，以集合体形成出现，呈蠕虫状，书页状及手风琴状，晶形发育较好，呈典型的假六方片状。
其发育的晶间孔和高岭石被溶流失后形成的粒间孔是气层的主要储集空间。
有较好的储集物性。
福4井具5层含气细砂岩及2层含气煤。
孔隙度-般5-8％，最高为13％（陕67井），渗透率大于0.4*10-3。
3.2.3.1山23气层组
对子洲地区山西组山23段储层的岩心样本的实测物性资料进行统计，得到了如下物性统计表格。
[12]
山23期在研究区的北部发育三支水系,总体从北往南推进（图4—15）。
第-支为榆81井-榆47井-榆39井水系,砂地比值为30%—50%,河道较宽,约为12km,在榆143井处河道最宽达15km;第二支为榆10井—榆18井—镇川2井—榆39井水系,砂地比值比第—支水系的低,—般为30%~40%,仅在榆39井附近达50%,河道宽度为8~10km;第三支水系为米11井—榆4井—米14井,砂地比值较低,为30%—40%,河道宽度约为10恤。
这三支水系在子洲—十里铺地区汇合,之后又分叉为两支水下分流河道。
第-支为榆64井—老君殿—榆67井水系,河道很宽,为10~15km,砂地比值为30%~50%;第二支为榆75井—榆60井—榆92井水系,河道宽度变化小,约为13km,砂地比值为30%~50%。
[6]
沉积相带控制砂体的发育,因此在河道发育的地方,相应的砂体也发育。
该期砂体总体上呈南北向条带状分布,砂/地值为30~50%,砂厚为3~15m,局部地区砂体厚度大于15m（如榆39井处水下分流河道砂体厚度达28.9m）,包括以下几个井区:
榆81井—榆47井—榆29井—榆56井井区,洲16—22井—洲19—20井—洲21-21井井区,洲20-26井—榆45井井区,米4井—铺1井—榆75井—洲30—44井—榆39井井区,榆64井附近山23气层组的砂/地值高,砂体厚度大,因而是良好的储集层,也是山西组的主力产气组（图4—16）。
影响和控制储层发育的主要因素包括沉积作用、成岩作用和构造作用。
沉积作用控制储集岩体的发育和分布,影响着储层的基本形态和所经历的成岩作用类型和强度,是控制储层发育的主导因素。
成岩作用决定了储层内部储集空间特征和储集性能。
沉积作用对储层的控制-方面表现在粒度和岩性的变化上,另一方面反映在沉积微相上。
成岩作用对储层产生的不利因素主要为压实作用和胶结作用,有利因素主要为溶解作用和蚀变重结晶作用。
3.2.4下石盒子组盒8段
盒8段储层孔隙度0.58%~14.79%，平均5.32%；渗透率（0.042~0．95）×10－３μｍ２，平均0.28×10－３μｍ２。
因此，子洲气田北部盒8段储层属于典型的低孔超低渗储层。
储层以岩屑石英砂岩和岩屑砂岩为主，岩屑以变质岩屑为主；原生粒间孔不发育，主要发育次生孔隙，以岩屑溶孔和晶间孔为主，孔喉分选差，分布不均匀。
而溶蚀作用是形成次生孔隙、改善储层物性的主要成岩作用类型。
通过子洲气田北部盒8段储层成岩相的划分的分析可以看出，粒间孔＋石英弱加大胶结溶蚀相、晶间孔＋岩屑溶蚀相、高岭石＋石英加大胶结溶蚀相和杂基微孔溶蚀相为有利成岩相，而水云母胶结交代微孔相、钙质胶结交代致密相与机械压实致密相为不利成岩相。
[13]
下石盒子组盒。
段主要为一套辫状河三角洲前缘沉积,岩性为浅灰色含砾粗
砂岩、灰色中~粗粒砂岩、灰绿色岩屑石英砂岩及灰色、深灰色泥岩及粉砂质泥
岩。
粒度较粗,物性较好,是本区上古生界主力产气层段之一。
根据沉积旋回划分
从下到上划分为盒82段和盒81段。
[15]
1.下石盒子组盒82段
地层厚9.6~37.7m,平均28.9m,是辫状河三角洲水下分流河道沉积最发育的时期。
从研究区西北到东南,地层厚度变薄,水下分流河道位置与地层厚度高值区有较好的对关系。
岩性主要为浅灰绿色、灰色含砾中一粗砂岩、灰色细砂岩夹灰色及杂色泥岩。
由3-5层砂岩组成,厚度多为8~12m,砂体分布广,多呈块状、叠置连片状产出。
砂岩底部冲刷面较普遍,从曲线形态上看下粗上细,底部砂岩比较稳定,厚度为5~10m,自然伽玛曲线为钟状或箱状,与下部地层较易区分;在岩芯中,砂岩为浅灰绿色,含砾石,粒径较大,与山西组顶部的深灰色泥岩、粉砂质泥岩差别
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