基于正演模拟的火山岩重磁响应特征研究：以川西地区二叠系为例

潘 力，何青林，梁生贤，陈先洁，陈 文，谢光华，黎 洋，夏 青，马 乾

(1.成都理工大学 地球物理学院，四川 成都 610059；2.中国石油西南油气田分公司勘探开发研究院，四川 成都 610041；3.中国地质调查局成都地质调查中心，四川 成都 610081；4.中国石油西南油气田公司通信与信息技术中心，四川 成都 610051)

0 引 言

近年来，火山岩油气藏作为优质油气储层的增长点备受关注，国内已相继发现了一批火山岩油气藏，显示我国在火成岩油气勘探领域具有良好的前景和巨大的潜力。众多勘探科研人员通过多年攻关，发现四川盆地西南部有较厚的火山岩分布，具备形成大型油气藏的条件[1]。罗冰等[2]2019年对川西地区二叠系火山岩气藏的成藏条件进行分析，认为川西地区火山碎屑岩分布面积广，是需要集中突破的有利勘探区带。陈骁等[3]2019年基于低频保护开展火山岩目的层地震成像，结合火山岩地震响应特征，建立火山岩地震相模式。马新华等[4]2019年通过地震、测井和地质资料分析，结合勘探实践成果，对四川盆地二叠系火成岩特征、分布、储集性能及含气性进行研究，认为川西地区烃源充足、储集层发育、保存条件优越，是天然气勘探有利区。夏茂龙等[5]2020年研究了川西地区火山岩岩石组合特征，综合对比确定火山喷发环境，建立火山喷发模式。目前针对火山岩的各类研究都取得了一些成果，但也存在不少难点，比如火山岩具有明显的非均质特征，其平面展布规律在地震上识别困难[6]。国内外的相关研究表明，火山岩大都具有相对于沉积岩更高的密度和磁化率，重磁方法在圈定火山岩及断裂构造分布方面具有其独特的优势，可以取得良好的效果。火山岩与其他岩性密度、磁化率差异明显，具有良好的利用重磁资料研究火山岩的基础，采用合适的方法对重磁数据进行处理，可实现确定火山岩及其岩性分布、划分断裂构造的预期目标。本文通过重磁勘探方法在平面上刻画出川西地区二叠系火山岩大致分布范围以及可能的有利相带，为进一步开展地震勘探甚至井位选择提供更多的地球物理证据。

1 区域地质背景

受峨眉地裂运动影响，四川盆地及其相邻地区形成的峨眉山大火成岩省，是中国南方最大规模的火山岩分布区，也是中国唯一一个被国际学术界认可的大火成岩省[7]。四川盆地火成岩勘探历史最早可追溯到1966年威远地区WY25井首次钻遇2 m厚的二叠系玄武岩层。其后，1992年在周公山地区的ZG1井钻遇301.5 m厚的二叠系玄武岩层，发现了周公山二叠系玄武岩气藏，从而揭开了四川盆地火山岩气藏勘探的序幕[1]。2018年，简阳地区YT1井实现重大突破，发现了四川盆地喷溢相火山岩气藏，表明四川盆地二叠系火山岩具有巨大的勘探潜力与前景。

四川盆地内分布的火山岩相主要包括溢流相、喷溢相和火山沉积相[8](图1)。地震刻画的溢流相主要分布在川西南雅安—乐山—屏山地区，厚度由南西向北东逐渐减薄。钻井揭示成都—简阳—三台地区发育喷溢相火山岩，厚度介于200～350 m之间。火山沉积相在四川盆地分布范围较广，但由于其厚度一般较薄，地震反射特征不明显，而与火山岩不发育地区的时差一致。

图1 火山岩相分布及研究区位置图[8]Fig.1 Distribution of volcanic facies and location of the study area[8]

2 研究区地层密度与磁性参数特征

2.1 密 度

岩石物性是开展地球物理方法研究的前提，因此收集分析研究区地层密度和磁性参数开展物性统计。本文收集研究区最新测井资料和文献[9]和文献[10]中的密度和磁参数并对其进行统计分析。

四川盆地各沉积层主要存在三个密度层和两个密度界面(表1)[11]。上三叠统至新近系为一个密度层，密度为2.41～2.55 g/cm3；寒武系至中三叠统为一个密度层，密度为2.64～2.87 g/cm3；震旦系为一个密度层，密度为2.81 g/cm3。故四川盆地主要的两个密度界面分别是上三叠统与其下伏地层间、震旦系与寒武系之间的密度界面[10]。

表1 四川盆地密度统计[8] (g/cm3)Table 1 Statistics of density parameters in the Sichuan Basin[8](g/cm3)

根据测井成果，二叠系火山岩主要的岩性包括玄武岩、凝灰岩以及火山角砾岩(表2)，其中玄武岩的密度最大，主要分布在2.67～2.93 g/cm3之间；凝灰岩次之，主要分布在2.53～2.85 g/cm3之间；火山角砾岩密度最小，主要分布在2.26～2.69 g/cm3之间。

表2 研究区火成岩主要岩性密度统计(g/cm3)Table 2 Main lithological density of igneous rocks in the study area (g/cm3)

2.2 磁化率

根据露头和岩心的磁测资料(图2)，四川盆地主要有4个明显的磁性层，弱磁性的各类花岗岩、强磁性的二叠系峨眉山玄武岩、中-弱磁性的褶皱基底和强磁性的深变质结晶基底，其中目标层二叠系峨眉山玄武岩的磁化率普遍能达到1 000×10-5～10 000×10-5SI，磁性较强，与其他地层具有较大差异。这可为后续利用这种磁性差异进行火山岩分布的刻画提供物性基础。

图2 研究区主要层系磁性统计图Fig.2 Magnetic statistics of main strata in the study area据中石油东方物探公司综合物化探处在研究区及邻区实测的露头和岩心磁化率数据(内部资料)；Q.第四系；N.新近系；K2g.白垩系灌口组；K2j.白垩系夹关组；K1t.白垩系天马山组；J3p.侏罗系蓬莱镇组；J3s.侏罗系遂宁组；J2s.侏罗系沙溪庙组；T3x.三叠系须家河组；T2l.三叠系雷口坡组；T1j.三叠系嘉陵江组；T1f.三叠系飞仙关组；P2l.二叠系龙潭组；P2β.二叠系峨眉山玄武岩组；P1l.二叠系梁山组；O1h.奥陶系红花园组；2-3.中—上寒武统；1.寒武系下统；Zbd.震旦系灯影组；Zbh.震旦系洪春坪组；Zbl.震旦系喇叭港组；Zag.南华系观音崖组；Zak.南华系开建桥组；Zas.南华系苏雄组；Pteb.下元古界峨边群；Ar.太古宙

3 火山岩重磁响应特征

首先为明确重、磁场能够反映的主要地质体，我们根据文献[2]中的地震剖面设计了重、磁正演模型，密度模型中各地层剩余密度为各地层与火山岩层的密度差异；磁力模型中，根据前文论述的研究区磁性特征，设计火山岩磁化率为500×10-5SI,其余地层为0。并利用ZondGM2D进行重磁正演模拟计算。模拟计算结果显示(图3)：

(1)重力异常幅值变化范围介于-25～-14 mGal之间，最大与最小幅值相差11 mGal，这与实测剩余重力异常幅值范围(集中分布于-6～6 mGal之间)相近，说明正演模型合理；再由正演结果曲线可见(图3(a)中红色曲线)，重力异常对断裂构造(背斜)带反应清晰，表现为明显的高重力异常梯度带，异常幅值比背景场大6 mGal以上，且异常梯度陡；遗憾的是重力场对火山岩反应模糊，在火山岩尖灭部位，甚至于无明显的异常特征。

(2)磁异常幅值变化范围为-200～400 nT，主要集中于100～400 nT，这与实测ΔT幅值变化范围相近；正演结果曲线(图3(a)中蓝色曲线)显示，磁异常对背斜构造并无明显的响应特征，但对火山岩在平面上的变化范围响应敏感，在火山岩尖灭部位，磁异常陡然变低。

图3 研究区重磁正演模型及结果Fig.3 Gravity and magnetic forward modeling in the study area(a)重、磁正演模型；(b)密度模型，剩余密度单位g/cm3；(c)磁力模型，剩余磁化强度单位10-5 SI；(d)地震剖面，据罗冰等[2]

上述正演结果说明，重力场对断裂构造反演灵敏，断裂构造带表现为高重力异常梯度带，异常幅值相比背景场高6 mGal以上；磁场对火山岩平面分布范围反应灵敏，在火山岩尖灭部位，表现为陡然降低的磁异常，降幅可达100～200 nT，甚至更大。

因此，可以说研究区内的重、磁异常所反映的主要地质体不同，重力数据主要用于划分断裂构造，判别断裂规模与走向等；磁测数据则主要用于刻画火山岩在平面上的分布范围，研究火山岩在平面上的变化规律等。

3.1 火山岩磁力异常响应特征

3.1.1 不同磁化率磁性层的响应特征

假设在均匀半空间内，存在如图4(b)所示的似层状磁性体(模拟火山岩，根据地震、测井数据，工区内火山岩发育深度大致在4 000～6 000 m的深度范围，最大厚度超过400 m)，磁性体厚度400 m，对应磁化率χ分别为100×10-5SI、500×10-5SI、1 000×10-5SI。正演结果表明：当χ=100×10-5SI时，磁异常幅值为-24～38 nT；当χ=500×10-5SI时，磁异常幅值为-110～116 nT；当χ=1 000×10-5SI时，磁异常幅值为-228～345 nT。事实上，由位场正演计算公式d=Am(d为数据向量，A为核矩阵，m为磁化率或磁化强度)可知，异常幅值与磁化率或磁化强度大致呈线性相关。一般而言，要求目标地质体引起的异常幅值变化范围为均方误差的两到三倍以上；假设均方误差为5 nT，则目标体引起的磁异常幅值变化应大于15 nT。结合上述正演模拟计算结果，说明在测区内，利用磁测资料识别火山岩的前提条件是其磁化率大于500×10-5SI；再考虑到研究区属四川盆地，居民点、工业设施多，随机干扰性大，我们将有用信号放大一倍，则要求火山岩磁化率不小于1 000×10-5SI。物性测试统计结果，测区火山岩平均磁化率大于1 000×10-5SI，说明利用磁测资料识别火山岩存在物性基础。

图4 不同磁化率的正演结果Fig.4 Forward modeling results of different magnetic susceptibility

3.1.2 不同埋深磁性层的响应特征

为探讨能够通过磁异常识别火山岩的埋深变化，假设在均匀半空间内，存在图5(b)所示的三个不同埋深(其中点埋深分别为5 000 m、5 500 m、6 000 m)的似层状磁性体(模拟火山岩，对应磁化率χ均为1 000×10-5SI)，方便起见，分别命名为深埋深、中埋深、浅埋深，其中两个相邻磁性体之间的埋深相差500 m，磁性体厚度均为400 m。

结果表明，三种埋深情况下，在磁异常极大值点的幅值相差约30 nT；在磁异常极小值点的幅度相差约50 nT；在层状体的中部(图5中25 000 m处)，磁异常幅值相差仅约10 nT左右。在埋深相差500 m的情况下，其引起的磁异常幅值勉强满足大于2倍均方误差(5 nT)。说明利用磁异常判别火山岩埋深的起伏变化存在可能，但预测误差可能相对较大。

图5 不同埋深的正演结果Fig.5 Forward modeling results of different buried depths

3.1.3 不同厚度磁性层的响应特征

为了总结不同火山岩厚度的磁异常响应，我们假设在均匀半空间内，存在一磁性平板，磁化率500×10-5SI；其中，5～20 km之间的平板厚度为30 m，20～40 km之间的平板厚度为60 m，40～50 km之间的平板厚度为90 m，模型见图6。正演结果表明：当平板厚度为30 m时，磁异常幅值为2～15 nT，平均值7 nT；当平板厚度为60 m时，磁异常幅值为14～25 nT，平均值16 nT；当平板厚度为90 m时，磁异常幅值为26～58 nT，平均值38 nT。

图6 不同厚度火山岩的正演结果Fig.6 Forward modeling results of different thicknesses for volcanic rocks

上述结果说明，火山岩厚度每增加30 m，平均磁异常幅值增加20～30 nT，当火山岩厚度为400 m时，平均磁异常幅值约为300 nT。据此结果，采用图7大致表示出火山岩厚度与对应磁异常幅值之间的关系，图中灰色区域为难识别区(磁异常幅值小于15 nT)，对应火山岩厚度约小于45 m；随火山岩厚度增加，磁异常幅值大致呈线性增加，识别难度由难变易。

图7 火山岩厚度-磁异常幅值图Fig.7 Thickness vs amplitude of magnetic anomaly of volca-nic rocks

3.2 火山岩重力异常响应特征

从前文的正演结果中，可以看出重力数据主要用于划分断裂构造，对火山岩的反映并不明显。但是基底断裂发育控制了二叠系火山岩有利相带溢流相和喷溢相的展布[12-13]，那么研究重力数据对基底断裂的刻画是十分必要的。

假设存在如图8(e)所示的基底断裂(基底比沉积盖层密度大0.05 g/cm3)，在基底埋深分别为5 000 m、7 000 m与10 000 m，断距分别为100 m、200 m、500 m与1 000 m情况下，正演计算结果显示：

(1)在相同断距下，随基底埋深变深，异常幅值变化范围逐渐变小，但不同基底埋深之间引起的异常幅值差异并不大，在断距1 000 m情况下(异常幅值相差最大的情况下)，最大相差仅约0.15 mGal(图8(d)、表3)。

图8 不同埋深、不同断距基底断裂的重力正演结果Fig.8 Gravity forward modeling results of basement faults at different depths and fault displacements

(2)引起异常幅值变化最大的是断距，见图8(a)—(c)和表3，在断距相差500 m的情况下，最大变化达约1 mGal。

一般情况下，要求目标地质体引起的异常幅值变化范围为均方误差的两到三倍以上；假设经过各项改正后的布格重力异常均方误差为± 0.150 mGal，则目标体引起的重力异常幅值变化应大于0.3 mGal以上。再对照表3可知，测区内可识别的基底断裂的断距应当大于200 m。需要强调的是，上述判断仅基于沉积盖层与基底之间的密度差为0.05 g/cm3；根据重力正演公式，若盖层与基底密度差为0.1 g/cm3，则可识别的基底断裂断距应≥100 m；若盖层与基底密度差为0.15 g/cm3，则可识别的基底断裂断距≥50 m。

表3 不同基底埋深、不同断距情况下最大异常幅值Table 3 Maximum abnormal amplitude under different basement depths and different fault displacements

4 重磁实际资料处理及解释

本文采用的重、磁数据均为2019年实测获得，面积16 000 km2，数据网格500 m×500 m，共计64 480个重力和磁测点。

4.1 基底断裂识别

正演模拟结果表明，测区重力场对断裂构造的反应明显敏感于磁场。因此，在断裂构造识别方面，我们以各类重力异常场为主。再结合测区已知断裂构造的重力异常场特征，总结出以下识别断裂构造的重力异常场标志：线性延伸的异常梯级带；异常等值线规则性扭曲、错断部位；两侧异常特征呈明显不同的分界线；局部异常的分界线；在水平梯度模量上，呈线性异常的轴线或线性排列的正异常的连线。

根据各类重力异常场特征，共解译出基底断裂12条(图9)，共计6组。其中SN向断裂1组(Ft10-Ft11)，其余5组均为NE向。断裂构造全部分布于研究区西南部，研究区北东部无明显的断裂构造痕迹，表明研究区北东部可能无深大断裂发育。

图9 研究区剩余重力异常水平梯度模量(单位：10-3mGal/m)与断裂构造关系图Fig.9 Relationship between the horizontal gradient modulus of residual gravity anomaly and the fault structure in the study area (unit:10-3 mGal/m)

根据剩余重力异常的不同上延高度后的水平梯度模量，推测断裂规模、深度从大到小依次为：Ft0-Ft1、Ft8-Ft9、Ft10-Ft11、Ft4-Ft5、Ft2-Ft3、Ft6-Ft7。其中前3组显示出明显的剩余重力异常梯级带，为区域性断裂，并可能切穿上部沉积盖层，深达结晶基底；后3组剩余重力异常梯级带较为模糊，为次级断裂。

4.2 火山岩识别

正如前文物性分析及正演模拟中所阐述的，在研究区中只有目的层二叠系火山岩和结晶基底具有强磁性，且可分辨的物性基础较好，故利用磁测资料来刻画火山岩分布是较为有利的。从化极后的磁力异常图中(图10)可以看出，研究区西南部的高磁异常总体呈NE向宽缓的带状展布，异常幅值较小，梯度缓，结合该地区构造特征，认为在该区火山岩应是沿断裂呈裂隙式喷发；而研究区北东部的高磁异常呈近等轴椭圆状，应是该区火山岩呈中心式爆发的表现。高磁异常特征与实钻井揭示的火山岩厚度有较好的一致性，位于爆发相的YT1井、TF2井火山岩厚度较大，处在高磁异常区，位于溢流相的Y1井火山岩厚度较薄，处于次高磁异常区，位于火山沉积相的NC2井基本不发育火山岩，处于低磁异常区。

图10 研究区化极后磁力异常图(单位：nT)Fig.10 Magnetic anomaly map after reduced to pole in the study area (unit:nT)

5 结 论

(1)利用火山岩的重磁正演模拟计算表明，重力异常和磁力异常主要针对的地质目标不同，重力异常能识别出深大断裂构造，而深大断裂构造发育情况直接控制了火山岩的分布特征，磁力异常可以直接刻画出火山岩的平面展布特征，并且识别能力较强，可以直接识别出厚度超过45 m的火山岩。

(2)重力异常解译出的断裂构造特征与磁力异常识别出的火山岩分布特征均与现有认识相符，且断裂构造特征与火山岩分布特征具有关联性，进一步说明断裂构造控制了火山岩的分布，同时也表明通过重磁勘探可以对火山岩进行识别与刻画。

(3)重磁勘探虽在分辨率上不及地震勘探，但其成本较低，且对于火山岩平面展布的识别具有一定优势，因此可利用重磁勘探进行前期有利靶区的快速识别，以及作为地震勘探困难区的必要补充。