川西地区二叠系热碎屑流火山岩发育特征及其油气地质意义

彭浩 ，尹成，何青林，夏国勇，刘勇，马廷虎，陈康，刘冉，苏旺

（1. 西南石油大学，成都 610500；2. 中国石油西南油气田公司开发事业部，成都 610051；3. 中国石油西南油气田公司勘探开发研究院，成都 610000；4. 中国石油西南油气田公司气田开发管理部，成都 610000；5. 中国石油勘探开发研究院，北京 100083）

0 引言

热碎屑流一词最早由Shigeo Aramaki于1961年提出，是指火山爆发产生的炽热碎屑物和高温气体组成的高密度碎屑流，是由普林尼喷发柱坍塌后形成的高密度流体，沿火山斜坡或低洼地带流动运移定位的地质体[1]。衣健[2]通过对长白山天池火山碎屑流堆积相特征的研究，再次提出由普林尼式火山喷发柱垮塌产生的火山碎屑流属于重力流的一种，集火山岩块、角砾等粗碎屑和火山灰共同搬运并堆积是其基本特征。

中—晚二叠世期间的东吴运动导致中国西南地区发生强烈的火山喷发事件，在云、贵、川地区形成了巨厚的“峨眉山火山岩”（Emeishan traps），分布面积超过50×104km2[3]，它影响着中国西南地区相应时期的海陆变迁、沉积和油气形成，受到了国内外学者的广泛关注[4]。四川盆地火山岩油气勘探始于1966年威远地区，截至2020年，全盆地钻遇火山岩井500余口。2018年12月16日，川西简阳地区YT1井火山岩勘探获得约20×104m3高产气流，这是四川盆地首次在广泛分布的基性火山岩中发现爆发相热碎屑流火山岩孔隙型储集层。YT1井区二叠系火山岩气藏初步预测含气面积超过500 km2，具有厚度大、储集层物性好、压力高的特点，为中产、高丰度、超深层的无硫、大型天然气气藏，展示出良好的天然气勘探前景[5-6]。

本文以四川盆地川西地区为重点，利用盐津木杆镇、盐津撒鱼沱、珙泉镇南等野外露头以及YT1、TF2、TF8等钻井资料，通过岩石薄片及矿物组分、扫描电镜、高压物性等分析，开展热碎屑流火山岩岩石学特征及储集层研究，分析其火山岩堆积从近火山口到远火山口的热碎屑流堆积过程，进而根据堆积序列的空间变化，建立火山岩热碎屑流的搬运和堆积模式。通过地质、地球物理等多种手段结合，预测川西地区热碎屑流火山岩的分布，评价川西地区热碎屑流火山岩的发育特征及勘探潜力。

1 区域地质背景

“峨眉山火山岩”位于扬子板块西缘，紧邻三江构造带，总体上处于太平洋构造域与特提斯构造域的交接部位，地质构造复杂[7]。“峨眉山火山岩”是赵亚曾先生1929年命名，特指出露于峨眉山地区中二叠统茅口组之上的一套玄武岩地层[8-9]。何斌等根据地表抬升幅度将“峨眉山火山岩”划分为内、中、外 3个带（见图1a）[10]。“内带”以云南永仁至四川攀枝花一带为中心，指地幔柱头部作用区域，该区域火山岩厚度大，喷发时间早，多周期喷发持续时间长[10]；以康定至昆明一线的“中带”和成都至贵阳一线的“外带”依次是“峨眉山火山岩”分布的中间和外围区域，代表地幔柱沿头部向外扩展的翼部，该区域火山岩厚度变化大，喷发时间较晚，在川西地区为两个喷发周期。在喷发最强烈的内带，玄武岩堆积巨厚，长期处于剥蚀环境，未沉积上二叠统，火山岩顶部直接被三叠系陆相沉积层不整合覆盖[11]；而中带和外带，上覆地层从西向东依次由陆相沉积的上二叠统陆相宣威组、沙湾组过渡至海陆过渡相沉积的龙潭组，最终相变为浅海碳酸盐沉积的吴家坪组[10]（见图 1b）。表示“峨眉山火山岩”从内带至外带是一个逐渐演变的过程，内带喷发时间早、喷发规模大、时间长，外带喷发时间晚、喷发规模小、时间周期短。有证据表明，“峨眉山火山岩”内带地幔柱上涌产生大量放射状裂隙，从康滇大裂谷逐渐向盆内迁移，同时引起盆地内先存的基底断裂被重新激活，其形成机理可能是大陆蠕散作用使陆壳黏性流动，其过程类似于手风琴的拉开过程，结果是陆壳外缘逐步向洋推进和伸展，使后面的陆壳被牵动拉薄以至拉开[12]。前人研究表明，位于“外带”的川西地区张裂体系从西向东先后依次裂开，裂谷发育的程度依次降低，“峨眉山火山岩”为裂隙式或多点中心式喷发[12]，与攀西裂谷的喷发环境相近，整体为陆内喷发[13-15]。早期喷发的熔岩流为大面积的溢流相玄武岩，晚期则是爆发相火山碎屑岩和火山碎屑熔岩（见图1c）。这种在陆内多点式喷发的高密度炽热火山碎屑夹杂围岩碎块沿喷发中心，顺斜坡和浅洼堆积形成的火山碎屑岩和火山碎屑熔岩本文统称为热碎屑流火山岩。

图1 中国西南地区晚二叠世早期火山岩分布图（a）、川西地区寒武系—三叠系地层综合柱状图（b）及川西地区晚二叠世早期玄武岩分布与喷发机制模式图（c）

2 川西地区热碎屑火山岩地质特征

2.1 川西地区火山岩地层结构

川西地区火山岩发育于上二叠世早期，处于“峨眉山火山岩”外带，与下伏中二叠统茅口组和上覆上二叠统龙潭组均为不整合接触。茅口组为一套海相生物碎屑灰岩，龙潭组为海陆交互相的砂、泥岩夹薄层灰岩的含煤沉积。区域上，因“峨眉山火山岩”喷发时间和延续时间不一致，以及茅口组岩溶作用的结果，顶、底接触界面不具备等时性，但与下伏、上覆地层岩性突变接触特征明显。川西地区的火山岩具有两个喷发周期，上、下地层具有不同的岩石组合单元，两者呈不整合接触（见图 2）。露头剖面上，由老到新，下部单元为具柱状节理的厚层玄武岩，顶部发育风化壳，与上部单元不整合接触；上覆单元依次为粗粒凝灰岩、细粒凝灰岩，均为陆相空落堆积，顶部为发育小型柱状节理的薄层状玄武岩。井下剖面，由老到新，同样显示由两个岩性单元组成，下部单元以基性—超基性火山岩为主，岩性从下到上依次为辉绿玢岩、玄武岩，局部有晚期侵入岩。上部单元以基性—中基性爆发热碎屑流火山岩为主，岩性由老到新为爆发相火山碎屑岩、火山碎屑熔岩、凝灰岩组成。上、下单元因岩心破碎界线不清，但地层岩性、电性突变接触，特征明显（见图2），推测存在喷发间断面。

图2 盐津县木杆镇露头—ZJ2井南北向火山岩岩性对比图

2.2 川西地区火山岩岩石学特征

根据川西地区多口井岩心资料观察，岩屑与测井资料对比，共识别出 6种主要岩性，各类岩性主要特征如下。

①辉绿玢岩（见图3a、图3e）。灰色厚层块状，致密，裂缝不发育。中—细晶半自形斜长石和辉石交替穿插，间夹自形磁铁矿和钛铁矿，偶见橄榄石。岩心未见孔、洞，晚期构造缝泥质（部分绢云母化）全充填。

②粒玄岩（见图 3b、图 3f）。灰色厚层状，裂缝不发育，取心段结构、构造、颜色均一。主要矿物成分为结晶完全的细晶斜长石和单斜辉石，结晶较粗大，与玄武岩区别明显，间夹自形钛铁矿和磁铁矿，不发育玻璃质，偶见少量橄榄石，未见溶蚀现象。岩心未见孔、洞，晚期高角度构造缝大部分被泥质（部分绢云母化）全充填，少许小缝半充填。

③玄武岩（见图 3c、图 3g）。以灰黑色为主，绿灰色次之，厚层块状致密，部分具斑状结构，裂缝较发育。熔浆冷凝固结形成，结晶程度低，可见微晶及玻基交织结构，并随结晶程度增加向粒玄岩转变。在 TF8井等离火山口较远的井及野外剖面仅见玄武岩，未见粒玄岩，在 YT1井可见粒玄岩向玄武岩过渡，镜下见微晶及玻基交织结构，长石斑晶粒径为0.1～1.0 mm（见图3d、图3h）。根据结晶形态，笔者认为YT1井离火山口较近，温度较高，玄武岩冷凝缓慢，快速堆积后岩石缓慢冷却形成较为粗大的晶粒，在远火山口的位置玄武岩堆积量小，冷凝较快，故玄武岩晶粒较小。岩心未见孔、洞，晚期高角度构造缝大部分被泥质（部分绢云母化）全充填，部分半充填，未见油气显示。

④火山碎屑岩（见图3i、图3m）。以深灰色为主，灰色次之，岩性致密，质硬。岩石主要成分为粒径大于2 mm的火山角砾，次为灰岩，角砾呈棱角状—次圆状，角砾分布不均，无分选大小，从 1 mm×2 mm至40 mm×60 mm，局部富集，角砾边界普遍较清晰。碎屑含量大于 75%，为岩屑、玻屑、晶屑及玻璃质等火山碎屑物质堆积熔结或压实固结而成。岩屑成分除玄武岩之外，还见大量灰岩碎屑，碎屑多呈棱角—次棱角状，大小2～60 mm不等，分选较差。YT1井岩心段可见较明显的灰岩团块及火山碎屑粒径下部大、向上逐渐变小的正粒序特征。岩心未见洞，柱面溶孔分布不均，局部富集，面孔率为2%～3%，未见油气显示。

⑤火山碎屑熔岩（见图3j—图3l、图3n—图3p、图 3t—图 3w）。绿灰色及深绿灰色，厚层块状，岩性较致密，较硬，断口较平整，未见裂缝。具凝灰结构，滴水速渗，碎屑含量为 10%～75%、熔浆胶结，碎屑粒径2～60 mm不等，一般以凝灰及角砾为主，棱角明显，排列分布无序，成分一般与胶结物熔岩相同或相近。同时也可见少量玄武岩岩屑、浆屑或玻璃质，浆屑则多为拉长状或鸡骨状，岩屑多呈棱角状，形态不规则（见图 3n），普遍绿泥石化、碳酸盐交代（见图3u）。大部分浆屑呈不规则的流动状、拉长状，指示其在流动过程中缓慢凝固并随运动方向流动拉长（见图3o）。岩石含溶孔洞不均，肉眼见岩心柱面溶孔未充填，多为孤立状，局部富集。洞径1 mm×1 mm至2 mm×4 mm，个别大于3 mm×5 mm，面孔率一般为4%～5%，局部大于 10%，镜下孔隙细小，为弥散状分布于凝灰质或凝灰质角砾中。岩心含气实验无气泡，取心钻进中见气侵，全烃最高为51.5%。

⑥凝灰岩（见图 3q—图 3s）。灰色，深灰色，厚层块状，含少量凝灰质角砾。岩石致密，水平层理发育，局部微裂缝发育。凝灰岩主要由小于2 mm的晶屑、岩屑和玻屑组成，含量大于 70%，同时混有一定量的正常沉积物如泥质，胶结物主要为碳酸盐或黏土矿物等，碎屑颗粒有一定定向特征，具有粒序层理等。若泥质含量高于50%，则过渡为沉凝灰岩或凝灰质泥岩。岩心未见孔、洞和油气显示。

图3 川西地区火山岩岩心及薄片镜下特征图版

2.3 川西地区火山岩岩相特征

火山岩岩相是指火山活动环境及该环境下形成的特定火山岩岩石类型的总和。“火山活动环境”包括火山喷发时的地貌特征、堆积时的特征、距火山口的远近和岩浆自身的性质等[15]。

按照前人对火山岩机构和火山岩相的划分依据，参考王璞珺的火山岩岩相划分方案[16]，根据川西地区火山岩裂隙式和多点中心喷发特点、岩石类型及堆积特征，将川西地区火山岩岩相划分为溢流相、爆发相及侵入相3大类（见图4）。

图4 YT1井“峨眉山火山岩”岩性岩相综合柱状图

溢流相，是熔浆从火山口溢出，在地表呈带状延伸和流动而冷凝形成的岩石组合，形成于火山喷发的早期，以熔浆形式从火山口喷溢而出，形成宽泛的岩被。在川西地区岩石主要为灰黑色、绿灰色玄武岩，厚层块状致密，部分具斑状结构，裂缝较发育。

爆发相，火山爆发时产生的各种火山碎屑物，火山岩块、火山砾、火山灰等，以不同比例混合，在原地降落堆积，或经大气、重力、气液作用搬运，经压实作用而形成不同类型的火山碎屑堆积物。川西地区识别出两个主要亚相，热碎屑流亚相和空落亚相，岩石类型包括火山碎屑岩和火山碎屑熔岩、凝灰岩。

侵入相，或叫次火山亚相，岩浆未喷出地表固结形成的浅层至超浅层的侵入体，形成于火山活动的中、晚期，是熔浆沿火山机构附近的张性裂隙贯入而成。在川西地区岩石主要为灰色辉绿玢岩，厚层块状，致密，裂缝不发育。

2.4 川西地区火山岩机构及喷发序列特征

露头、钻井、地震资料揭示，四川盆地内二叠系火山岩展布面积达 11×104km2，由南西至北东方向整体呈现以内带喷发中心厚、向边部外带急剧减薄的趋势，火山岩厚度发育规模逐渐减小，到川西地区厚度为10～300 m（见图1a）。在纵向上川西地区火山岩由两个岩性单元组成（见图 2、图 4），下部单元为溢流相的玄武岩，其特征为广覆盖、大面积的洪泛玄武岩[13]熔岩台地，具厚层柱状节理，无强烈的爆炸现象，喷出物多为基性—超基性熔浆。上部单元为爆发相的热碎屑火山岩，即火山碎屑岩及火山碎屑熔岩，岩心柱面可见大小不等的角砾，角砾具不同程度磨圆（见图3n），其中浆屑呈长条状定向排列，具有似流动构造（见图3o）。晚期岩浆喷发减弱，直接在爆发相热碎屑火山岩顶部堆积了厚10～20 m的溢流相玄武岩（YS1井、YT1井）。离火山口较远区域（ZJ2井）缺失爆发相的热碎屑火山岩堆积，下部溢流相玄武岩之上直接覆盖凝灰岩。盐津木杆镇露头剖面同样具备这种特征，早期为柱状洪泛玄武岩（未见底），顶部为风化剥蚀面，其上为火山碎屑岩，顶部为小型柱状玄武岩（未见顶）。表明早期火山活动结束以后经历了较长的间歇期，早期形成的岩石遭受了长时间的风化淋滤，溶蚀破碎严重，其后堆积了火山碎屑岩，晚期喷发堆积小型柱状玄武岩，横向可对比（见图2）。综上所述，川西地区火山岩其岩浆活动具有早期较弱、中期变强、晚期再变弱的特点。

①岩浆活动早期。川西地区具有北东向主断裂与北西向次级断裂组成“棋盘格式”断裂组合[13]地质背景，为深部上地幔岩浆沿断裂交汇大规模上涌创造了条件。早期岩浆未强烈爆发，仅沿着地壳上裂缝溢出地表，虽然岩浆上涌能量较强，上涌过程中阻力相对较大，从而形成超大规模的溢流相洪泛玄武岩，称为裂隙式喷发。除了上段前述宏观特征，靠近火山口的位置为粒玄岩堆积（YT1井），远离火山口火山岩晶粒逐渐变小为玄武岩，其间为粒玄岩逐渐过渡带（YT2、TF8井）。因近火山口温度较高，同时岩浆持续涌出、堆积，高温高压条件下岩石缓慢结晶，据此认识结合地震资料可以识别火山口的位置。如果在溢流相边缘处，岩浆供给逐渐变少，常常可以形成喷发间断面，在乐山龙圣堂、珙县珙泉等多处露头剖面溢流相玄武岩顶部可见风化壳。

②岩浆活动中期。构造活动加强，断裂发育程度增加，不同方向基底断裂交织，其交汇处为深层岩浆上涌通道，为中心式喷发创造了有利条件[13]。能量逐步聚集的岩浆，在上涌过程中气体高度膨胀，于断裂交汇处强烈爆发，将火山口附近的原有玄武岩及茅口组石灰岩破坏，大量玄武质、灰质角砾喷射而出。按照喷出岩块大小，以重力分异的方式顺斜坡堆积并搬运形成热碎屑流，最终在压实及冷凝作用下形成爆发相的火山碎屑岩及火山碎屑熔岩。远火山口区域顺风飘散的火山灰逐渐沉积为凝灰岩或沉凝灰岩。

③岩浆活动晚期。火山喷出物质及能量大量释放后，能量减弱，岩浆以缓慢喷出的方式，在火山口附近形成小规模溢流相玄武岩，岩石较致密，具小型柱状节理，风化作用程度低。晚期能量持续降低，熔浆沿火山机构附近，在火山通道口、或就近的岩石层面、节理、张性裂隙逐渐贯入，形成辉绿玢岩。

平面上，茅口组沉积末期的岩溶古地貌与断裂系统共同控制了区内火山岩展布，该地区爆发相火山岩发育范围与茅口组沉积末期形成的大型岩溶洼地范围有较好的一致性[14]，岩溶强烈的浅洼区内火山岩厚度较大，堆积溢流相厚层玄武岩及爆发相火山碎屑岩，且火山岩相组合相对较完整；断裂欠发育的岩溶斜坡区火山岩厚度相对较薄，岩性以下部单元的溢流相玄武岩为主[14]，上覆为较薄层的空落相火山碎屑沉积。

总体而言，川西地区火山岩具有不同岩性平面上交错、纵向上叠置尖灭的特征，火山机构斜坡区及茅口组的岩溶洼地堆积了较完整旋回的溢流相及爆发相火山岩岩性体，即热碎屑流火山岩，它包含火山碎屑岩和火山碎屑熔岩。

2.5 川西地区热碎屑流火山岩堆积模式

形成火山热碎屑流的必要条件包括[1]：岩浆的喷发方式是火山碎屑-蒸汽岩浆陆上喷发，火山口和周缘地区之间有一定的高程差，喷出火山口的碎屑物质形成重力流，陆相喷发中未固结浆屑能够在流动过程中维持塑性状态缓慢凝固而不至于迅速冷凝，形成熔结构造。

对照火山热碎屑流形成条件，首先，已钻井上部岩性单元见大量的火山碎屑角砾伴凝灰质结构，在岩性单元内，下段角砾大且含量较多，向上角砾逐渐变小，呈正粒序特征。且深色熔岩碎屑呈拉长/撕裂状，定向排列，局部有岩浆碎屑条纹斜列，以及绕大岩屑偏转的现象，指示碎屑的流动方向。其喷发特征为陆相火山碎屑-蒸汽岩浆式喷发，非其他陆相的宁静溢流式[17-18]。这一岩性特征与克拉美丽气田爆发相热碎屑流堆积相似[5-6]。其次，YT1、TF2、TF8井与井之间上部岩石单元不仅有厚度差异，地震资料显示井间的地形也存在高差。由火山爆发产生的炽热碎屑物和高温气体组成的高密度碎屑流地质体，沿喷发中心向斜坡或低洼地带流动堆积易形成高密度碎屑流火山岩。

综上所述，川西地区“峨眉山火山岩”属于晚期中心式喷发产物，为火山岩爆发相环境。由火山爆发形成了的炽热碎屑物和高温气体组成的高密度碎屑流地质体，为火山热碎屑流堆积。从火山口沿斜坡到浅洼地带再到火山灰空落区，近火山口热碎屑受重力作用，堆积碎屑粒径大，岩心可见60 mm左右的碎屑，火山碎屑熔岩堆积旋回最完整（YT1井）（见图4）。远离火山口热碎屑粒度变小，厚度减薄，为厚层状、块状或板状粒序层理，热碎屑火山岩堆积旋回发育不完全（TF8井）。更远的空落区，为细粒火山灰沿风向顺风而下呈单向分布，形成凝灰岩或沉凝灰岩（ZJ2井）（见图2），更远区域细粒的火山灰大范围飘落，分布广泛，在乐山龙圣堂、盐津仙女洞、珙县珙泉、筠连盐井村等多条剖面，甚至华蓥山以东均可见。

结合火山机构爆发特点，火山爆发产生的炽热碎屑物和高温气体组成的高密度碎屑流，沿火山斜坡或低洼地带向四周泛溢，最终冷却定位形成地质体岩性特征。结合野外露头和实钻资料，笔者在前人研究的基础上，将热碎屑流堆积亚相根据堆积物与火山口的距离进一步划分为 4个堆积带：火山口沿堆积、近源堆积、中源堆积及远源堆积（见图5）。

图5 川西地区热碎屑流（火山碎屑流）火山岩堆积相模式图

近源堆积带为一套完整的火山喷发旋回，早期旋回以粒玄岩为主，中期旋回主要为火山碎屑岩、火山碎屑熔岩，晚期旋回上部岩性单元可见火山口附近的溢流相玄武岩，同时下部岩性单元可见侵入相辉绿玢岩（YT1井）。中源堆积带岩相与近源堆积相似，但早期旋回玄武岩晶粒较小，不见粒玄岩，中期旋回见火山碎屑岩、火山碎屑熔岩及薄层凝灰岩（TF8井）。远源堆积带（ZJ2井），早期旋回主要为溢流相玄武岩，晚期旋回主要为凝灰岩，厚度较薄，但分布广泛。因此，川西地区火山岩纵向上具有成层性，平面上具有分带性。

2.6 川西地区热碎屑流火山岩储集层特征

川西地区热碎屑流火山岩堆积物储集层发育，主要以火山碎屑岩、火山碎屑熔岩 2类储集岩为主，玄武岩类少见储集层。据岩心和野外露头柱塞样、全直径样共统计445个样品数据，岩性特征如下。

①火山碎屑岩。储集层孔隙发育，裂缝发育程度次之，属于裂缝-孔隙型储集层。孔隙以凝灰质弥散状微细孔为主，溶蚀洞及裂缝次之，火山碎屑岩储集层孔隙度为1.93%～27.26%，平均孔隙度为13.08%（见图 6a），渗透率为（0～4.43）×10-3μm2，平均渗透率为 0.24×10-3μm2（见图 6b）。受岩石微裂缝影响，孔渗关系明显为两种组合特征：微裂缝发育的样品低孔高渗，其渗透率基本在（0.1～1.0）×10-3μm2，储集层孔隙度与渗透率无相关性；微裂缝欠发育的孔隙性储集层样品孔渗呈正相关，随孔隙度增大，孔隙结构变好，渗透率增大，孔隙型储集层段孔渗复相关系数为0.38（见图 6c）。

②火山碎屑熔岩。储集层孔隙发育好，少见裂缝发育，为孔隙型储集层。孔隙以凝灰质弥散状微细孔和部分超微孔为主，溶蚀洞、晶间孔次之，孔隙度为0.29%～24.27%，平均孔隙度为12.15%（见图6d），渗透率为（0～0.90）×10-3μm2，平均渗透率为 0.17×10-3μm2（见图6e）。无论是孔隙度、渗透率分布频率图，还是孔渗关系图，均可以看出随着孔隙度的增加，渗透率变好，全岩总体表现为孔隙度与渗透率复相关系数达0.66（见图6f）。

③玄武岩。孔隙不发育，少见裂缝，储集性能较差，孔隙度为0.35%～2.16%，平均孔隙度为0.85%（见图6g）；渗透率为（0～0.40）×10-3μm2，平均渗透率为 0.01×10-3μm2（见图 6h），孔隙度与渗透率总体相关性差，复相关系数为0.008（见图6i）。

图6 川西地区火山岩储集层孔隙度分布、渗透率分布及孔渗交会图（n—样品数；R—相关系数）

对微裂缝不发育的川西地区热碎屑流火山岩储集层进行岩石CT扫描分析发现，储集层受岩石组构影响，主要以弥散状分布于凝灰结构中（红色区），红色分布区具有良好的孔渗关系，孔隙空间大，连通范围广；蓝色、绿色表示连通范围小或孤立的孔隙；灰色部位为孔隙不发育区。同一横切面和纵向柱面上，红色与灰色占比不同（见图7a），表明火山碎屑岩储集层非均质性较强，但凝灰结构（红色）基质孔隙发育，连通性好。压汞分析结果同样表明火山碎屑岩储集层孔隙结构普遍分选好[21]，具低排驱压力、低孔超微细喉特征，最大孔喉孔隙半径主要集中在0.4～0.7 μm，压汞曲线呈细歪度，连通性好（见图7b）。高孔隙度、超微细孔隙结构是这套爆发相火山热碎屑堆积岩最主要的特征。

图7 TF2井岩心柱塞样CT扫描分析图（a）及岩心柱塞样压汞图（b）

3 川西地区热碎屑流火山岩地球物理响应及分布特征

热碎屑流火山岩的空间展布刻画是寻找火山岩有利储集层的前提。由于热碎屑流火山岩具有岩性变化快、电性差异大、物性与围岩差别大、地震反射特征明显等特征，为热碎屑流火山岩地震技术识别和展布刻画提供了条件。本文根据川西地区成都—简阳区块三维地震数据，通过地震反射属性、波形特征分析，利用水平时间切片、三维空间雕刻等技术手段，对川西地区成都—简阳区块热碎屑流火山岩空间展布进行了刻画。

3.1 热碎屑流火山岩地球物理特征

川西地区钻遇的厚层热碎屑流火山岩与围岩具有不同的属性特征。由实钻测井资料可知（见图4），不同岩性的火山岩电性特征差异较大（见表1），溢流相玄武岩和侵入相辉绿玢岩测井特征表现为中高自然伽马、低声波时差、高密度、中高电阻率特征，声波时差速度为5 000～5 500 m/s，密度约为2.9 g/cm3；热碎屑流火山碎屑岩和火山碎屑熔岩测井特征表现为中低自然伽马、高声波时差、低密度、低电阻率特征，声波时差速度约 3 500～4 500 m/s，密度约为2.8 g/cm3。上覆围岩表现为高自然伽马、高中子孔隙度、低密度、低电阻率特征，声波时差速度为5 500～6 000 m/s。

表1 川西地区成都—简阳区块二叠系火山岩测井响应参数

YT1井井震标定结果显示（见图8），热碎屑流火山岩内部岩性非均质性较强，纵横向速度变化大，地震反射特征较围岩与玄武岩差异明显。近源及中源堆积时，地震反射特征主要为丘状外形，成层性差，中弱振幅，中低频率，内部杂乱、蠕虫状弱反射，局部上覆地层上超；远源堆积时，地震反射特征上外形无明显起伏，厚度较薄（一个相位），顶界连续中强反射，底界断续弱反射，整体表现为亚平行状似连续反射。各堆积带火山岩地球物理反射特征见表2。

图8 YT1井热碎屑流火山岩井震标定

表2 川西地区简阳区块二叠系热碎屑流火山岩地震反射特征模式图版

3.2 热碎屑流火山岩分布预测

基于上述火山岩地震反射特征，通过地震相分析法开展热碎屑流火山岩空间包络面的解释，利用三维可视化雕刻技术，绘制火山机构分布图，刻画其空间展布，为火山喷发模式的建立及火山岩相分布预测提供依据。成都—简阳区块三维地震瞬时振幅剖面显示（见图9），热碎屑流火山岩与围岩及玄武岩在岩石物理属性上存在明显区别，表现为强瞬时振幅异常、内幕杂乱反射，火山机构反射特征清楚，表现为孤立式丘状隆起或多个丘状隆起叠置发育。在此基础上完成的热碎屑流火山岩厚度刻画结果如图10所示，简阳区块火山岩平面上表现为团块状或线状分布，以 YT1、TF2、TF8井附近为中心，发育3个火山机构群，是火山岩勘探最有利区。其中YT1井火山机构异常反射面积最大，约110 km2，厚80～200 m；TF8井火山机构异常反射呈近南北向线状分布，面积约90 km2，厚50～180 m；TF2井火山机构异常反射呈孤立式团块状分布，面积约40 km2，厚20～110 m。三维地震资料区预测热碎屑火山岩有利分布区面积达 500 km2，TF2井—TF8井西南区域热碎屑流火山岩大面积分布，将是下一步勘探有利突破区。

图9 三维地震瞬时振幅属性剖面（拉平茅口组底界，火山岩异常反射呈丘状）

图10 YT1井区热碎屑流火山岩厚度分布图

4 热碎屑流火山岩油气勘探意义

川西地区二叠系火山岩储集岩为爆发相热碎屑流火山岩，岩类以火山碎屑岩、火山碎屑熔岩为主，溢流相玄武岩储集性能较差。岩心和薄片资料表明，火山碎屑岩储集层具有高孔和特高孔特征，主要的储集空间是以后期溶蚀的呈弥散状微细孔和部分超微孔，溶蚀洞、晶间孔及裂缝次之；储集层宏观具有非均质性强、微观孔喉分布较均质的特点。爆发相热碎屑流火山岩快速冷凝形成大量脱玻化微孔（见图3v），易受后期热流体溶蚀增加孔隙空间；玄武岩储集层裂缝较发育，形成后受风化淋滤作用等因素，促使了溶孔（见图3w）、裂缝（见图 3d）等储集空间的发育[19]。这套基性—中基性爆发相火山碎屑岩储集层厚70～100 m，地层压力系数为2.26，属于超高压孔隙型火山岩储集层。

川西地区二叠系火山岩气藏的勘探，揭示了四川盆地在上二叠统底部广泛发育巨厚的热碎屑流火山岩微细孔隙型储集层。目前钻探成果证实，火山岩气藏分布主要受火山岩储集层的控制。笔者通过三维地震资料刻画了近500 km2的有利储集层分布区，并得到了实钻证实，揭示近源—中源顺火山机构斜坡区域储集层厚度大，旋回较为完整，是最有利勘探区。同时，川西地区火山岩气藏生储盖组合良好，具有优越的成藏条件。二叠系火山热碎屑流储集层处于下古生界德阳—安岳台内裂陷外缘，主要由下伏寒武系筇竹寺组和上覆上二叠统龙潭组两套源岩供烃，气源充足。其中上二叠统龙潭组为海陆过渡相烃源岩，可为丘状火山岩储集层侧向供烃；下伏寒武系筇竹寺组页岩为一套有机质丰度高、厚度大的优质烃源岩，由基底断至飞仙关组内部的烃源断层直接供烃，有效沟通烃源和储集层，形成高效、近源的生储配置关系；同时发育龙潭组直接盖层和三叠系膏盐岩区域盖层，保存条件好。“峨眉山火山岩”上覆龙潭组泥页岩作为直接盖层，不仅封堵烃类向上运移，也可作为次级烃源层[20-21]，为火山岩岩隆的侧向封堵和烃源供给提供了有利条件，本区火山岩具有良好的天然气成藏地质条件。

根据目前勘探成果，川西地区钻遇热碎屑流火山岩储集层的 YT1、TF2等井均获得工业气流，测试产量（4～20）×104m3，预计资源量约 3 000×108m3。目前，川西地区依据重、磁、电及二、三维地震成果初步刻画出成都—简阳—三台地区火山岩热碎屑流爆发相有利区域约6 000 km2，展示该地区火山岩热碎屑流储集层巨大的勘探潜力。

5 结论

川西地区发育大面积“峨眉山火山岩”，纵向上由两个岩性单元组成，下部单元以裂隙式喷发为主，岩性以溢流相玄武岩占优势；上部单元为中心式喷发，是典型的爆发相火山热碎屑流堆积，以火山碎屑岩、火山碎屑熔岩、凝灰岩为主。上、下岩性单元之间疑为不整合接触。

川西地区热碎屑流堆积亚相在横向上可划分为 4个堆积带：火山口沿堆积、近源堆积、中源堆积、远源堆积。热碎屑流堆积亚相平面展布受火山口位置及喷发期次控制，纵向分布主要受喷发期次控制，其上部岩性单元所发育火山碎屑岩及火山碎屑熔岩从近源到远源厚度逐渐减薄。

近源到中源堆积带主要储集岩类为火山碎屑岩及火山碎屑熔岩，其厚度大、孔隙发育程度高，储集空间以微细孔和部分超微孔为主，分选较好，储集层宏观具有非均质性强、微观孔喉分布较均质的特点，是最有利勘探对象。

热碎屑流火山岩地质特征明显，具有较为广泛的分布范围和分布空间，地震反射特征和属性较为突出。在地震剖面上表现为强振幅异常、相位错断大，可以有效利用三维地震属性分析及可视化雕刻技术，对热碎屑流火山岩空间展布进行刻画。刻画结果显示简阳区块热碎屑火山岩大面积发育，以YT1、TF2、TF8井附近为中心，发育 3个火山机构群，分布面积约 500 km2，是火山岩勘探最有利区。