0 引言
近期川西南地区YT1井在二叠系火山岩获得日产22.5×104 m3工业气流的重大突破，引发了四川盆地的火山岩研究热潮，但目前盆地内火山岩勘探程度相对较低，研究工作主要集中在盆地西部地区。研究认为川西地区火山岩主要由火山熔岩、火山碎屑岩、火山碎屑熔岩及沉火山碎屑岩构成，可划分为4个喷发期次（旋回），为中心式多火山口喷发。此外，火山岩在古地貌低洼处厚度较大，高地貌处不易堆积，古地貌与火山口共同控制着川西地区火山岩的分布［7-9］。川西地区火山岩气藏的发现，展示出盆地内火山岩的巨大勘探潜力与勘探前景，使火山岩有望成为四川盆地下一步重要勘探领域，将为四川盆地天然气增储提产提供支撑［10-11］。而盆地东部地区约40口钻井钻遇火山岩，平面上分布范围可达3 800多平方千米，具有良好的勘探潜力，但目前仅有少部分学者通过川东华蓥山地区露头剖面明确华蓥山地区火山岩主要由玄武岩与凝灰岩构成，并证明该区玄武岩属于峨眉山玄武岩［12-14］，这极大地限制了川东地区火山岩的勘探工作。本文综合钻录井、测井以及地震资料，从宏观上研究四川盆地东部龙会场—龙门地区二叠系火山岩在测井、地震上的响应特征，建立火山岩识别模式，明确火山岩分布规律及控制因素，对比川西与川东地区火山岩的特征，建立川东地区火山岩演化模式，并结合钻井油气显示情况探讨其油气地质意义，以期为川东地区火山岩勘探提供依据，也为其他地区前期火山岩分布预测提供借鉴。
1 区域地质背景
龙会场—龙门地区位于四川盆地东部的达县和渠县境内，区域构造位置隶属于川东高陡构造带，开江古隆起西南斜坡，横跨华蓥山构造北倾末端、铁山构造、七里峡构造和大天池构造（图1），总面积约为1 700 km2 。由于研究区内火山岩为非目的层，且大部分井为老井，整体资料品质略低，因此本文主要优选了相对齐全的测录井数据和地震资料进行研究，其中TS8井、TS12井以及所有的QL井和TD井均钻遇火山岩，其余井并未钻遇火山岩。
二叠纪前的云南运动使四川盆地形成了准平原化地貌，随后由于冈瓦纳大陆冰川的最终消融，四川盆地发生了大规模海侵，在中二叠世沉积了栖霞组和茅口组2套较稳定的开阔台地相碳酸盐岩［15-18］。中二叠世末期，峨眉山地幔柱快速上升对岩石圈的动力冲击造成大规模的地壳差异抬升，抬升时间约为1~2.5 Ma，即东吴运动，使茅口组受到不同程度的剥蚀，形成了广泛的不整合面，根据茅口组的剥蚀程度可分为内带、中带和外带，呈环带分布［19-21］。中晚二叠世期间［22］，四川、云南及贵州等地区发生了大规模的火山喷发事件，形成了巨厚的基性火山岩堆积，命名为“峨眉山玄武岩”［23-24］，其分布范围与茅口组剥蚀带的区域较为一致，近些年，在传统区域以外不断有峨眉山玄武岩的发现，其分布范围也随之变大［12］。火山喷发结束后晚二叠世初期，海水自盆地东北方向侵入，沉积了龙潭组一套海陆交互相地层。
2 火山岩特征
2.1 岩性特征
川东华蓥山地区野外露头剖面显示，二叠系火山岩夹于龙潭组底部紫红色泥、页岩与茅口组碳酸盐岩之间［图2（a），图2（b）］，与二者呈不整合接触。剖面岩性自下而上可分为凝灰岩—砾岩层、凝灰岩、沉凝灰岩、凝灰质砂岩—泥岩以及玄武岩［13-14］。凝灰岩—砾岩层中砾石成分主要为茅口组灰岩，被凝灰质和钙质所胶结，向上砾石逐渐变少，粒度变小，该层为茅口组灰岩经地表抬升剥蚀后被火山灰胶结的产物。凝灰岩—砾岩层向上逐渐过渡为凝灰岩，凝灰岩具有火山泥球构造，泥球含量向上逐渐变小［图2（c），图2（d）］。剖面中部为一套紫红色沉凝灰岩，局部可见凝灰质砂—泥岩，其上被玄武岩所覆盖，可见柱状节理［14］。川东地区岩屑录井也显示二叠系火山岩主要由玄武岩和凝灰岩构成，分布在龙潭组下部［11］。综合来看，川东地区火山岩岩性较为简单，火山岩岩相特征可分为火山沉积相—溢流相，未见指示爆发相的火山碎屑岩。
2.2 测井特征
由于研究区内并非所有井都钻遇火山岩，故未将火山岩单独划分为一组，而是将其划分到龙潭组内部。龙潭组上覆长兴组，为连续沉积的整合接触，2套地层岩性、电性差异明显。长兴组在区内发育台地/台缘为代表的浅水相区以及斜坡/海槽为代表的深水相区。龙潭组与长兴组分界面在深水相区以龙潭组顶部炭质泥岩与长兴组硅质岩、硅质页岩或硅质灰岩为界，常规测井曲线表现为自然伽马值升高，电阻率值降低的特征［图3（a）］；在浅水相区界面之下为炭质泥岩，界面之上突变为生屑灰岩或含泥灰岩，常规测井曲线表现为自然伽马由高值大幅度快速漂移为低值的特征［图3（b）］。龙潭组下伏茅口组，为不整合接触，该界面之上为龙潭组铝土质泥岩、泥岩，界面之下为茅口组孤峰段暗色硅质泥岩，常规测井曲线表现为自然伽马值升高、电阻率值升高、中子值减小［图3（b）］。该界面有时不易识别，需结合自然伽马能谱测井综合判断，茅口组孤峰段表现为高U、低Th、低K的特征，龙潭组铝土质泥岩为低U、高Th、高K的特征［25］。
通过对研究区钻井统计及连井对比，火山岩大部分发育在龙潭组下部，岩性主要为玄武岩，上覆铝土质泥岩，下伏铝土质泥岩、页岩，如QL7井［图3（b）］。将研究区内龙潭组所有发育火山岩的井进行测井交会统计（将龙潭组灰岩、泥灰岩等都归为灰岩；泥岩、铝土质泥岩等都归为泥岩，以便统计）。结果表明（图4），龙潭组玄武岩表现为中低自然伽马、高密度、中低声波时差、高电阻率的特征，中子孔隙度介于10%~35%之间，密度多大于2.6 g/cm3，声波时差主要分布在170~190 μs/m之间，电阻率大于200 Ω·m。玄武岩与灰岩之间总体特征具有一定相似性，但玄武岩段自然伽马曲线较为平滑，灰岩段由于含泥质的变化，具有锯齿状特征（图3），并且玄武岩的自然伽马值较灰岩稍高，补偿中子值也明显较大。另外，玄武岩通常发育在龙潭组下部，而灰岩往往发育在龙潭组中上部（图5）。因此根据常规测井参数及其发育位置能够在龙潭组内部识别出有无玄武岩。凝灰岩由于粒度极细，属于泥晶级别，在录井识别上容易被描述为“灰白色泥岩、粉细砂岩”等与龙潭组泥页岩容易混淆，导致样本点较少，而火山岩又暂无取心，再加上研究区钻井大多为老井，资料整体情况较差，因此凝灰岩的识别还待进一步研究。
图4 川东龙会场—龙门地区龙潭组不同岩性测井参数交会图Fig.4 Cross plot of different lithology logging parameters of Longtan Formation in Longhuichang-Longmen areas，eastern Sichuan Basin |
2.3 地震特征
根据井震标定显示，龙潭组顶界为零相位反射［图3（a）］，其下的一强波峰反射全区分布稳定，可作为地震辅助标志反射层，值得注意的是，尽管长兴组在区内发育台地、海槽相，但其底界（龙潭组顶）的反射特征均为零相位反射。龙潭组底部铝土质泥岩、页岩与茅口组孤峰段硅质泥、页岩不整合接触，井震标定显示该界面为一强波峰反射上缘［图3（a），图3（b）］，但孤峰段一般较薄，厚度约5~15 m，并且孤峰段下伏茅口组高速灰岩，因此将龙潭组底部解释为强波峰反射。总的来讲，龙潭组整体表现为两峰夹一谷的稳定反射特征。当龙潭组底部发育玄武岩时，由于其速度较大，会与上覆铝土质泥岩、泥岩产生较强波阻抗界面，从而会在龙潭组顶底界的2个波峰反射之间新增一个波峰反射［图3（b）］，代表着玄武岩顶界，在地震剖面上表现为“鱼眼状”波峰（图5）。而当龙潭组底部发育凝灰岩或凝灰质砂岩时，由于其速度与铝土质泥岩、页岩相近，不能形成较强的波阻抗界面，在地震剖面上不易识别。
为验证以上龙潭组发育火山岩的地震反射特征，根据火山岩的发育情况建立了地质模型［图7（a）］，地层速度与厚度由测井资料统计得到，模型从上到下依次为长兴组，速度为6 000 m/s；龙潭组顶部泥岩，速度为4 000 m/s；中部灰岩，速度为6 100 m/s；底部泥岩，速度为4 000 m/s；设计在底部泥岩中发育玄武岩，速度为5 700 m/s。模型左边玄武岩厚度为50 m，其间夹杂3 m泥岩，以模拟2套玄武岩的特征，并且设计底部泥岩厚0~10 m，来研究2套玄武岩底部泥岩厚度对反射特征的影响；模型右边设计楔状模型来研究单期玄武岩厚度对反射特征的影响。龙潭组下伏茅口组灰岩，速度为6 300 m/s，选取主频为27 Hz（与实际地震资料匹配）的雷克子波进行零炮检距正演模拟。
正演模拟结果显示［图7（b）］，不发育火山岩时，龙潭组为两峰夹一谷的反射特征。当龙潭组只发育一套玄武岩且厚度较薄时（0~15 m），火山岩顶界反射不明显，龙潭组底界表现为波峰反射，随着玄武岩增厚，玄武岩顶界与龙潭组底界表现为复波特征；当玄武岩厚度大于20 m时，复波特征消失，玄武岩顶界和龙潭组底界均表现为波峰，即龙潭组内部多形成一条波峰反射。当龙潭组发育2套玄武岩时，龙潭组不会出现明显的双峰反射，而是表现为复波特征。当玄武岩底部泥岩较薄时，龙潭组底界为波谷反射，随着底部泥岩厚度变厚，波谷逐渐变为波峰。
3 火山岩分布特征
3.1 火山岩纵向分布特征
本文将发育在龙潭组底部的玄武岩命名为Ⅰ期玄武岩，发育在中下部的命名为Ⅱ期玄武岩。Ⅰ期玄武岩厚度约为25~40 m，仅在QL17井、QL22井、QL41井和QL43井发育；Ⅱ期玄武岩厚10~30 m，在所有发育火山岩的井都可见。Ⅰ期玄武岩分布范围较小，Ⅱ期玄武岩岩分布范围较广，一般发育Ⅰ期玄武岩的井也都发育Ⅱ期玄武岩，推测川东地区第二次火山喷发能量较强，总体表现的火山喷发旋回特征为火山喷发期—火山间隔期—火山喷发期。
3.2 火山岩平面展布特征
玄武岩的地震响应表现为可追踪的连续性强的波峰反射，这为在地震剖面上追踪玄武岩提供了可能。但通过前文分析可知，当2套玄武岩都发育或一套玄武岩较薄时会使火山岩顶界的波峰反射与龙潭组底的波峰反射形成一个复波，只有发育一套玄武岩并且厚度具有一定规模厚度时才会形成明显的波峰反射。
3.3 火山岩分布控制因素
3.3.1 古地貌
在火山作用之前，由于东吴运动导致茅口组抬升受到剥蚀，形成了落差显著的地貌，这种地貌势必会对火山岩的分布具有一定的控制作用。由于茅口组底界面为一等时界面及岩性转换面［28-29］，地震剖面上表现为一中强波峰，较易追踪（图3，图5），因此可以将其作为一个恢复基准面来恢复茅口组沉积后古地貌，即火山作用前古地貌。近年勘探经验表明，茅口组残余厚度大的区域为地貌高地，残余厚度小的地方地形较低［28-29］。从茅口组残余厚度图（图9）中可以看出研究区北部茅口组残余厚度较大，代表着古地貌较高，这一区域火山岩不发育；TS井区—QL井区中部茅口组残余厚度小，古地貌较低，这一区域火山岩广泛发育，且厚度较大；QL井区和TD井区茅口组残余厚度自南向北均表现为逐渐减薄，表示古地貌由高变低，火山岩在低部位处厚度也较大。
总体上，火山岩分布与古地貌具有良好的互补性，在古地貌低洼处堆积较厚。
3.3.2 基底断裂
加里东—印支早期，上扬子台地以垂向升降和拉张作用为主，属于古拉张背景［30］，区内长兴组岩相分异明显，表现为浅水碳酸盐台地沉积到硅泥质台盆相，如此差异巨大的岩相难以用局部地层沉降解释。另外地震剖面上也可见明显的同相轴错断幅度小，纵向延伸程度大，断开层位多，轻微杂乱反射的基底断裂特征［31-32］［图10（a）］，再加上研究区广泛发育火山岩，以上种种证据均表明研究区存在通达基底的深大断裂。结合前人基底断裂研究成果［15，33］，并利用地震资料对研究区进行基底断裂解释，结果表明研究区内发育少量北东向基底断裂，多条近东西向断裂［图10（b）］。将基底断裂与火山厚度图进行对比可以发现，火山岩分布与基底断裂也具有一定相关性，尤其是近东西向基底断裂，火山岩较厚的区域基本位于基底断裂附近，远离基底断裂处，火山岩随之减薄，与茅口组古地貌共同控制着火山岩分布。另外，研究区地震剖面未见明显的柱状火山通道，但广泛发育基底断裂，推测火山岩更可能是沿基底断裂的裂隙式喷发而成。
3.4 川西与川东地区火山岩特征对比
四川盆地二叠系火山岩主要分布在盆地东部和盆地西部的成都—简阳一带［11］，不同地区火山岩具有不同的特征（表1）。据以往研究，川西地区火山岩岩性复杂，主要由玄武岩、角砾熔岩、凝灰岩、沉凝灰岩以及辉绿玢岩等组成，根据其火山作用可划分为溢流相、爆发相、火山沉积相及火山侵入相，岩相发育较完整，可划分为4个喷发期次（旋回）［7-8］；而依据本文研究，川东地区火山岩岩石类型较川西地区少，主要发育玄武岩，局部可见凝灰岩及沉凝灰岩，以溢流相和火山沉积相为主，岩相发育不完整，可划分为2个喷发期次（旋回）。此外，两地区的火山岩分布具有一定相似之处，均在古地貌相对低洼处分布规模较大，古地貌高部位分布规模较小或欠发育。不同之处在于，川西地区火山岩是以柱状火山通道的中心式喷发形成［7，9］，所以其火山岩往往在火山口处厚层堆积，沿着火山口环状减薄；而川东地区火山岩则是岩浆沿着基底断裂呈裂隙式喷发而成，其厚度变化没有中心式喷发明显，但基底断裂附近，火山岩厚度较大。
表1 川西地区与川东地区火山岩特征对比Table 1 Comparison of volcanic rock characteristics between western Sichuan Basin and eastern Sichuan Basin |
| 川西 | 川东 | |
|---|---|---|
| 岩性 | 玄武岩 火山角砾熔岩 辉绿玢岩 角砾凝灰岩 | 玄武岩 凝灰岩 沉凝灰岩 凝灰质砂岩—泥岩 |
| 岩相 | 爆发相 溢流相 侵入相 | 溢流相 火山沉积相 |
| 喷发期次 （旋回） | 4 | 2 |
| 分布 | 沿火山口厚层堆积，环状减薄；古地貌低洼处较厚 | 靠近基底断裂与古地貌低洼处较厚 |
| 控制因素 | 古地貌 柱状火山通道 | 古地貌 基底断裂 |
| 厚度/m | 大（100~200） | 小（10~50） |
| 喷发模式 | 中心式喷发 | 裂隙式喷发 |
3.5 演化模式
4 油气地质意义
4.1 茅口组储层改善
四川盆地中二叠统茅口组一直都是盆地内重要的油气勘探层系，针对茅口组灰岩的勘探一般都是采用岩溶叠加沉积高带的思路［29，36］，但在勘探过程中，川东地区茅口组时有厚度不等的白云岩储层，研究表明这些白云岩分布主要受基地断裂和高能滩相分布的联合控制，热液白云化作用对储层改造具有一定建设性作用［37-38］。邻区檀木场WT1井茅口组获气日产82×104 m3，其周围可见基底断裂，并且产层镜下显示充填沥青，这似乎也暗示着热液对储层的建设性作用［38］；研究区内QL22井日产气22×104 m3，镜下鉴定表明颗粒灰岩明显白云石化，在全球早—中二叠世处于冰期的背景下，不具备发育准同生期白云岩的条件［37］，而该井位于基底断裂附近［图10（a）］，由此可以推测基底断裂沟通热液白云石化可能是QL22井储层的控制因素之一。因此针对川东地区茅口组勘探时，可以将基底断裂热液沟通这一因素加以考虑，而火山岩的分布特征可以辅助基底断裂的识别。
4.2 火山岩气藏勘探
前已述及，四川盆地火山岩具有良好的勘探潜力与勘探前景，而川东地区火山岩研究程度相对较低，结合研究区内火山岩油气显示情况探讨川东地区火山岩勘探潜力。研究区多口井火山岩段有油气显示（表2），如TD004-X1井在火山岩的顶部和底部各有一套气测显示异常的玄武岩段，其中底部的玄武岩全烃气测上升到近百分百，前期测井解释厚度约为6 m，孔隙度可达10%的气层，表明川东地区火山岩具有一定的储集能力。此外，研究区紧邻东北侧开江古隆起，古隆起周缘被优质烃源岩寒武系笻竹寺组围绕，厚度大，生气强度大［38］，中二叠统生烃强度介于（10~42）×108 m3/km2之间，志留系烃源岩也较发育，大部分地区生烃强度可达42×108 m3/km2［39］，具有近源富集的天然优势，火山岩厚度大的区域，后期构造变形相对较弱，有利于油气调整与保存，玄武岩上覆龙潭组泥页岩也可以作为良好的盖层。
表2 川东龙会场—龙门地区火山岩油气显示Table 2 Oil and gas display of volcanic rocks in Longhuichang-Longmen areas，eastern Sichuan Basin |
| 井号 | 显示 | 岩性 | 前期测井解释 |
|---|---|---|---|
| TD004-X1 | 两处气侵 井漏，累计95.7 m3 | 玄武岩 | 差气层 含气层 |
| TD57 | 气侵 | 玄武岩 | 含气层 |
| TD018-H1 | 玄武岩 | 含气层 | |
| LH006-H3 | 井漏 | 凝灰质砂岩 | 未解释 |
5 结论
（1）川东龙会场—龙门地区二叠系火山岩岩性主要为玄武岩，少见凝灰岩且主要分布在龙潭组中下部。局部地区发育2期玄武岩，由下至上分别是Ⅰ期玄武岩、Ⅱ期玄武岩，其中Ⅱ期玄武岩分布较广。
（2）在地震剖面上，当只发育一套玄武岩时，龙潭组两峰夹一谷的反射特征内部会多形成一个波峰，表现为“鱼眼状”波峰，随着火山岩厚度减小，这个波峰逐渐变为复波然后再消失；当两期玄武岩都发育时，玄武岩顶与龙潭组底表现为复波的反射特征。
（3）川东龙会场—龙门地区火山岩为裂隙式喷发，其分布主要受火山喷发期古地貌与基底断裂共同控制，在古地貌低洼处及基底断裂附近火山岩厚度较大。推测该地区火山岩演化模式为：茅口组受到地幔柱影响抬升剥蚀，在基底断裂与古地貌控制下，早期玄武岩在古地貌低洼处冷凝成岩；龙潭期初步海侵沉积了一套泥岩薄层；第二期火山岩喷发，分布较第一期更广；火山活动结束，玄武岩经历短暂风化剥蚀后，出现大规模海侵，龙潭组泥页岩开始沉积。
甘公网安备 62010202000678号
