0 引言
峨眉山大火成岩省(Emeishan LIP,以下简称ELIP)是我国显生宙以来最大的板内岩浆喷发体系。“大火成岩省”系指喷发面积超过1×10
5 km
2、喷发体积超过1×10
5 km
3、占总体量75%的喷发产物在1~5 Ma时间段内输出地表并主要以板块内部为区域构造背景的巨型岩浆岩系统,包括镁铁质大火成岩省和硅质大火成岩省。峨眉山大火成岩省属于镁铁质大火成岩省
[1⇓⇓-4]。ELIP的发育对晚古生代生态环境灾变有着潜在重大影响
[5⇓-7],也是探寻地幔演化及其与岩石圈相互作用关系的天然实验室
[8⇓⇓⇓-12]。在工业层面,它是世界级钒钛磁铁矿床的重要赋存体
[13-14]。在油气资源富集潜力巨大的四川盆地二叠系
[15-16],ELIP是否能构成另一座具有重要勘探价值的地质体,亦一直是石油工业和地质学界着重关注的焦点问题。2018年底,中国石油天然气股份有限公司部署在成都-简阳地区的YT1井钻获22.5×10
4 m
3/d的工业性油气流
[17-18],标志着针对峨眉山大火成岩省的油气勘探工作取得了21世纪以来的重大突破,也确认了这座巨型岩浆岩体系具有发育优良储集体的潜力。
近期研究认为,成都-简阳区块火山岩孔渗性能最佳的储集层集中发育在ELIP层段内的火山碎屑岩堆积体里。孔隙度测试数据
[18]表明,这套火山碎屑岩平均孔隙度可达14%以上,其作为优质储层的潜力可见一斑。然而,目前对这套火山碎屑岩堆积体的认识却有仍有很多值得完善之处。以往针对该区块的研究报道多集中于储层成因、地震识别、成藏配套关系等与生产结合较为密切的方面,而针对其基础地质属性的研究非常薄弱。在不少研究报道中,对这套火山碎屑岩体的岩性描述多以“碎屑熔岩”“碎屑角砾熔岩”等相对笼统、高度概括性的术语称谓之。而根据现代火山学理论,火山碎屑岩性极为复杂,不仅受到岩浆成分、挥发分含量等岩浆本身的主观因素制约,其最终堆积就位的形态,更受喷发环境、就位机制等外部客观因素敏感约束
[19⇓⇓⇓⇓⇓-25]。火山碎屑岩成因机制不同,其喷发规模、空间展布规律就不同,其孕育的储集体展布规模及相关勘探预测导向也就自然随之不同。加上国内外学界对火山碎屑岩命名体系缺乏统约标准,导致很多在命名上被归于同一类的火山碎屑岩,实际却由截然不同的喷发机制诱发、堆积于截然不同的沉积环境中
[25]。因此,准确识别这套新发现的火山岩的岩性、精确解译其岩相类别并在此基础上推导其成因机制,不仅是进一步摸清四川盆地火山岩优质储集体展布形态、油藏展布规律的前提,亦是更深入了解ELIP基础地层学特征、进一步探究其演化格架和喷发行为的宝贵窗口。综上,有必要对这套火山岩的岩性及其成因机制展开专门研究,为上述问题提供全新认识。
本文集中针对上述问题,引入专门解决火山岩岩相的学科——物理火山学(physical volcanology)相关理论,对成都-简阳地区部署的多口火山岩探井(YT1井、TF1井、TF2井、TF8井、TF102井等)的岩性岩相进行统筹分析,以岩心、薄片、地球物理测井等能够反映岩性岩相的客观数据为基础,综合分析判明成都-简阳地区这套具有优良储集潜力的火山碎屑岩地质体的各类主体岩性岩相的类别及其成因机制,并在此基础上,预测其之所以能够发育优良储集体的地质前提,为下一步勘探提供认识依据。
1 地质概况
峨眉山大火成岩省坐落于扬子板块西缘(现今云、贵、川地区为主),在中二叠世末期全面爆发,跨过中—晚二叠世界限,停熄于晚二叠世极早期
[26⇓-28],其地层主体以溢流玄武岩为主,虽在地层学上统称为“峨眉山玄武岩组”,但内部实际包含了丰富的火山碎屑岩、浅成侵入体乃至夹于火山岩层之间的沉积岩夹层。何斌等
[29⇓⇓-32]根据地幔柱上涌动力学模型
[33-34],测算了不同区域的地表抬升幅度。
尽管模型本身与扬子板块地壳实际响应之间的吻合性仍存有争议
[12,23,35],但该模型提出的“三带划分法”却是迄今应用广泛的ELIP分带标准。根据该标准,ELIP以喷发中心(云南永仁至大理—丽江一带)为圆心
[36⇓⇓-39],向外分为3个近似同心圆状区域。“内带”指地幔柱头部的地表投影区;“中间带”和“外带”依次是ELIP的中间和外围区域,代表地幔柱沿头部向外延伸的伞部(
图1a)。根据李宏博等对喷发中心和喷发边界的划分
[36⇓⇓-39],成都—简阳一带隶属于峨眉山大火成岩省外带北缘,和内带(云南大理一带)动辄厚逾5 000 m的巨厚堆积体相比,北缘火山地层厚度明显更薄,平均只有数十至二百余米,虽然在ELIP构造体系中属于“边缘区域”,但该区域岩性多样性极强(
图1b)。在成都-简阳地区,ELIP下伏地层为茅口组浅色生物碎屑灰岩、上覆地层为龙潭组暗色碳质页岩与泥灰岩
[40-41]。区域内迄今所钻遇的火山单井地层可整体归为两个大的类型——“熔岩型”与“复合型”。熔岩型探井的地层全段基本以粒玄岩与玄武岩为主,缺失火山碎屑岩(如TF101井、TF7井)。复合型火成岩地层整体具有明显“三分”特征:最底部为一套由厚层粒玄岩构成的“底座”,在研究区某些井内,该底座下部与辉绿岩等浅侵入相岩体过渡;中部为一套蚀变严重、疏松多孔、由各类火山碎屑岩构成的复杂堆积体;最顶部整体一套相对坚硬的、由玄武岩或硬胶结渣状熔岩构成的“顶盖”。在少数探井内,顶部玄武岩质熔岩不发育(如TF1、TF2井)。
2 研究方法
对取心段与未取心段采取了不同的研究方法。对于取心段,开展了详细的岩心观察并系统取样,进一步磨制显微薄片进行显微岩相学观察,着重分析火山岩的形貌学(粒径、浆屑形态)、成分差异性特质(浆屑、同源角砾、异源角砾的比例、角砾本身的岩性等)、结构构造(尤其是能够指相的关键结构与构造,如熔结结构等)等特征。对于未取心层段,则依据其成像测井信号,以同时具有成像测井并取心的层段为校正基础,进行对比厘定,最终再在形貌学上约束其结构-构造特征和堆积形态。对于仅有电性测井的层段,首先利用各口井取心段相应的地球物理测井曲线特征,总结曲线形态和数值特征与实际岩相学特征之间的对应规律,然后再利用这些规律,对进仅有电性测井的层段的岩性进行合理推测。在上述方法的运用下,再以物理火山学相关理论为基础,解释这些岩性、岩相信息,最终建立对喷发机制和岩相成因机制的系统解译,并探讨这些岩相所对应的成因机制对其储集性能的贡献意义。
3 岩相识别鉴定方案
根据作者团队成员在ELIP长时间开展相关岩性岩相学工作所积累的经验与实践认识
[12,23,25],本文研究组拟采用以Fisher与Schmincke
[20]提倡的三端员粒径分类法为主、以成因分类(genetic classification)为辅的岩性识别鉴定方案。火山碎屑成因多样,按照来源,可归为两大类:浆屑(juvenile clasts,指由喷出火口的岩浆直接冷凝而成的碎屑)和岩块(lithic blocks,指喷发时被捎带出的、业已凝固的岩石块体,可直接以其岩性称呼其为“××岩角砾”。其中,由同一火山机构内早期火山岩提供的岩块称同源岩块,完全由围岩提供的角砾则为外源岩块)(
图2a)。但是,粒径分类法却并不关心这些火山碎屑的具体成因,仅仅依据火山碎屑的粒径这个可客观测量的参数,将火山碎屑划分为火山灰(
Φ<2 mm,
Φ代表碎屑直径,下同)、火山砾(2 mm≤
Φ≤64 mm)、火山弹/块(
Φ>64 mm)3个尺度级别(
图2b),并根据3种火山碎屑在岩石中的占比,将火山碎屑岩划分为凝灰岩(tuff)、火山砾岩(lapillistone)、火山集块岩(agglomerate)3个端员类别与角砾凝灰岩(lapilli tuff)、凝灰角砾岩(tuff breccia)两个混合类别(
图2c)。该分类方法的优点是绕开了火山碎屑物质来源的复杂性以及成因解释上的主观性。但这个优势也恰恰是其限制所在,因为粒径分类法无法很好反映火山碎屑物质的不同来源以及成因差异,对判断岩相和成因机理无法提供根本助力。因此,需要在粒径分类基础上,同步结合成因探讨,进一步利用火山学原理和特殊指相标志等,对火山碎屑岩的成因进行综合确认(
图2d)。
以此为准则,在实际研究中对成都-简阳地区火山岩(包括熔岩和火山碎屑岩)进行了系统鉴定。从鉴定结果来看,研究区发育的火山岩大类已然不下10种,但其中相当比例的岩性要么结构致密(如粒玄岩以及由浆屑和灰岩岩块共同堆积而成的复成分角砾岩等),要么发育规模极小,仅以薄层存在(如纹层状凝灰岩等),这些岩性不具备储层地质意义,因篇幅有限,不再一一详述,本文仅聚焦具有明确油气储集潜力的关键火山碎屑岩进行集中报道,并进一步梳理其成因。在研究区,这些关键火山碎屑岩一共归纳为3个大类,分别为熔结凝灰岩体系、自碎裂角砾岩体系和集块岩体系。后续段落将详细描述解释这三类岩性体系的具体特征和成因机理。
4 岩相学描述
4.1 熔结凝灰岩体系(ignimbrite series)
熔结凝灰岩(ignimbrite)是一种以熔结(welding)组构为特征的火山碎屑岩。所谓熔结组构,乃岩浆碎屑以火山碎屑流的形式喷出火山口后,受挥发性气体包裹,长时间维持塑性,在运移过程中沿搬运方向逐渐拉长,并在此过程中逐渐降温,在最终凝固时,以平行于流动方向,紧密焊结的条形岩石组构。其整体称为条纹斑杂构造(eutaxitic structure),构成条纹斑杂构造的单个长条形浆屑,岩相学上称“火焰石(fiamme)结构”,是识别熔结凝灰岩的必要条件
[42],也是陆上火山碎屑流的指相标志。
研究区熔结凝灰岩以YT1井、TF1井、TF2井、TF102井发育最为典型(
图3)。考察上述各井熔结凝灰岩,有以下6方面共性特征:(1)均发育碎屑结构(这是判断其为火山碎屑岩的必要标志);(2)熔结结构均明显(这是判断其为熔结凝灰岩的必要标志);(3)在岩性上,均属于镁铁质,蚀变特征明显,对火山碎屑和火山灰基质进行电子探针和X光衍射定性分析,均反映其成分为蚀变绿泥石(绿泥石为基性成分的常见蚀变产物),内部有少量残余基性长石晶屑和保留辉石晶屑形态假象的绿泥石集合体;(4)岩石总体呈现深绿-浅绿色,而非新鲜基性火山物质的灰色;(5)孔隙高度发育(这是其作为勘探目标的主要原因);(6)层理构造不发育,但宏观上具有大套粒序的韵律变化。
各井熔结凝灰岩在岩性细纵向变化上亦有很大不同:
YT1井熔结凝灰岩发育在直钻深度5 634~5 755 m层段,内含1~2套成像测井上以大型多边形亮块组成的夹层,解释为由角砾状明显的岩块致密堆积所构成的集块岩夹层。岩心观察显示,熔结凝灰岩基质呈灰绿色、浅绿色,由大量绿泥石化的火山灰构成,间夹不定型二氧化硅集合体(
图4a,
b)。“火焰石”结构呈棕色、暗绿色、表现为以绿泥石为主要成分的狭长条带,这些火焰石条带以基质支撑的方式漂浮于浅绿色、绿泥石化-硅化的火山灰基质中(
图4a,
b)。条纹斑杂构造在岩心、镜下(
图4a-d)和成像测井上均反映良好。在本段,微孔隙极为发育,导致本段岩心整体孔隙度较高,镜下识别出的优势孔隙类型为溶蚀孔和绿泥石晶间孔。部分孔隙空间被不定形态-微晶态硅质胶结。本段电性测井整体显示稳定弱锯齿化的自然伽马(GR)读值曲线,在30~50 API范围内波动。密度曲线则围绕2.55~2.6 g/cm
3进行窄幅震荡,在某些层段出现明显的左偏或右偏尖峰,结合成像测井,将左偏峰解释为层段内溶蚀作用较为发育的疏松层、右偏峰则为岩块角砾密集发育的致密层段(
图3)。
TF1井熔结凝灰岩段取心段位于5 209~5 216 m,垂厚约7 m,在该段熔结凝灰岩里,外源岩块极为发育,含量占10%~20%,以显著重结晶的灰岩角砾为主,整体呈浅灰色,灰岩岩块的原生结构几乎被重结晶作用破坏殆尽。另有少量同源玄武岩和凝灰岩岩块。基质中15%~30%为深青色绿泥石构成的平行条带状火焰石结构(
图4e,
f)。上述所有成分均以颗粒支撑的形式与火山灰基质相互胶结、焊结,角砾间的孔隙空间,则被以钠长石和方解石为主的胶结物完全胶结。胶结物中混有不定量沥青,夹于早期胶结的钠长石和晚期胶结的方解石之间(
图4g)。未堵塞的储集空间反而多见于浆屑内的粒内溶蚀孔和绿泥石晶间孔。本段测井信号GR值呈弱锯齿化,密度读数为2.6~2.7 g/cm
3,且以较低的补偿中子、较高的声波测井读数为特征,反映岩性堆积较为致密、胶结较为紧实的特征(
图3)。基于相似的测井信号,将该井垂深5 228~5 338 m层段亦解释为熔结凝灰岩。
TF2井熔结凝灰岩位于5 253~5 309 m深度段,在第三回次取心段中直观显示,更深则无岩心或成像测井支撑,只能通过测井曲线、结合邻井相同层段的岩性发育特征予以推测。在岩心和薄片视域下,除第三回次取心段除最顶部数十厘米熔结特征不明显外,其余层段皆显示平行排列的火焰石结构,在局部区域,含约10%的灰岩或玄武岩岩块(
图4h-j)。这些岩块较小,粒径多为1~3 cm,与火焰石结构一起,以基质支撑的方式混杂在蚀变火山灰基质和细晶方解石+钠长石组成的胶结物中。该段胶结物中极少混有沥青(
图4h-j)。本段自然伽马曲线稳定保持在45~55 API。密度读值平均约2.6 g/cm
3(
图3)。取心段以下层段整体延续取心段的测井曲线特征,偶见右偏尖峰,解释为内部岩块富集的致密夹层。
TF102井熔结凝灰岩段集中发育于5 432~5 533 m深度段,取心段集中在本段上部,基质呈灰绿色、浅绿色,由大量绿泥石化火山灰构成,微孔隙极为发育,导致本段岩心整体呈现疏松特征(
图4k)。在绿泥石化基质中,见棕色相互近平行排列火焰石结构,呈基质支撑的方式漂浮于基质中。在本段,溶蚀孔、洞大量发育,大者可达数厘米,在溶蚀孔洞中,见钠长石、沥青和方解石充填,构成次序明显的钠长石-沥青-方解石3期胶结物(
图4l)。对应的测井信号上,GR曲线围绕45~55 API区间波动,以稳定的弱锯齿化为特征形态,偶见波动幅度不高的尖峰。因岩性较邻井更为疏松,密度读值偏低,报2.3~2.4 g/cm
3(
图3)。在岩心层段外,三孔隙度测井曲线道(密度、声波时差、补偿中子)同样出现了右偏锯齿峰,表明为岩块丰富、质地较硬、结构较为致密的夹层。在成像测井上,这些锯齿段对应的层位的确显示较亮块体(岩块)的含量明显增高,同时结合对应深度段方解石含量曲线道里本段方解石含量骤增的事实,推测这些岩块主要以灰岩角砾为主。在这些锯齿峰之外的层段,成像测井中,亦时常见到大粒径火山碎屑以及“流状纹路”相互混杂堆积的特征,构成熔结凝灰岩熔结组构的明显写照。
4.2 自碎裂角砾岩体系(autoclastic breccia series)
自碎裂角砾岩(autoclastic breccia)是由自碎裂作用形成的火山碎屑岩。该作用机制:溢流熔岩在流动过程中,因挥发分由内向外持续溢出且内部和表层冷却速度不均一,表层外壳富气孔且率先凝固但熔岩内部尚因余温而继续维持流动性,导致外壳在内部流态主体的驱使下被迫继续运动,在运动张力的作用下逐渐开裂,最终使熔岩由外向内自行碎裂为独立碎屑块体。当开裂强度巨大,以致熔岩大部分区域呈现碎裂结构时,便可将整套熔岩体全部自碎裂化,此时可称“渣状熔岩”。虽然自碎裂角砾岩同样以浆屑为主要成分,但它是溢流熔岩的衍生物。因此,和熔结凝灰岩等爆破式火山碎屑岩的最大区别是:它的浆屑呈刚性且富气孔,浆屑之间不发育熔结结构、不掺杂细粒火山灰以及不含异源岩性角砾。这也构成了自碎裂角砾岩区分于其他爆破型火山碎屑岩的典型鉴定依据。根据这些标准对研究区所有井内火山碎屑岩进行判别,确认研究区自碎裂角砾岩主要见于TF102井与TF8井顶部两套层位(
图3)。
TF8井自碎裂角砾岩段主要发育在5 136~5 186 m深度段,由3套底部薄层玄武岩+中上部自碎裂角砾岩的岩性旋回构成。其中,玄武岩含10%~20%杏仁体,呈致密块状,受蚀变作用强烈,辉石微晶和基质已全部绿泥石化。自上而下,3套旋回的玄武岩分别厚2.3 m、3.3 m和3.6 m,上覆均为自碎裂角砾岩(渣状熔岩)(
图3)。这些自碎裂角砾以刚性为主、偶尔在局部显示弱流动性。内部含密集的微气孔,角砾边界切穿气孔外壁,外观轮廓呈参差状。火山角砾以颗粒支撑的形式构成岩石骨架,全段几乎未见任何以碳酸盐为成分的外源岩块(
图5a,
b),且不充填火山灰级别的细小基质。颗粒支撑+缺乏细粒基质的特质,致使角砾间发育大量砾间孔,但这些原生孔隙已被多世代胶结物充分堵塞:第一世代以自形晶钠长石为主,镶边发育;第二世代为黑色沥青;第三世代为堵塞孔隙中央的粗晶方解石。只有最顶部旋回的胶结物仅以粗晶方解石为主且胶结致密(
图5c,
d)。自碎裂角砾岩之间无分选现象,整体以块状构造均匀堆叠。
在自然伽马曲线道,自碎裂角砾岩的测井曲线和下伏于本段的含浆屑灰质复成分角砾岩无法有效区分,但在三孔隙度曲线上,本段明显具有较高的声波时差和补偿中子读数,显示本段具有较高孔隙度、较强绿泥石化、岩石整体较为疏松的特质(
图3、
图5b)。本段最顶部一套旋回的中子和声波时差曲线读数骤然降低,密度明显升高,和其对应段岩心上火山渣受方解石致密胶结,导致胶结紧密、结构结实的岩性特征相一致(
图5a)。
TF102井的渣状熔岩段位于5 395~5 431 m深度段。本段岩心取心充分,在岩心中,火山碎屑呈碎块状、碎渣状产出,整体之间以碎屑支撑的方式相互组成岩石的基本格架(
图5e,
f)。火山碎屑呈深灰色、互相之间锯齿状嵌合,内填白色胶结物,镜下鉴定为方解石。火山碎屑之间无熔结作用,不发育火焰石结构,但在某些岩心层段,火山渣之间明显相互粘连,甚至逐渐“愈合”,过渡为“含有裂缝”的致密熔岩(
图5e)。
4.3 集块岩体系(agglomerate series)
和上述两大类岩性不同,(火山)集块岩是一个纯描述性分类,系指粒径分类三角图中由占75%以上
Φ>64 mm的火山碎屑所组成的端员(
图2)。进一步结合成因和形貌,可将集块岩分为两种:主要由岩块堆积形成的“角砾集块岩”,以及由塑形火山弹堆叠形成的“溅积集块岩”。在研究区,溅积集块岩主要发育在TF1井,具有良好的储集性能。角砾集块岩则主要发育在YT1井等熔结凝灰岩层段内部,构成致密的岩块夹层。
TF1井溅积集块岩见于5 358~5 423 m(垂深5 216~5 259 m)深度段,垂厚约45 m,由90%以上火山弹级别的浆屑构成,外观青绿色,指示强绿泥石化蚀变改造,因焊结强烈,火山弹之间边界晦涩,偶有边界轮廓较清晰者呈现不规则的强塑性外观,呈拉长状、旋转状、破片状,互相之间呈现黏结特征,内部有沿流动方向的气孔拉长痕迹,堆积致密,偶有灰岩角砾或玄武岩角砾夹于其中,分布较为零星,几乎没有火山灰级基质产出(
图6a,
b)。镜下见浆屑之间的孔隙充填3期胶结物,即第一世代钠长石自形晶+第二世代沥青+第三世代粗晶方解石(
图6c,
d)。整段无成层性。本段自然伽马测井信号稳定在55~65 API读数;密度曲线维持在2.3~2.5 g/cm
3,且沿层段自上而下读值逐渐降低,反映了全段整体岩石骨架较为紧致,但密度不高的特质。
5 岩相成因机理解译
5.1 熔结凝灰岩——火山碎屑流相
来自现代以及古老火山机构的研究实例充分表明,熔结凝灰岩是火山碎屑流(pyroclastic flow)喷发的典型产物
[20,43]。火山碎屑流本质是一种重力流,以喷出火口的热气浪作为载荷流体,内部含有大量未凝固-半凝固的岩浆破片以及其他外源岩块角砾,在重力势能作用下,从火口向火山机构周缘低地势地流动。火山碎屑流的发育,有3个必要前提,即“陆上”、“有高程差”和“爆破式喷发”
[20,43](
图7a)。首先,岩浆的喷发方式必须是岩浆溢气导致的爆破式喷发,岩浆在上涌过程由于围压减小、导致溶于其中的气态挥发分剧烈溢出,岩浆和剧烈溢出的气体混为泡沫状混合物,气体则将与之混合的岩浆分割为独立的塑形破片。在巨大膨胀压的作用下,气体携带岩浆破片剧烈喷出火口,构成均一的重力流相。其次,火山口和周缘地区之间必须要有一定的高程差,唯有以此产生重力势能的差值,碎屑流才能够流动起来。在运移过程中,碎屑流内部产生沿运动方向的剪切力,为熔结作用的发生提供了条件;再次,喷发环境必须是陆上。由于水的比热容明显比气体大,倘若在水中喷发,周围水体将会迅速吸收岩浆热量,岩浆将会快速淬火凝固,导致无法形成稳定均一流动的热气浪-浆屑混合体。相反,只有在陆上喷发时,由喷发柱对流形成的热气浪才能更长时间维持,确保自身保持均一流动相的同时,亦令内部未固结的浆屑有效与环境温度相隔绝,从而在较长时间的流动过程中缓慢凝固、逐渐塑形,最终形成熔结凝灰岩特有的形成熔结结构(
图7a)。
从火山口开始,火山碎屑流在向周缘不断运移的过程中,能量骤减,导致内部碎屑以粒径由大到小的次序沿搬运距离依次堆积。因此,可直观利用熔结凝灰岩中的粒径成分,将火山碎屑流划分为多个亚相——近源亚相、中段亚相、远端亚相和灰云亚相(
图7a)。
发育熔结凝灰岩的各口井中,TF1井熔结凝灰岩的粒径明显最大,内部外源灰岩角砾的粒径甚至可达火山弹级别,且含量丰富,达15%~25%之多。拉长的浆屑平均长轴甚至可达数厘米,且整段除了因条纹斑杂构造而呈现近平行排列的线理之外,不发育粒序分层或其他显著的层理构造,碎屑之间杂乱堆积。这些特质有力表明了TF1井为近火口堆积相。此外,TF1井熔结凝灰岩内的灰岩岩块广泛发生大理岩化改造、失去原生结构的特征,反映了其饱受烘烤的特质,推测它们应是直接接触岩浆房的围岩在爆破式喷发中被卷入岩浆,从而在喷发时被一并带出。由此推知,TF1井距喷发口极近,其亚相应为近源亚相。在此基础上,结合岩相横向连续性定律以及相邻井位的岩性特征(如TF7井仅发育熔岩),辅以地震剖面,便可有效预测这套火山碎屑流的展布方位。
YT1井和TF102井近邻,但整体距离TF1井较远,它们和TF1井熔结凝灰岩最大的区别是,岩块含量骤减,YT1井含10%~20%的灰岩岩块,漂浮于绿泥石化的火山灰基质中,重结晶显著,但未达大理岩化;TF102井几乎不含灰岩角砾,整体仅由火山灰和火焰石条带构成,表明该井熔结凝灰岩经历了有效的释荷与重力分异。因此,定义YT1井为中段亚相,TF102井为远端亚相。
TF2井熔结凝灰岩和YT1井熔结凝灰岩之间区别更显著。YT1井岩块多以3~4 cm的岩块为主,且浆屑的熔结作用较强,甚至可含>20%充分熔结的拉长火山渣,而TF2浆屑粒径明显更细,基质含量更高、伴生的外源岩块也多以1~2 cm的细小灰岩角砾为主,熔结程度也明显较弱,层段顶部局部甚至可见未熔结的火山渣,表明TF2井火山碎屑流堆积物最顶部层位是与空气直接接触、对流频繁的火山灰云,定义为火山碎屑流相灰云亚相,而下部含灰岩岩块增多的层位则为火山碎屑流的中段-远端亚相(
图7a)。
5.2 自碎裂角砾岩——溢流渣状熔岩相
根据自碎裂角砾岩的形成机理,它是溢流式熔岩在流动过程中,因自身冷缩张力而碎裂产生的形态,故无法算作爆破性喷发产物,更无法划分亚相。在厚层熔岩堆积体里,自碎裂角砾岩往往构成溢流熔岩堆叠体的表层或外缘部分,向内则逐渐过渡为碎裂不明显的含裂缝玄武岩,最终过渡为均一致密的厚层熔岩(
图7b);至于薄层熔岩,则往往可以从内到外全部自碎裂化,导致缺乏中心的致密玄武岩部分,最终在地层中表现为单套渣状熔岩。水平方向上,自碎裂角砾岩是熔岩表壳和内部差异性降温之后的产物,因此往往发育在熔岩舌状体的前端方位。基于这些原理可以推知:TF8井和TF102井自碎裂角砾岩很可能缘于区域内裂隙式喷发产生的溢流熔岩。这些熔岩不断流动、延伸,在条件允许的条件下,逐步发生自碎裂化,从而形成自碎裂角砾岩。有趣的是,在TF8井和TF102井周边,也确实分别有TF7井和TF101井这两口典型的纯熔岩型钻井,从而在岩相上构成了良好的横向过渡一致性,可合理将TF8井和TF102井的自碎裂角砾岩识别为TF7井和TF101井巨厚溢流式堆积体的外延部分(
图7b)。
5.3 集块岩——近火口溅积相
火山集块岩是由超过64 mm的大型浆屑杂乱堆积形成的火山碎屑岩。具有油气储集意义的集块岩集中发育在TF1井最顶部熔结凝灰岩段的下伏层段,这些浆屑以较明显的塑性外观为主,互相之间边界黏合度高,岩块含量少,且鲜有火山灰与之一并发育。它们杂乱堆积,不成层状。上述特征表明,这些火山弹喷发时,岩浆房内部挥发分溢出趋势并不强烈,积聚的压力不大,无法对岩浆进行充分细碎化,只能使岩浆在维持较黏稠的情况下,呈“坨坨状”挤出火口。因挤出火口的岩浆块体巨大、加之喷发能量不强,这些岩浆坨只能近距离溅落在火口周围,逐步堆积,构成溅积集块岩体,这种喷发方式是斯通博利式(strombolian)乃至夏威夷涌溅式(fire fountaining)喷发的典型产物(
图7c)。
由本段向上,外源岩块的含量略有提升,出现了10%~15%的大理岩化灰岩岩块。这表明随着火口周缘溅积集块岩的不断堆叠,火山通道有所加长。于此同时,岩浆房内挥发分也在不停溢出,压力不断聚集,开始从弱能量溅积,朝着爆破性更强的趋势演化,从而开始逐步破坏火山通道的围岩,形成外源岩块,随岩浆一并喷出。结合层段的岩性变化,可认为这些岩块的出现,表征着TF1井已经开始从涌溅式喷发向着火山碎屑流喷发过渡了。随着溅积集块岩持续加厚,围绕TF1井所在的火口,很可能已经构筑起了一套溅积堆(spatter cone)或火山渣锥(scoria cone)(
图7c)。随着时间越推移,这些物质越堆积,岩浆通道便越长,岩浆的上涌便越不畅,加之挥发分在火口内部随着岩浆缓慢降温不断释放,通道内部的压力愈发增大。这些趋势为火山碎屑流的全面爆发提供了前置基础,最终,在彻底爆发之后,形成了该井上覆于溅积集块岩层段之上的火山碎屑流近源亚相。
6 火山原生喷发-堆积机制对储集性能的制约因素
鉴于对该区域火山岩钻井的研究最终是以油气勘探为导向的,那么,落脚回油气勘探所关心的核心问题,就有以下几个问题随之而来:(1)为什么成都-简阳地区的储集空间主要发育在这些岩相、而不是其他岩相中?(2)为什么上述各种不同的喷发-堆积机制,皆能够同步发育优良孔隙,构成具有极强储集潜力的岩性组合呢?
根据本文研究组在储层地质学方面取得的认识,YT1井、TF1井、TF2井、TF102井熔结凝灰岩,TF8井自碎裂角砾岩和TF1集块岩均为孔隙型储层,极少发育裂缝型储集空间。除了脱玻化微孔、方解石胶结物解理缝等因规模微小而不具备实际工业意义的孔隙类型外,上述各井关键孔隙类型均为下列两类:(1)浆屑和基质遭受溶蚀作用产生的溶蚀孔(
图5d;
图8a,
b);(2)浆屑受蚀变改造,发生绿泥石化,在火山玻璃相变为绿泥石过程中产生的绿泥石晶间孔(
图8c,
d)。请注意,这两种孔隙类型皆为次生成因。相反,火山碎屑堆积时,碎屑角砾间未被基质填充的原生砾间孔,却普遍遭受胶结物填充,乃至胶结紧实(
图4g;
图5c,
d)。这种现今开放孔隙为次生孔,而原生孔却普遍遭受堵塞的现象,虽然与喷发期后的成岩作用密切相关,但次生孔本身之所以能够良好发育,却同样离不开一系列与原生喷发-堆积机制紧密相关的前提条件的实际约束。这些原生条件的约束主要体现在下述3个方面:
(1)上述所有喷发机制均发育大量浆屑(这是蚀变作用得以发生的物质基础保证)。火山碎屑分为浆屑和岩块两大类,其中岩块又分同源岩块和外源岩块(
图2a)。在这3种碎屑类型中,浆屑往往以玻璃质、隐晶质为主要成分。镁铁质玻璃与隐晶质集合体在表生和热液环境中是热力学极不稳定物质,极易溶于化学活泼的热液(即溶蚀作用)或与热液反应形成镁铁质黏土矿物(如绿泥石、蒙皂石)(即蚀变-交代作用)。另一方面,研究区喷发前的古环境背景(茅口组碳酸岩台地)决定了卷入喷发的外源岩块皆为灰岩。热液胶结物和溶蚀孔洞中大量发育方解石的现象以及TF2井熔结凝灰岩里浆屑几乎被完全溶蚀。而碳酸岩胶结物和灰岩角砾却得以完全保持新鲜的现象有力表明:这套对火山岩储层进行改造的溶蚀性热液,对方解石是过饱和的。因此,以灰岩为主的外源岩块越少,浆屑越多,岩石整体就越容易在溶蚀-蚀变交代作用下发育更高的孔隙度。3种优质储集岩性对应的3种喷发方式中,火山碎屑流是岩浆溢气爆破的典型产物,在此机制下,岩浆上涌时挥发分大量溢出导致上涌岩浆被充分分割为不连续块体、最终遭受泡沫化细碎分解产生大量浆屑。与之相对应,另一种常见的基性爆破式喷发的诱导机制——水汽岩浆爆破(hydromagmatic explosion)则属于“冷爆破”,是岩浆上升并遇到地下水发生爆炸,直接在地表浅层炸裂,因此围岩岩块在其中的比例极高甚至远超浆屑(如TF2井最上段和TF8井的复成分角砾岩)。自碎裂角砾岩更毋庸多论,它本身就是溢流式熔岩在流动过程中因自身碎裂而发育的产物,其形成的所有碎屑类型必然只可能是浆屑。TF1井溅积集块岩则是涌溅式喷发向火山碎屑流喷发过渡的产物,由较低烈度的岩浆溢气所诱发,挥发分泡沫化程度低,通道内上涌岩浆仅被分割为不连续的大块体,在低释压条件下低速抛溅至火口近缘,虽然含有周缘围岩的岩块,但其比例终归不高(不超过15%)。
(2)上述喷发机制在初始堆积时皆发育大量原生孔隙(这是热液系统得以有效渗入火山碎屑、对其进行蚀变改造的前提保证)。火山碎屑流是热挥发分和浆屑充分混合、共同运移的均一相重力流。流动过程中,随着浆屑纷纷熔结,挥发分被圈闭在熔结的碎屑流内部,从而使熔结凝灰岩原始堆积时天然具有较高的原生孔隙度
[20,43]。TF8井、TF102井的自碎裂角砾岩由熔岩溢流形成,缺乏细碎化机制,因此几乎不含火山灰,整体以大块浆屑的颗粒支撑为主。大颗粒的骨架支撑,加之缺乏细粒基质,导致原始堆积时角砾间发育大量孔隙空间,且在初始条件下几乎全部开放,溅积集块岩具有和自碎裂角砾岩相似的原生孔隙空间特质。在后续蚀变作用过程中,尽管岩相学表明上述所有原生孔隙在后期热液流体活动过程中几乎全部遭受致密胶结,但孕育这些胶结物的热液,在全面渗入原生空间过程中,却必然要与孔隙周缘的浆屑骨架直接接触。浆屑由热力学不稳定的玻璃质、隐晶质构成,在与热液接触过程中,不免极易遭受溶蚀作用,从而产生大量溶蚀孔。而交代作用则将镁铁玻璃质逐步改造为绿泥石,在相变过程中引起体积收缩,最终在微观层面上,诱导了绿泥石晶间孔的大量产生(
图8c,
d)。于是,当热液活动产生的胶结物破坏性地填满原生孔隙时,同步进行的溶蚀作用和交代作用,却在浆屑骨架内部建设性地开辟了可观的次生孔隙,在后续过程接受油气的充注。与之形成鲜明对比的则是致密粒玄岩与玄武岩,虽然它们的岩石骨架同样不乏玻璃质、隐晶质等基质组分,但由于岩性致密、初始孔隙度极低,导致流体无法渗入,溶蚀作用极为微弱,原生-次生孔隙均不发育,甚至哪怕出现在同一口井(如YT1井),其岩性亦保持完全新鲜,仿佛从未受到后期改造。
(3)火口近源相(这是流体形成化学活动性热液的热源保证)。对各井火山相的分析、结合物探刻画出的重力-磁力异常区域范围,认为成都-简阳地区坐落在一座巨大的岩浆房之上,并在地表发育多个火口群。岩浆房的存在,保证了在喷发期乃至喷发期之后的同生期,区域内都维持着异常地热梯度。这个异常地热梯度,使得浸入火山碎屑堆积体之间的流体,能够表现出比正常地热梯度更强的化学活性,从而对储层进行更有效率和更大规模的改造,保证了次生孔隙的发育规模。在研究区内,与此鲜明对比的是JT1井。该井坐落在火口外围,发育的火山碎屑岩亦为外围堆积相,因而很难受到火口附近异常地热的影响。导致该井哪怕同样发育浆屑比例极高的凝灰岩和角砾凝灰岩,其次生孔隙的发育程度却远远低于YT1井内直接坐落在火口周缘的熔结凝灰岩。
总体来说,成都-简阳地区火山岩油气藏,是“原生发育机制提供大量浆屑—产生大量原生开放孔隙—遭受流体大规模渗入—在火口热异常区高化学活性条件下大规模改造浆屑物质”等多过程与因素合力促成的结果。这个结果,至少在ELIP范围内,很可能构成了第一个受到实际火山学规律验证的储层发育模式。在实际勘探应用中,如何运用这套模式预测储量,关键在于如何利用火山学原理约束这些岩相在空间中的叠置规律。比如,火山碎屑流身为重力流,它天然沿重力势下降最快的路径流动,并在流动过程中,完成近源亚相—中段亚相—远端亚相—灰云浪亚相的依次就位。而对于自碎裂角砾岩型储层,则需要以寻找裂隙式喷发口为前提,并以溢流熔岩舌状体的末端(这是熔岩流开始有效发生自碎裂的区域)作为勘探重点,在平面上刻画熔岩舌状体(lava lobe)的流动方位、堆积特征和相互叠置格架。上述目标的实现,不仅需要以火山学基础原理为先导,同时也有赖于地球物理勘探对火山岩地下展布情况进行有效的解剖与刻画,确认喷发时古地貌特征和火口发育位置,最终汇总各方面信息,结合相关成藏要素,完成对勘探有利区的发现与部署。
7 结论
成都-简阳地区近期钻探确认了峨眉山大火成岩省中发育全新的火山碎屑岩体系。对钻遇的岩石学现象展开了详细的物理火山学分析,认为这些火山碎屑岩储层主要富集于熔结凝灰岩、自碎裂角砾岩和溅积集块岩3种关键岩性中。其中,熔结凝灰岩主要发育于YT1、TF1、TF2、TF102等井位,以熔结结构、条纹斑杂构造、火焰石结构和少量外源岩块的混积为标志,是陆上岩浆溢气爆破产生的火山碎屑流堆积产物。其中,TF1井发育火山碎屑流近源亚相,YT1井为中段亚相,TF102井显示远端亚相特征。自碎裂角砾岩主要发育于TF102井、TF8井火山岩层段顶部,以高纯度的富孔火山渣堆积为特征,无外源岩块,无火山灰基质,与致密玄武岩渐变过渡,是陆上溢流熔岩在流动过程中发生自碎裂作用的产物。溅积集块岩主要发育于TF1井中上部,夹于该井火山碎屑流层段之间,以塑性火山弹的致密堆叠、焊结为特征。上述各岩性均遭受严重绿泥石化,发育大量溶蚀孔和绿泥石晶间孔,表明其储集空间主要受蚀变和交代等次生作用控制。这些岩性浆屑比例高,浆屑在堆积过程中发育了充足的原生砾间孔,并围绕火口群周缘区域堆积,为热液全面渗入以对浆屑进行溶蚀交代改造并最终产生大量溶蚀孔和交代孔提供了必要前提。
感谢《地学前缘》编辑部同志和审稿专家在编辑和审稿过程中对研究提出的宝贵修改意见。
中国石油天然气股份有限公司油气和新能源分公司科技项目“四川盆地二叠系火山岩重大勘探领域综合地质研究与关键技术攻关(kt2020-02)”
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