川西简阳地区二叠纪火山岩成岩作用及其对储集性能的影响

罗 冰, 马 羚, 刘 冉, 杨 帅,李 亚, 李 乾, 周 刚, 王 尉

(1. 中国石油西南油气田分公司 勘探开发研究院，成都 610041；2. 成都理工大学 沉积地质研究院，成都 610059)

火山岩蕴含丰富的油气资源，随着对探明石油资源的消耗日益增加，火山岩油气藏表现出巨大的勘探潜力。自20世纪90年代在四川盆地周公山构造发现小型玄武岩裂缝型气藏后，四川盆地二叠纪火山岩储层的相关研究长久以来主要围绕周公山构造开展，短期内在盆地内其他地区也未有重大发现。直到2018年底，简阳地区的YS1井在二叠纪火山岩中初步落实天然气预测储量达千亿立方米[1]，YT1井在二叠纪火山岩中初步测试日产气几十万立方米[2]，TF2井也钻遇火山岩优质储层，近期的重大勘探突破表明川西简阳地区的火山岩具有良好的勘探价值，因此有必要对该区二叠纪火山岩进行系统研究。

相关研究成果表明，火山岩储层的发育一般受到构造破裂或岩石溶解的影响[3-8]。火山岩在不同埋藏深度经历了不同类型的成岩作用，它们暴露在地热场和构造活动中，导致了孔隙和裂缝的形成，进而具备一定的孔隙度和渗透率[5,9-12]。在这一过程中，成岩作用的某些方面与碎屑岩的成岩作用类似，如矿物充填、蚀变交代和溶解作用，它们可以改变孔隙结构，溶解初始矿物或基质，也包括次生矿物的沉淀。由于相对缺乏火山岩储层成因方面的详细研究，对火山岩孔隙的相关认识常被简化，储层的形成机制通常归因于构造裂缝和风化作用的控制。实际上，火山岩的储集系统由气孔、微裂缝和裂缝的复杂框架组成，这是原生和次生过程中相互作用的结果[13-17]。在任一确定的研究区域内，不同岩相中，每个控制因素对不同火山岩最终岩石物性的贡献程度会有所不同[18]。

简阳地区位于四川盆地西部，该区域二叠系中发育有以孔隙为主的火山碎屑岩型储层，勘探潜力巨大，因此有必要加强火山岩储层形成演化过程的研究，有助于明确四川盆地火山岩气藏的成因机理和展布情况。目前缺乏对研究区二叠纪火山岩的成岩特征及其对储集性能影响的系统分析，缺少相关的定量研究。据此，本文综合火山岩的储层特征与成岩作用特征，研究成岩作用对火山岩储集性能的影响。

1 火山岩储层特征

岩心、薄片观察和地球化学分析的结果表明，简阳地区发育的二叠纪火山岩总体以溢流相的火山熔岩和爆发相的火山碎屑岩为主(图1)，岩石属于钙碱性-碱性系列，爆发相的火山碎屑岩在简阳地区分布较广。其中火山熔岩的SiO2质量分数(w)为45.70%～53.14%，属于基性-中基性岩类，以玄武岩为主。火山碎屑岩多见角砾熔岩、凝灰熔岩和凝灰岩。常见的成岩矿物为斜长石、钾长石、普通辉石、石英、方解石、赤铁矿和黏土矿物。此外，也有少量次火山岩相的辉绿玢岩发育，见于简阳地区的YS1井和YT1井火山岩段下部。

铸体薄片观察及孔渗测试的结果显示，火山岩中的原生孔隙以气孔和火山碎屑间的粒间孔为主，次生孔隙主要为脱玻化孔和溶蚀孔。研究区内火山岩中裂缝的发育规模不大，且裂缝多被后期成岩作用改造充填，对油气运移的贡献有限，故研究区内发育孔隙型储层。以YT1井为例，发育的储集岩性为角砾熔岩和凝灰熔岩。如图2所示，YT1井柱塞样物性(19样次)分析结果表明，该井火山岩的孔隙度(q)为8.66%～16.48%；渗透率(K)为0.004 6×10-3～0.170 8×10-3μm2[19]。样品的孔渗相关性较高，相关指数R2值为0.731 3。

2 成岩作用类型

根据岩心及薄片分析，以对储层孔隙度改变程度为标准进行评价，可以将简阳地区的火山岩成岩作用分为建设性(图3)和破坏性(图4)两类[20]。

2.1 建设性成岩作用

爆裂破碎作用：火山喷发时因地下深部的高温高压岩浆、气液冲出地面，破碎岩石形成粒间孔隙，或岩浆淬火或斑晶破裂形成炸裂缝的作用。

重结晶作用：岩浆从析出晶体到全部固结后，矿物的成分不变但形态与大小发生变化，重结晶形成的矿物晶体之间可形成晶间微孔隙。

冷凝收缩作用：高温岩浆喷出地表后快速降温从而冷凝收缩，研究区发育的熔岩中均存在一定程度冷凝收缩作用。但该类成岩作用在纵向上的发育范围有限，且形成的孔缝后期多被充填，对储层储集性能的贡献有限[21]。

挥发逸散作用：富含挥发分的岩浆喷出地表后，因温度和压力快速降低使挥发分逸出，从而形成原生气孔。研究区内多见于玄武岩中，此外在碎屑熔岩和熔结角砾岩中的浆屑里也较为多见，气孔常沿着熔浆流动方向排列。

风化淋滤作用：火山岩主要形成于地表环境，总会受到风化淋滤的影响，风化淋滤面可形成于每个喷发旋回的间歇期内。多数火山岩的孔隙发育会受到矿物的淋滤(溶蚀和氧化)影响，可形成风化裂缝和次生溶孔。除破碎岩石外，风化淋滤还会改变火山岩的化学组分，带走可溶物质，起到扩大孔隙及提高渗透率的作用。

构造作用：构造运动是研究区内火山岩中裂缝形成的主要成因。构造裂缝边缘平直、延伸长，常见构造裂缝切穿早期矿物和碎屑，可以连通原生气孔，自身还可作为储集空间以及热液、地表水的运移通道。

脱玻化作用：熔浆在过冷却及黏度增大时会快速形成极不稳定的玻璃质，随着时间增长和温度、压力升高时，玻璃质会自动形成稳定态的晶体。脱玻化产物由具备微弱光性向隐晶质和雏晶等稳定态转变，再进一步可转化为骸晶和矿物微晶。脱玻化的矿物体积较先前变小，从而形成脱玻化微孔。

溶蚀作用：研究区内大多数火山岩产于断层附近，且火山岩中的高温矿物常发生次生蚀变形成稳定的含水矿物。由于大气水沿断层表面渗透，断层附近的地层水通常呈酸性[22]。研究区内发育钙碱性-碱性系列的玄武岩，对酸性环境较为敏感，岩石中的碱性长石和基质常被酸性流体溶蚀。同时火山岩在深埋过程中，充填早期孔缝的矿物和蚀变矿物容易被地层水和有机酸等流体溶蚀，因此次生溶孔十分发育。

2.2 破坏性成岩作用

充填胶结作用：火山热液在适宜条件下可以晶出自生矿物，而表生环境利于蚀变矿物形成，这两类后期形成的矿物会充填胶结早期形成的孔隙和裂缝。充填胶结作用在本区广泛发育，常见的填隙物包括方解石、石英、钠长石、透闪石、绿帘石和绿泥石等矿物以及玄武质的熔浆。充填胶结作用通常见于气孔、裂缝、晶间孔隙以及角砾间孔中，从孔缝外壁向中心生长。

交代蚀变作用：研究区二叠纪火山岩多数属于基性岩类，基性岩浆中铁镁质含量较高，形成的高镁铁矿物稳定性差，容易发生交代蚀变。在岩石薄片中常见到辉石等暗色矿物发生绿泥石化、黏土化等现象。埋藏状态下，温度、压力的升高及地层流体活动均会导致交代蚀变作用的发生，对早期形成的储集空间进行充填。尽管大部分蚀变矿物较易被溶解，部分在后期可经溶蚀作用形成次生溶孔，但再次溶解增加的储集空间远不及蚀变矿物充填孔隙的程度。

熔结-压结作用：熔结-压结作用指在重力或上覆岩层加压的作用下，火山碎屑物质经压实固结成岩的过程，一般见于火山碎屑岩中。熔结-压结作用的程度越强，碎屑间孔隙就越少。

3 成岩演化特征

在对岩石薄片镜下观察的基础上，根据火山岩的自生矿物及孔隙发育带的分布情况(图5)，可将成岩演化过程划分为4个阶段(表1)：冷却固结成岩阶段、岩浆期后热液作用阶段、风化淋滤阶段和埋藏成岩阶段[23]。

冷却固结成岩阶段中的成岩作用类型有爆裂破碎、结晶分异、冷凝收缩、脱玻化、挥发逸散及火山热液充填作用，形成的孔隙基本上都是原生孔缝。该成岩阶段对爆发相的普通火山碎屑岩和溢流相顶部的杏仁状玄武岩影响较大，但实际中早期形成的原生孔缝总有不同程度的充填。

岩浆期后热液作用频繁，多种暗色矿物被高矿化度热液蚀变交代。研究区内二叠纪火山岩岩心和薄片中常见辉石和角闪石蚀变为绿泥石，伊丁石取代橄榄石以及凝灰岩基质被碳酸盐交代等现象，这些被蚀变交代的暗色矿物部分至今还可见原矿物的假晶。热液携带的绿泥石、沸石等矿物质在一定条件下会结晶沉淀，填充气孔形成杏仁体或对粒间孔、晶间孔和成岩裂缝进行充填，导致储集岩残余面孔率大幅下降。但大部分热液蚀变矿物易溶解，也有助于提高后期溶蚀效果。

表1 简阳地区二叠纪火山岩成岩演化序列Table 1 Diagenetic evolution sequences of Permian volcanic rocks in Jianyang area

火山岩普遍受到一定的风化剥蚀，风化界面的玄武岩溶蚀孔缝发育。同时，淋滤作用产生沸石化和绿泥石化，对气孔和裂缝起一定的充填作用。薄片中可见气孔的溶蚀边部生长着一圈黑色泥膜的现象，它指示成岩于地表或近地表的氧化环境中，为风化淋溶成因。所以在这一成岩阶段，火山岩的孔隙度会降低；但由于溶蚀孔缝对原先孤立的孔隙起到了一定的连通作用。在溶蚀和充填的双重作用下，火山岩孔隙度降低到10%以下[21]。

火山岩体进入埋藏成岩阶段后，前期形成的储集空间大多被充填。长期埋藏过程中，研究区内经历了多期构造运动，形成构造缝。此时，在酸性流体作用下玻璃质脱玻化形成的铝硅酸盐等矿物发生溶蚀，可产生大量弥散分布的微孔，形成大量的储集空间。但本阶段因地层流体作用会携带矿物质与原岩交代，也会沉淀次生矿物充填孔隙，降低岩石储集性能。因此，本阶段的成岩作用对火山岩储层中残余孔隙度的高低起决定性作用。

4 成岩作用对储集性能的影响

4.1 建设性成岩作用对储层的影响

4.1.1 脱玻化作用形成弥散状脱玻化孔

玻璃质脱玻化使矿物体积变小，因而脱玻化作用可形成大量微孔(图6)。基性火山玻璃脱玻化可形成斜长石、高价铁矿物和次生绿泥石等[23]。研究区内脱玻化孔通常发育在玄武质浆屑或火山灰中，发生脱玻化作用的部位，表现在岩心上即浅色熔浆分布的位置，在碎屑熔岩中更为发育；在铸体薄片中呈蓝色连片弥散状分布，结合电镜分析为蜂窝状分布，是熔岩脱玻化、蚀变后经溶蚀改造形成的孔隙。

为了评价脱玻化孔对储层的贡献，从简阳地区YT1井中挑选了11件大量发育脱玻化孔的凝灰熔岩样品为例进行定量计算。参考冯子辉等[23]提出的用质量平衡方法计算脱玻化形成的孔隙体积。

a.对凝灰熔岩样品进行CIPW标准矿物计算，结果表明标准矿物分子中石英(Q)、钙长石(An)、钠长石(Ab)、钾长石(Or)、紫苏辉石(Hy)、橄榄石(Ol)、钛铁矿(Il)和磁铁矿(Mt)含量(质量分数)之和平均为96.22%，最高为98.03%，最低为92.15%。因此为了计算方便，可以忽略其他矿物的影响。同时结合薄片镜下观察，统计斑晶或晶屑、岩屑中矿物的平均含量。从标准矿物含量中减去镜下统计的斑晶或晶屑、岩屑中观察到的矿物含量，就得到火山岩脱玻化后矿物的含量(表2)。

b.根据脱玻化后产生的矿物含量和标准情况下各物质的密度，计算出火山岩脱玻化后增加的孔隙空间。假设单个火山岩样品的总质量为100 g，矿物密度(ρ)选用：石英(Q)密度2.65 g/cm3，钠长石(Ab)密度2.61 g/cm3，钾长石(Or)密度2.56 g/cm3，钙长石(An)密度2.75 g/cm3，紫苏辉石(Hy)密度 3.3 g/cm3，橄榄石(Ol)密度3.2 g/cm3，钛铁矿(Il)密度4.72 g/cm3，磁铁矿(Mt)密度4.9 g/cm3，基性玻璃质密度2.757 g/cm3 [24]。岩性密度测井结果表明，选用样品的平均密度为2.66 g/cm3，因此100 g凝灰岩的体积为37.59 cm3。根据公式

Vm=mm/ρm

(1)

式中：Vm为矿物体积；mm为脱玻化后矿物质量；ρm为密度。

wg=w1-(w2-w3)

(2)

式中：wg为玻璃质的质量分数；w1为Q+An+Ab+Or+Hy+Ol+Il+Mt的CIPW质量分数；w2为Q+An+Ab+Or+Hy+Ol+Il+Mt的CIPW质量分数；w3为Q+An+Ab+Or+Hy+Ol+Il+Mt脱玻化后的CIPW质量分数。

计算后可得出火山岩样品脱玻化后释放的孔隙(表3)。结果表明：100 g凝灰熔岩经过脱玻化作用后，能产生的孔隙体积为0.46～1.51 cm3，证明脱玻化过程起到增加储集空间的作用。100 g火山岩最大的增孔体积达1.51 cm3，占总体积的4%，显示脱玻化作用对储集空间的增加做出了重要贡献。

表2 凝灰熔岩脱玻化后产生的矿物的质量分数(w/%)Table 2 Content of quartz and feldspar resulted from de-vitrification of tufflava

表3 凝灰熔岩脱玻化后释放的孔隙Table 3 Pores formation resulted from de-vitrification of tufflava

脱玻化孔作为研究区内火山岩储层中重要的储集空间类型，虽然孔径小，但聚集分布、互相连通且发育数量较多，与脱玻化长石溶孔组合后是具备高储集性能的孔隙组合类型[19]。

4.1.2 风化淋滤带走易溶组分形成溶蚀孔

火山岩于地表环境形成，后期因构造运动才埋入地下，因此大多数火山岩会受到风化淋滤作用影响。淋滤作用破碎岩石的同时也造成矿物的氧化、水化、碳酸盐化等现象(图7-A、B)，可带走岩石中的易溶物质，增大孔隙，提升渗透性(图7-C)。X射线衍射全岩分析中，简阳地区YT1井的黏土矿物平均质量分数高达36%，较高的黏土矿物含量指示岩石受到了风化淋滤作用的影响。

以简阳地区的YT1井为例，选取深度为5 645.5～5 872 m的21个碎屑熔岩地化样品，计算风化作用参数(化学蚀变指数CIA、风化物质指数 PI、淋溶系数 Lc和残积系数Rc)，其CIA指数为42.681～63.684，Rc指数为0.702～1.491，Lc值为2.246～5.129，PI指数为65.267～72.484，各种风化指数的变化趋势如图8所示。可以看出样品的各种风化指标的变化趋势相似，与同深度的测井孔隙度比对，孔隙度变化也表现出与风化作用参数相近的曲线形态。图8中岩性相同时化学风化程度越高，对应的孔隙度也越高，说明风化淋滤影响火山岩储层的物性。

4.1.3 长石溶蚀作用形成次生溶孔

研究区内溶蚀作用发育范围广泛，在玄武岩中次生孔隙的形成都与溶蚀作用有关。长石在火山岩中十分发育，理论上火山岩中溶蚀最多的矿物是长石[25]。镜下观察发现，储层中形成次生孔隙的主要作用就是长石的选择性溶蚀，被溶蚀的长石斑晶及微晶类型以钠长石为主(图9)。

依据溶蚀作用过程经历的化学反应方程式，可以理论上定量推算出长石溶蚀后增加的储集空间体积。根据赵海玲等[26]和张善文[27]的钠长石溶蚀作用方程式

2NaAlSi3O8+2H++H2O=Al2Si2O5(OH)4+

4SiO2+2Na+

(3)

2NaAlSi3O8+2CO2+3H2O=Al2Si2O5(OH)4

+2NaHCO3+4SiO2

(4)

可以看出，2 mol钠长石溶蚀后将形成1 mol高岭石和4 mol石英。2 mol钠长石的相对分子质量为524.448，即反应前钠长石质量为524.448 g，因钠长石密度为2.61 g/cm3[24]，溶蚀前钠长石原始体积为200.94 cm3。

溶蚀反应后，形成1 mol的高岭石和4 mol的石英，由于1 mol高岭石体积为100.06～96.69 cm3，而4 mol石英体积为90.69 cm3。所以，理论上2 mol钠长石溶蚀后可形成的最小次生储集空间为10.19 cm3，最大次生储集空间为13.56 cm3。即理论上2 mol、200.94 cm3的钠长石溶蚀后可形成的次生储集空间为10.19～13.56 cm3，形成的平均次生孔隙空间为11.875 cm3。

由上可知，钠长石原始体积∶溶蚀孔隙空间=200.94∶11.875≈67∶4。根据镜下观察，钠长石在薄片中所占比例一般在20%～40%之间。由研究区内火山岩钻井的岩性密度测井数据得出，火山岩的密度约为2.85 g/cm3，因此理论上100 g火山岩中钠长石溶蚀形成的储集空间为0.419～0.838 cm3，占岩石总体积的1.19%～2.39%。

根据上述长石溶蚀反应方程可以看出，只要成岩环境中存在H+和H2O，火山岩中的长石就可发生溶蚀，形成高岭石(图9-C)。此外，钠长石溶蚀还可产生石英。

4.2 破坏性成岩作用对储层的影响

4.2.1 交代蚀变作用

研究区内二叠纪火山岩储层中绿泥石化现象普遍，通常由长石、暗色矿物、高岭石、玻璃质等蚀变而成。绿泥石常充填或部分充填气孔，或直接交代火山碎屑。绿泥石化使基质和长石溶蚀，扩大微裂缝，但新生绿泥石的充填作用也会降低孔隙度。成岩过程中有流体参与，蚀变后的绿泥石也易被流体溶蚀(图10-A)。

研究区内长石溶蚀后形成高岭石，但在实际的岩心和薄片观察中，高岭石含量较低，绿泥石化多见(图9-C和图10-B)。由于绿泥石常由黏土矿物蚀变形成，因此以高岭石绿泥石化为例，讨论绿泥石蚀变的过程。化学反应方程式参考张善文[27]的绿泥石化反应方程式

3Al2Si2O5(OH)4+4Mg2++4Fe2++9H2O=

Fe4Mg4Al6Si6O20(OH)16+14H+

(5)

可以看出，3 mol高岭石经蚀变作用可形成1 mol绿泥石，3 mol高岭石的相对分子质量为774.477，所以3 mol高岭石质量为774.477 g，高岭石密度为2.58～2.67 g/cm3 [24]，3 mol高岭石体积为290.07～300.18 cm3，平均体积为295.125 cm3。

由(5)式可知，蚀变形成的1 mol绿泥石的相对分子质量为1 243.108，而1 mol绿泥石的质量为1 243.108 g，因为绿泥石密度为2.6～3.4 g/cm3[24]，所以3 mol高岭石蚀变形成的绿泥石体积为365.62～478.12 cm3，平均体积为421.87 cm3。蚀变后的矿物体积为反应前高岭石原始体积的1.43倍左右。

在埋藏阶段，黏土矿物与碳酸盐矿物反应可生成大量有机成因的CO2[28]。表现为高岭石消失，绿泥石形成，同时可见白云石和石英溶蚀。其反应表达式为

5CaMg(CO3)2+Al2Si2O5(OH)4+SiO2+2H2O

=5CaCO3+5CO2+Mg5Al2Si3O10(OH)8[27]

(6)

根据(6)式可知，5 mol白云石、1 mol高岭石和1 mol石英与水反应可形成1 mol绿泥石和5 mol方解石，其中5 mol白云石的相对分子质量为922.005，白云石质量为922.005 g。由于白云石的密度为2.86～2.93 g/cm3，所以蚀变前白云石体积为314.677～322.379 cm3，白云石平均体积为318.528 cm3。由于1 mol高岭石体积为96.69～100.06 cm3，而1 mol石英体积为22.674 cm3，所以蚀变反应(6)发生之前反应矿物的原始总体积为437.041～445.113 cm3，平均体积为441.077 cm3。

绿泥石化后，生成1 mol的绿泥石体积为365.62～478.12 cm3，平均体积为421.87 cm3。同时生成5 mol方解石，5 mol方解石的质量为500.44 g，方解石的密度为2.715 g/cm3，5 mol方解石的体积为184.324 cm3。蚀变矿物体积总和为549.944～662.444 cm3，平均体积为606.194 cm3。

经过(6)式这一蚀变反应后，蚀变后矿物的体积为蚀变前矿物体积的1.37倍。因此绿泥石化后矿物体积增长，减少了孔隙空间，绿泥石化这一过程对储集空间的发育起抑制作用。

4.2.2 充填胶结作用

镜下观察发现流体活动导致的充填胶结作用在研究区内普遍存在，主要表现为2种方式：一种是在原生孔隙中充填(图11-A)，另一种是在次生孔隙中沉淀并充填、交代形成次生矿物。大多数样品中被次生充填的孔隙多于残余有效的孔隙，由此可见，该类作用是阻碍火山岩孔隙发育的重要因素。实际中，矿物充填常表现出分期性，可能出现多次充填的结果。例如，YT1井可见含斑晶杏仁角砾熔岩中的杏仁体被多期充填(图11-B)，杏仁体核部充填绿泥石，边部充填方解石，最外层发育一圈泥化边，这一现象由多期次的成分和温度不同的流体活动造成。总而言之，充填胶结作用在火山岩中普遍发育，固结成岩之后均可发生，是研究区内最大的减孔因素。

5 结 论

a.川西简阳地区二叠纪火山岩的储集空间组合由粒间孔、脱玻化孔和溶蚀孔构成。火山岩储层中发育爆裂破碎、结晶分异、冷凝收缩、挥发逸散、风化淋滤、构造、脱玻化、溶蚀、充填胶结、交代蚀变及熔结-压结等11类成岩作用。火山岩成岩演化历经了冷却固结成岩阶段、岩浆期后热液作用阶段、风化淋滤阶段和埋藏成岩阶段。

b. 脱玻化作用、风化淋滤作用和长石溶蚀作用是火山岩储集空间形成的主要影响因素。用质量平衡法算出脱玻化作用为火山岩最大增加15.1 cm3/kg的储集空间，最大增孔体积占岩石总体积的4%。同一岩石孔隙度与各种风化作用的参数同趋势变化，表明火山碎屑岩风化程度越高，物性越好。长石溶蚀作用的对象主要为钠长石，计算得出火山岩中钠长石溶蚀形成的次生溶蚀空间占岩石总体积的1.19%～2.39%。

c.研究区内绿泥石化普遍发育，计算高岭石绿泥石化过程的体积变化，结果显示绿泥石化后的矿物体积大于蚀变前的体积，证明绿泥石化减少了孔隙空间。同时，镜下及野外剖面观察发现次生充填胶结作用在研究区内普遍存在，绿泥石化和充填胶结作用是区内最重要的减孔因素。