川西地区二叠系火山岩展布与茅口组岩溶古地貌关系及其油气勘探意义

刘冉，罗冰，李亚，邱楠生，王尉，张宇，何青林，裴森奇

（1.中国石油大学（北京）地球科学学院，北京 102249；2.中国石油西南油气田公司勘探开发研究院，成都 610041；3.中国石油西南油气田公司勘探事业部，成都 610041；4.中国石油西南油气田公司川西北气矿，四川江油 621709）

0 引言

近年来，随着中国油气勘探技术的提高，一系列火山岩储集层相继被发现，火山岩作为一类重要的油气储集体也逐渐引起了石油地质学家的重视[1-3]。由于具有复杂的岩石类型和较强的非均质性，火山岩岩相特征和分布规律也逐渐成为当前地质学领域的热点[4]。四川盆地中二叠世末期火成岩广泛发育，火山岩油气勘探始于1966年，在川西南部边缘及川东地区钻遇溢流相玄武岩和侵入相辉绿玢岩，但长期以来勘探进展较为缓慢[5]。直至近年来针对川中—川西地区二叠系茅口组顶部的弱振幅杂乱地震异常带展开攻关研究，推测川西地区发育规模性爆发相火山岩[6]。据此部署的探井先后钻遇二叠系厚层火山碎屑岩储集层，并测试获工业气流，从此，四川盆地火成岩勘探取得了重要突破。

此后，针对川西地区二叠系火成岩展开了一系列研究，认为这套爆发相火山碎屑岩可形成中—高孔隙度、厚度大的优质孔隙型储集层[5]；另外，川西地区二叠系火山岩在空间上紧邻德阳—安岳裂陷寒武系优质烃源岩，具有优越的油气生储组合条件[7]，是目前四川盆地二叠系火山岩天然气勘探的重点目标。然而基性岩浆流动性强，其分布常受古地貌的约束。四川盆地二叠系茅口组剥蚀古地貌地形落差显著，对峨眉山玄武岩岩浆流向起明显控制作用[8]，但是前期研究中，茅口组岩溶古地貌对二叠系火山岩分布的影响、控制作用研究较为缺乏，四川盆地内火山岩展布规律不够明确。本次研究以川西地区二叠系火山岩为重点，探讨茅口组沉积末期岩溶地貌形态与火山作用旋回特征、岩相展布规律之间的关系，为四川盆地火山岩及茅口组岩溶储集层的整体勘探提供支持。

1 地质背景

四川盆地是一个在上扬子克拉通基础上形成的叠合盆地，北邻秦岭造山带，南接褶皱化的上扬子板块西缘区域即云贵高原，向外过渡为松潘甘孜褶皱带，为受板块活动作用影响强烈，尤其在北西和北东向深大断裂的影响下呈近菱形的构造-沉积盆地[9-10]。中二叠世早中期大规模海进，在准平原化基底上沉积了栖霞组和茅口组两套较稳定的台地相碳酸盐岩地层[11]。中二叠世末期，峨眉山地幔柱上升对岩石圈底部造成冲击[12-13]，地壳快速差异抬升，使上扬子地区经历了一次持续1.0～1.5 Ma的构造运动，表现为地壳差异抬升和局部拉张[14-15]，即东吴运动。东吴运动导致茅口组碳酸盐岩地层的大规模差异剥蚀，形成广泛发育的不整合面[16-17]，古地貌高差增大。茅口组剥蚀程度以大理—米易为中心[16]，呈环带状降低[18]，四川盆地处于剥蚀区外带。

东吴运动发生后3 Ma内，云南、贵州及四川地区发生规模巨大的火山喷发事件[19-20]，形成了覆盖面积超过2.5×105km2[21]，最大厚度达5 300 m的超基性—基性火山岩建造，称为“峨眉山玄武岩”，是中国唯一一个被国际学术界认可的大火成岩区[22]。峨眉山大火成岩区分布范围与中二叠统剥蚀区范围基本一致，以大理—米易为中心，呈环带状减薄，可划分为内带、中带和外带[23-24]。四川盆地处于峨眉山大火成岩区的外带[25]，盆地西部地区多有玄武岩分布（见图1），厚40～500 m[26]，自南西向盆地内部整体呈减薄趋势，横向厚度变化较快。

图1 中国西南地区晚二叠世早期火山岩分布（a）及川西地区地层综合柱状图（b）（据文献[5]修改）

2 茅口组岩溶古地貌特征

2.1 茅口组残余厚度变化特征

在志留纪末期加里东运动和晚石炭世云南运动共同作用下，四川盆地遭受大规模风化夷平；中二叠世盆地重新遭受海进，整体形成开阔台地环境，并接受中二叠统沉积，形成了厚度较为稳定的栖霞组和茅口组两套碳酸盐岩地层[11]。

盆地内茅口组可划分为 4个岩性段，由下至上分别为：茅口组一段（以下简称茅一段），以深灰—灰黑色薄层—中状生物灰岩为主，可见发育腕足类古生物Cryptospirifer为代表的“眼球状灰岩”，测井响应上表现为中高幅的齿化漏斗形；茅口组二段（以下简称茅二段），以灰—深灰色泥晶生屑灰岩和亮晶生屑灰岩为主，顶部发育高能粗粒结构的生屑滩相沉积物，可见䗴科Chusenella和珊瑚Ipciphyllum，偶见腕足类生物Cryptospirifer，测井响应上表现为中低幅的箱形；茅口组三段（以下简称茅三段），以灰白—浅灰色生屑灰岩为主，可见䗴科Yabeina和Neomisellina等分段标志性古生物，测井响应上表现为顶底高幅夹低幅齿化曲线；茅口组四段（以下简称茅四段），以灰色厚层—块状生屑灰岩夹燧石条带为主，可见腕足类古生物Cryptospirifer，测井曲线上表现为中低幅指形[27]。

对盆地内钻井进行地层对比证实，茅口组顶部普遍存在缺失[28]，川西南、川东南部地区地层缺失程度最低，向川中—川北地区剥蚀程度逐渐增强，茅口组残余厚度逐渐减薄。位于川西南地区的 ZG1井、ZT1井残存茅四段及其下部地层，残余厚度 300～345 m（见图2）；向盆地中部，茅四段残余厚度逐渐减薄；位于川中的MX105井及MT1井茅四段整体缺失，仅残存茅三段及其下部地层，残余厚度180～200 m。川东北部地区仅残存茅二段中下部地层，残存厚度最小仅150 m，显示了带状剥蚀的特征。在成都—简阳地区，茅口组异常减薄，YT1井实钻茅口组厚度为 158 m，与邻区钻井相比厚度减薄超过100 m，缺失茅三、茅四段，茅二段与上覆峨眉山玄武岩组不整合接触，证实盆地范围内差异岩溶作用的存在。

图2 四川盆地茅口组残余厚度变化特征（GR—自然伽马）

2.2 茅口组顶部风化壳特征

二叠纪扬子地区位于赤道附近的低纬度热带地区，气候湿热，碳酸盐岩古风化壳往往发育铝土质风化残积物[29-30]，界面之下可见岩溶角砾[31]。实钻井及野外剖面显示四川盆地内茅口组顶部普遍发育含黄铁矿及铝土质泥岩的古风化壳，厚度一般为2～10 m，例如蜀南地区WY17井茅口组顶部岩心中可见约2 m厚的铝土质泥岩（见图3a），为风化残积产物；川中MT1井茅口组顶部可见岩溶角砾发育（见图3b），顶界面存在高自然伽马、低电阻率的风化壳测井曲线响应特征，火山岩平行不整合覆盖在风化壳之上。华蓥山野外露头剖面中可见茅口组顶部部分地层缺失，顶部可识别出铝土质黏土岩、硅质岩和岩溶垮塌作用形成的角砾（见图3c），与上覆峨眉山玄武岩平行不整合接触。

图3 实钻井及野外茅口组顶界风化壳特征

对于川西爆发相火山岩发育区，同样具有茅口组顶部风化壳发育特征。对简阳地区YT1井茅口组顶部岩屑样品进行主微量及稀土元素含量测试，并结合测录井资料分析。在放大镜下挑选出颗粒较大的碳酸盐岩岩屑样品，用超净水冲洗干净后低温烘干，在玛瑙研钵中碎至粒径为74 μm（200目），用电感耦合等离子质谱仪（ICP-MS）对其微量元素与稀土元素进行测试。分析过程中对标准物质 GBW07315、GBW07316样品测定和美国地质调查局玄武岩标准物质6BHVO-2作质量监控，测试结果相对误差小于2%。结果表明，YT1井顶部迁移性较弱的硅、铁、铝和钛等元素富集，而氯、硫、钙、镁、钠和锰元素大量流失，从而形成了茅口组顶部的铝土质黏土岩。井深 5 891，5 893，5 895 m处样品陆源元素Th、K、Al、Zr明显正偏移，Fe/Sr值高，变化趋势较为一致（见图4a）。井深5 891 m和5 893 m处样品稀土元素含量明显高于5 895 m及下伏深度样品（见图4b、表1），显示出茅口组顶部遭受风化作用强，且到5 895 m处逐渐减弱的特征。在茅口组灰岩顶部5 m范围内，稀土元素Eu元素含量呈现明显负异常，而下部稀土元素呈现均匀变化特征，表明YT1井火山作用前经受了强烈的古风化作用。

图4 川西简阳地区YT1井茅口组顶部灰岩元素分析图

表1 YT1井茅口组顶部岩屑样品稀土元素组成数据表

2.3 岩溶古地貌恢复

由于栖霞组是在下伏二叠系梁山组填平补齐作用之后整合沉积的稳定碳酸盐台地相地层[32]，盆内厚度差异不大；其上茅口组与栖霞组整合接触且底部发育一套盆地内稳定存在的泥质灰岩，具有“眼球-眼皮”结构，可进行区域对比[33]，因此认为茅口组沉积前古地貌起伏较小，可将其底面即栖霞组顶面视为等时界面，在此基础上对比茅口组残余厚度[32]（见图2a），从而进一步分析火山作用前的古地貌特征。盆地西南部和西部边缘茅口组残余厚度大，茅口组沉积末期古地貌较高，为岩溶高地；川西—川南北部—川中地区整体茅口组残余厚度自边缘向盆地内部逐渐减薄，且整体南部厚、北部偏薄，为岩溶斜坡，其内有溶沟及残丘等次级岩溶古地貌发育[31]。发自蜀南北部和川西地区的岩溶沟谷呈树枝状向北延伸，经过川中地区，进入北部的岩溶盆地。但其内的简阳地区茅二段顶部遭受明显剥蚀，YT1井实钻茅口组厚度为 158 m，与邻区钻井相比厚度减薄超过100 m。自YT1井区向东南和西北方向上，岩溶侵蚀作用减弱，茅口组残余厚度逐渐增大，残余茅四段或茅三段及其以下地层。前已述及，YT1井元素分析揭示了简阳地区茅口组厚度减薄的主要原因为茅口组沉积末期的岩溶侵蚀作用，因此YT1井区在火山岩喷发前受强烈的溶蚀作用导致古地貌较低，在溶蚀渗流作用的影响下，进一步增加古地貌高差，逐渐形成局部的岩溶浅洼。

地球物理的井-震标定结果表明，当茅口组上覆地层岩性不同，茅口组顶界具有不同地震反射特征。当火山岩不发育时，茅口组灰岩与上覆龙潭组泥岩地震波速度差较大，地震反射表现为强波阻抗界面。当茅口组顶部与溢流相玄武岩不整合接触时，由于岩石速度接近，茅口组顶界地震反射表现为弱波峰、断续反射。进入爆发相火山岩发育区，茅口组顶界无明显反射[34]。利用简阳地区火山岩发育区的茅口组地震反射特征，对川西简阳地区茅口组岩溶古地貌进行了精细刻画，结果也表明，简阳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较为一致（见图5）。

图5 川西地区茅口组沉积末期岩溶古地貌图

3 川西地区二叠系火山岩特征

3.1 火山岩岩性、岩相特征

四川盆地内主要发育基性—超基性的偏碱性火山岩，SiO2的质量分数为35%～52%[34]，平均值为45.5%；以K2O和Na2O为主的碱质含量高，K2O+Na2O质量分数为4.3%～8.3%，平均值为6.1%，根据岩石结构特征可划分为火山碎屑岩、熔岩和沉火山碎屑岩。根据火山作用及岩性特征，川西地区二叠系火山岩岩相类型可划分为爆发相、溢流相、浅成侵入相和火山沉积相[35-39]。

爆发相岩性以火山碎屑岩为主，主要发育在川西简阳地区，又可进一步细分为狭义的火山碎屑岩和火山碎屑熔岩，其中火山碎屑岩中的碎屑除玻屑、晶屑及玻璃质等火山碎屑物质之外，还可见大量呈棱角—次棱角状、分选较差的亮晶或泥晶生屑灰岩碎屑，发育典型茅口组米其藻及费伯克䗴，通常由较强重结晶作用而致原生结构被破坏，为火山爆发时能量较强将下伏岩溶破碎的茅口组岩石带出而形成。火山碎屑熔岩为火山熔岩与火山碎屑岩之间的过渡类型[38]，与含灰岩角砾的火山碎屑岩特征类似，但火山碎屑以玄武质角砾为主，为能量相对较弱的火山爆发形成。

溢流相火山熔岩主要岩石类型包括隐晶—微晶玄武岩、斑状玄武岩、气孔-杏仁状玄武岩[39]及粒玄岩，其中隐晶—微晶玄武岩结晶差多为间粒—间隐结构。杏仁-气孔玄武岩发育气孔杏仁构造，气孔内基本都已充填绿泥石、方解石、沸石等矿物，形成杏仁体；基质多为隐晶玄武岩。粒玄岩结晶程度相对较高，不见玻璃质或隐晶质，具间粒结构，气孔欠发育。

浅成侵入相主要岩石类型为辉绿玢岩，呈斑状结构，斑晶主要为单斜辉石和斜方辉石，呈半自形粒状，粒径大小为0.5 mm×1.0 mm至1 mm×2 mm，含量约20%；基质主要为斜长石和单斜辉石，斜长石呈自形—半自形条状，粒径约0.2 mm×0.5 mm，辉石呈它形粒状充填在斜长石孔隙中。

火山沉积相岩性以沉火山碎屑岩类中的沉凝灰岩和火山沉积岩中的凝灰质泥岩为主。沉凝灰岩主要由粒径小于2 mm的晶屑、岩屑和玻屑组成，并混有一定量的正常沉积物如泥质，碎屑颗粒有一定定向特征，并具有水平层理或粒序层理等。

3.2 火山岩分布特征

实钻井及地震资料显示，川西地区火山岩呈局部厚、向边部急剧减薄的特征。简阳地区火山岩局部厚度较大，且火山岩相发育较为完整，如YT1井区（见图6），厚度中心为100～300 m，浅成侵入相、爆发相、溢流相火山岩叠置发育；至中江、三台地区，火山岩相对较薄，厚度为20～50 m，且岩相发育不完整，以溢流相为主，偶见薄层爆发相火山岩堆积；由于川西地区火山喷发具有多期性，间歇期短且少有流水再搬运沉积的特点，因而垂向上多为玄武岩夹厚层火山碎屑岩，火山沉积相欠发育，具有爆发相和溢流相纵向叠置的特点。

图6 川西地区火山岩展布特征图（Δt—声波时差）

研究区基底断裂解释结果表明，火山岩分布与基底断裂的发育具有一定相关性。重力异常显示该区基底断裂以北东向为主，延伸远、规模大，同时在成都—简阳地区发育多条北西向基底断裂（见图7），地震剖面上主要表现为地震同相轴断开，断裂内部为杂乱反射，两侧同相轴无明显高低差异。两组断裂交会区为火山岩主要喷发区，火山岩厚度大，以爆发相火山岩为主。三台地区基底断裂欠发育，火山岩厚度较薄，以溢流相玄武岩为主。

图7 川西地区基底断裂发育特征图

4 川西地区二叠系茅口组岩溶地貌与火山岩分布关系

4.1 火山岩分布及其与岩溶古地貌关系

川西地区火山岩与下伏茅口组及上覆龙潭组厚度整体存在一定的互补关系（见图5、图6），简阳地区火山岩局部厚度较大且火山岩相发育较为完整，本区茅口组残余厚度及上覆龙潭组厚度相对较薄，一般茅口组残余厚度为150～160 m，龙潭组厚60～100 m。而至中江—三台地区火山岩相对较薄，茅口组残余厚度及上覆龙潭组厚度均相对较大，分别为270～280 m、大于100 m。

由简阳—三台地区火山岩岩相平面分布图（见图6c）和茅口组岩溶地貌划分图（见图5）可知，近茅口组岩溶浅洼处多以爆发相火山岩为主，分布规模较小；溢流相分布规模较大，可自岩溶浅洼延伸至岩溶残丘。此外，川西南地区岩溶作用较弱，位于古地貌高部位，虽距峨眉山大火成岩区喷发中心较近，发育溢流相为主的火山岩；而川西简阳地区虽距峨眉山大火成岩区喷发中心较远，却发育规模性爆发相火山岩，且沿岩溶浅洼分布。因此，推测川西地区具有独立的喷发中心，且岩溶浅洼的发育是影响火山岩分布的重要控制因素。

根据岩溶古地貌和火山岩分布特征，结合地震资料，可将川西简阳—三台地区岩溶古地貌的演化与火山岩的形成划分为3个阶段。第1阶段，茅口组沉积期末，受峨眉地幔柱上拱影响，四川盆地开始构造拉张和抬升，川西地区整体处于岩溶斜坡，随着抬升作用增强，简阳地区形成多组小型正断层，逐渐形成微地堑构造，形成了幅度较小的浅洼构造格局（见图8a）。第2阶段，在岩溶斜坡区微地堑构造格局影响下，下切侵蚀作用增强，简阳地区茅四段和茅三段的灰岩遭受大量溶蚀并形成岩溶风化壳，促进了局部岩溶浅洼的形成；三台地区则一直处于斜坡区古地貌相对较高部位（见图8b）。第3阶段，火山活动增强，熔浆沿早期断裂及地堑薄弱带喷出地表，在岩溶浅洼内堆积，使得简阳地区堆积厚层爆发相火山岩；而溢流相火山岩在岩溶斜坡上倾方向上厚度逐渐减薄（见图8c）。

图8 川西地区茅口组沉积末期古地貌形成模式图

4.2 差异古地貌影响下的火山喷发过程

由于茅口组不同岩溶古地貌单元、断裂发育程度存在差异，川西地区不同时期、区域火山岩表现出不同的喷发特征，主要分为3个阶段。第1期（岩浆作用前期），茅口组沉积末期普遍遭受风化剥蚀，简阳地区在拉张地堑构造背景下为岩溶作用提供有利古地貌环境，简阳地区形成茅口组沉积末期岩溶浅洼（见图9a）。第2期（火山强烈爆发期），火山岩首先沿简阳地区断裂发育的薄弱带上升、强烈爆发，随后以不同火山机构为单位，中心裂隙式喷发。由于能量较强，岩浆挟带着下伏茅口组灰岩碎屑喷出，在岩溶浅洼内形成以含灰质角砾火山碎屑岩为主的爆发相火山碎屑岩堆积（见图9b）。火山爆发中晚期，能量相对减弱，不见灰岩角砾，转而形成以火山碎屑熔岩为主的爆发相堆积（见图9c）。而此时，中江—三台地区仍处于风化暴露阶段。第3期（火山广覆溢流期），此阶段火山活动能量进一步减弱，川西地区整体以裂隙式喷发为主，在岩溶斜坡区形成大规模溢流相玄武岩覆盖全区（见图9d）。第4期（火山作用衰减期），火山喷发能量衰减至无法突破上覆岩层喷出地表，在简阳地区沿薄弱面超浅层分布，形成似层状粒玄岩，中江—三台地区仍有缓慢溢流作用（见图9e）。第5期（火山灰沉降期），此时火山作用基本结束，开始新一期海侵，三台以北地区地貌较低，火山灰落入水中普遍形成沉凝灰岩，中江地区也有薄层沉凝灰岩发育（见图9f）。第6期（龙潭组沉积期），海水逐渐覆盖全区，形成龙潭组泥页岩夹沉凝灰岩互层，覆盖于火山岩之上（见图9g）。

图9 简阳—三台地区茅口组岩溶古地貌背景下的火山喷发过程模式图

5 油气勘探意义

四川盆地内多口实钻井证实，二叠系茅口组灰岩岩溶储集层与火山岩均具备良好储集条件，但目前茅口组岩溶储集层的勘探多集中于蜀南地区，川西地区近期探井钻揭茅口组厚层岩溶储集层，测井解释21.3 m差气层，表明其含气性及储集层分布规律仍有待进一步明确。而地震刻画简阳地区多个火山喷发中心可形成火山碎屑岩连片展布，具有规模储集层勘探潜力，但火山岩储集层横向变化快，非均质性强，钻井之间差异较大。然而川西地区平面上整体位于德阳—安岳裂陷内，后者下寒武统筇竹寺组发育厚300～450 m的泥页岩，TOC平均值大于 2%，累计生气强度高达180×108m3/km2，生烃潜力巨大，成藏条件优越。加里东运动后，中上寒武统、奥陶系、志留系被剥蚀殆尽，二叠系直接与下伏下寒武统沧浪铺组、筇竹寺组不整合接触，具有近源优势。

6 结论

中二叠统末期，由于地壳抬升，四川盆地内茅口组遭受较大规模风化剥蚀，在不同地区形成不同的岩溶古地貌。其中川西地区为岩溶斜坡，茅口组整体残厚200～300 m，简阳地区发育斜坡背景下的局部岩溶浅洼，伴随大量小型正断层发育，形成微地堑古地貌，岩溶作用强烈，茅口组残厚仅为150余米。东吴运动后，川西地区火山作用强烈，形成沿裂隙多点式喷发的基性火山岩类，岩性以玄武质火山碎屑岩、含灰岩角砾的火山碎屑岩及玄武岩、粒玄岩等为主，其分布以简阳地区为中心，厚达300 m，向边部急剧减薄，中江—三台地区火山岩厚度仅为20 m。川西地区茅口组沉积末期岩溶古地貌与断裂系统共同控制了区内火山岩展布，简阳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较为一致，岩溶强烈的浅洼区内火山岩厚度较大且岩相组合相对较完整，发育厚层的爆发相火山碎屑岩堆积及厚层玄武岩；而断裂欠发育的岩溶斜坡区火山岩厚度相对较薄，岩性以溢流相玄武岩为主。川西地区是二叠系火山岩及茅口组岩溶储集层叠合发育的有利区，也是油气勘探的新领域、新区带，但现阶段实钻井较少、勘探程度相对较低，因此进一步深化地质认识，明确两套储集层发育的控制因素、展布规律及成藏特征对该区实现多层系高效勘探有重要意义。