四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层特征与成岩演化

张文播，李 亚，杨 田，彭思桥，蔡来星，任启强

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

0 引言

火山碎屑岩作为一种特殊的非常规油气储集层，在全球广泛分布。近年来，我国东部和西部中新生代盆地中相继发现大量火山碎屑岩油气藏［1-2］，引发火山碎屑岩的研究热潮。近期在四川盆地简阳地区YT1 井、TF2 井相继钻遇二叠系火山碎屑岩储层，分别测得22.5×104m3/d 和4.69×104m3/d 的工业气流［3-4］，估算该区天然气产量约0.3×1012m3［5］，展示出简阳地区火山碎屑岩具有良好的勘探前景。火山碎屑岩是介于火山熔岩和普通碎屑岩之间的岩石类型，由于受火山作用、沉积作用及埋藏水岩作用的共同控制［6］，且经历多种成岩流体的改造作用，其在孔隙类型、物性特征及成岩演化等方面具有特殊性。张丽媛等［7］、刘小洪等［8］认为火山碎屑岩在成岩过程中历经埋藏、烃类及热液充注等活动，导致成岩环境发生改变，而成岩环境是控制储层孔隙形成和演化的重要因素。以往通过对简阳地区火山碎屑岩成岩作用、储层主控因素分析等研究认为，脱玻化作用、表生风化淋滤作用和溶蚀作用使储层物性得到明显改善，热液蚀变和充填胶结作用是储层减孔的主要因素［9-10］。然而，针对简阳地区火山碎屑岩储层特征、成岩流体及成岩演化过程的研究较少。基于此，以四川盆地简阳地区4 口钻井火山碎屑岩为研究对象，综合运用多种分析测试方法，对该区火山碎屑岩储层特征、成岩作用特征及成岩环境等进行分析，并探讨火山碎屑岩储层的成岩演化过程，以期为该区下一步勘探开发提供理论参考。

1 地质概况

四川盆地位于扬子地台的西北侧，是在震旦系—中生界被动大陆边缘盆地之上叠加了中生界—新生界前陆盆地的叠合型盆地，在前震旦系结晶基底上发育了海相和陆相2 套沉积地层［11］。中晚二叠世，峨眉山地幔柱快速上升对岩石圈的动力冲击和岩浆底侵作用造成地壳抬升和张裂［12-13］，即东吴运动，导致云贵川三省发生强烈的火山喷发事件［14］，形成面积为2.5×105km2、厚度达5 300 m 的基性—超基性火山岩建造，称为“峨眉山玄武岩”（P2β）［15-16］，是中国目前唯一被国际认可的大火成岩省（ELIP）［17-18］。四川盆地周缘及内部均有峨眉山玄武岩分布，且主要在盆地的西南侧，厚度为40～500 m，平面上火山岩厚度自盆地南西向北东呈减小的趋势［19］。简阳地区位于川西南地区，处于川西—川中过渡带和龙泉山断裂带之间（图1a），与下伏中二叠统茅口组和上覆上二叠统龙潭组均呈平行不整合接触［20］（图1b）。在简阳地区YT1 井5 645.50～5 651.15 m 处、TF8井5 136.00～5 160.50 m 处、TF102 井5 413.00～5 474.23 m 处及TF2 井5 158.00～5 164.30 m 处和5 248.30～5 267.00 m 处分别取心。简阳地区火山岩厚度为126～272 m，储层岩性以爆发相火山碎屑熔岩和正常火山碎屑岩为主（研究区目的层），厚度约80～139 m。

图1 四川盆地简阳地区二叠系火山岩相分布［22］（a）和岩性地层综合柱状图（b）Fig.1 Distribution of Permian volcanic facies（a）and stratigraphic column（b）of Jianyang area，Sichuan Basin

2 储层特征

2.1 岩石学特征

通过对4 口钻井岩心观察和薄片鉴定，结合孙善平等［21］的火山碎屑岩分类方法，将四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩分为火山碎屑熔岩和熔结火山碎屑岩2 个亚类。其中，火山碎屑熔岩包括火山角砾熔岩与凝灰熔岩，由岩屑、玻屑等组成，火山碎屑体积分数为10%～90%，以熔浆胶结为主，碎屑分布杂乱；岩屑包括玄武岩与凝灰质岩屑（图2a—2d），粒径为1.2～7.0 mm，呈棱角状；玻屑呈鸡骨状、弧面棱角状（图2e，2f），部分玻屑脱玻化形成雏晶或微晶，结晶物质细小，光性较弱［7］。熔结火山碎屑岩主要为熔结火山角砾岩，火山碎屑颗粒体积分数大于90%，由岩屑等组成，以浆屑为主，含有少量刚性碎屑，熔结作用常见；浆屑表现为塑性流动的状态，内部气孔随浆屑流动痕迹呈“串珠状”分布，常被绿泥石等自生矿物充填（图2g，2h），刚性碎屑以灰岩角砾为主，呈棱角状，磨圆和分选均较差，并含有生物碎屑，发育钙质胶结，整体绿泥石化现象严重（图2i）。

图2 四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层岩石学特征Fig.2 Petrological characteristics of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

全岩衍射分析表明（图3），研究区黏土矿物含量最高，质量分数为6.4%～72.2%，平均为44.4%，同时黏土矿物含量较高样品中方解石的含量较低，两者呈负相关关系。自生石英质量分数为0.7%～24.0%，平均为6.7%；长石主要包括斜长石和钾长石，斜长石质量分数为2.0%～54.4%，平均为24.5%，样品中钾长石含量相对较低，质量分数小于10.0%。胶结物含量较高的是碳酸盐矿物，以方解石为主；部分样品中发育沸石类矿物，包括浊沸石与方沸石。

图3 四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层全岩矿物组成Fig.3 Whole rock mineral composition of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

2.2 物性特征

研究区4 口钻井140 个样品的孔渗数据显示（图4），孔隙度分布范围广，为0.78%～32.00%，平均为16.67%，渗透率为0.001～2.680 mD，平均为0.125 mD。根据《火山岩储集层描述方法》［23］，总体属于高孔、低渗储层。火山碎屑熔岩孔隙度为3.17%～32.00%，平均为17.25%，集中分布在15%～20%；渗透率为0.005～2.680 mD，平均为0.100 mD，集中分布在0.01～0.10 mD。熔结火山碎屑岩孔隙度为0.78～26.87%，平均为15.12%，集中分布在15%～20%；渗透率为0.001～1.040 mD，平均为0.198 mD，集中分布在0.10～1.00 mD。整体上研究区孔隙度与渗透率呈正相关性，其中TF2 井熔结火山碎屑岩物性较优。

图4 四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层孔渗关系Fig.4 Relationship between permeability and porosity of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

2.3 孔隙类型

研究区孔隙类型可划分为原生孔隙、次生孔隙和裂缝3 类，主要发育脱玻化孔、基质溶蚀孔、杏仁体溶孔及溶蚀缝等。

原生孔隙包括气孔和粒间孔。通过扫描电镜发现浆屑内发育大量气孔，呈圆状、椭圆状，大小不等，孔径为0.02～1.00 mm，多被自生绿泥石、碳酸盐等充填形成杏仁体（图5a）。火山碎屑物经压实后残余的孔隙形成粒（砾）间孔，后期被自生长石等胶结物完全充填（图5b）。由于研究区胶结作用强烈，原生孔隙几乎消失殆尽。

图5 四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层孔隙类型Fig.5 Pore types of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

次生孔隙包括脱玻化孔、杏仁体溶蚀孔、基质溶蚀孔及粒内溶孔等。火山玻璃不稳定，易向结晶矿物转化，形成新矿物时体积缩小，从而在颗粒间产生微孔隙，后期新矿物在酸性介质条件下发生溶蚀又形成溶蚀孔，2 种孔隙不易区分，因而统称为脱玻化孔［24-25］（图5c）。研究区斑晶、杏仁体及火山基质等易溶组分溶解形成多种溶蚀孔（图5d—5f），形态多为不规则状，以基质溶蚀孔为主。粒内溶孔主要是岩屑、长石颗粒内部发生溶蚀形成的孔隙（图5g），常呈条带状或不规则状。此外，还发育钠长石、绿泥石晶间孔（图5h，5i）。

裂缝包括构造缝和溶蚀缝。镜下观察发现构造缝多为平直状，延伸较远，可切穿碎屑颗粒和早期胶结物（图5j，5k）。溶蚀缝多由构造裂缝经酸性流体溶蚀而形成［26］，缝隙较宽（图5l），约0.3 mm，连通性好，为成岩流体活动创造了条件。

3 成岩作用特征

四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层成岩演化过程复杂，经历了熔结作用、压实作用、脱玻化作用、胶结作用、溶蚀作用和交代作用。

（1）熔结作用。塑性岩屑在冷凝过程中与周围其他刚性碎屑或塑性浆屑胶结固结［6］，浆屑遇刚性颗粒呈压弯、变薄和变窄的现象，形成似流动构造（图6a）。

图6 四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层成岩特征Fig.6 Diagenetic characteristics of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

（2）压实作用。主要表现为塑性浆屑和玻屑被挤压变形，浆屑内气孔被拉长具定向排列（图6b）。

（3）脱玻化作用。在成岩过程中，由于温度和压力升高，凝灰质基质、玻屑等非晶质遇水介质发生水解脱玻化，一部分组分流失在孔隙流体中，剩余组分则向雏晶或微晶转化［25］，进而形成微晶石英和钠长石。此外，玻屑脱玻化作用产生大量微孔隙（图5c），孔隙细小，但是数量多，连通性好。

（4）胶结作用。研究区胶结类型多样，主要为黏土矿物胶结、长石胶结、硅质胶结和碳酸盐胶结。黏土矿物胶结以绿泥石为主，呈花瓣状或针叶状充填在气孔中（图5a，5i），使原生孔隙数量减少，同时，绿泥石具有晶间孔特征，对储层物性具有一定贡献。长石胶结包括钠长石和钾长石胶结，自生钠长石呈柱状充填于微孔隙中（图5h），钾长石充填于粒间孔中，沿着孔壁向孔隙中心生长（图6c）。硅质胶结物有2 种产状，一种微晶石英以集合体形态分布在微孔隙中（图6d），多出现在玻屑脱玻化孔中，显示两者成因上的联系；另一种则是自生石英，晶性较好，呈片状或长柱状（图5j，图6c），多与自生长石共生，晶体较大，说明其形成于强烈压实作用之前，且形成空间较为开阔。碳酸盐胶结以方解石为主（图6e），发育少量的菱铁矿。

（5）溶蚀作用。研究区主要是火山碎屑物和胶结物的溶蚀。火山碎屑岩中含有较多的易溶组分，为溶蚀作用提供物质基础，其中以基质的溶蚀最为发育，当溶蚀作用强烈时，浆屑溶蚀殆尽形成溶洞（图6f）。胶结物的溶蚀作用则是自生长石、方解石等发生差异性溶蚀（图5g）。

（6）交代作用。研究区主要的交代作用包括绿泥石对岩屑、玻屑与自生长石的交代（参见图2e，图6g，6h），碳酸盐矿物对浆屑、自生长石与自生石英的交代（图6f，6c）。本区火山碎屑物来源于基性岩浆，富含高铁镁质矿物，稳定性差，极易发生绿泥石交代蚀变作用。

4 成岩环境与演化过程

4.1 成岩环境

4.1.1 成岩流体类型

通过岩心、薄片鉴定、阴极发光及电子探针测试数据综合分析（图7），研究区发育方解石脉，在阴极发光下方解石脉从孔隙边缘到中心依次呈现橙黄色、暗红色（图7c，7d），与自生石英伴生，且自生石英不发光，为长柱状，表明是在低温热液条件下形成的［27］（图7e，7f）。同时，暗红色方解石的形成晚于自生石英。电子探针分析结果显示，方解石脉中MnO 质量分数为0.17%～0.63%，FeO 质量分数为0～1.57%。根据FeO 的含量可以判断方解石类型［28］，FeO质量分数小于0.05%为方解石；FeO 质量分数在0.05%～0.50% 为含铁方解石；FeO 质量分数大于0.5%为铁方解石。分析结果表明，方解石脉体可分为方解石和含铁—铁方解石2 种类型（图7g，7h）。综上所述，研究区方解石脉形成至少经历了2期成岩流体作用。

图7 四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层方解石胶结物特征Fig.7 Characteristics of calcite cements of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

4.1.2 流体包裹体特征

研究区方解石脉中的流体包裹体非常发育，以气液相包裹体居多，呈“串珠状”分布，多为椭圆形、长条状及不规则状（图8），大小为3～42 μm。通过对方解石胶结物中56 个盐水包裹体测温数据的分析可知，其均一温度为50～210 ℃，变化范围大，兼具低温、高温特点，峰值温度为90～110 ℃。考虑到该区间内包裹体数量最多，推测该时期是最主要的成岩流体活动期，对应研究区埋藏史和古地温研究结果［28］，认为晚三叠世存在油气充注（230～208 Ma）。研究区少量包裹体均一温度（180～210 ℃）高于现今地层最大埋藏深度时的古地温（180 ℃）［29］，占总测点数的5.4%，局部见磷灰石、重晶石等热液成因矿物［30］（参见图2i），出现这种现象的原因可能是受到了深部热液流体的影响。

图8 四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层方解石胶结物包裹体镜下特征Fig.8 Microscopic characteristics of calcite cement inclusions of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

4.1.3 碳、氧同位素特征及成因分析

选取TF8 井、TF102 井发育方解石脉的10 个火山碎屑岩样品进行碳氧同位素测试，结果显示δ13CVPDB值为-13.94‰～-7.21‰，平均为-8.67‰；δ18OVPDB值为-13.59‰～-7.16‰，平均为-12.37‰。碳酸盐胶结物中有机质来源δ13C（-8‰～-23‰）偏负值，无机来源δ13C 则偏正值［31-32］，研究区样品的δ13CVPDB偏负值，指示其碳源以有机成因为主。Keith等［33］曾提出区分海相灰岩与淡水灰岩的经验公式：

式中：δ13C，δ18O 均为PDB 标准，Z大于120 为海相石灰岩，Z小于120为淡水相石灰岩。

根据Z值大小可粗略判断孔隙流体性质，据此计算出样品的Z值为95.19～106.84，平均为103.39，均小于120，说明方解石形成时的流体为矿化度较高的淡水。

根据碳酸盐矿物的δ13C-δ18O 图版分析碳来源［34-35］（图9），样品数据主要落在Ⅲ区，仅有1 个样品落在Ⅰ区，表明方解石碳来源主要与有机酸脱羧作用有关。此外，Ⅰ区“成岩碳酸盐”与埋藏较浅时硫酸盐还原作用有关的碳酸盐，指示无机碳来源，但是落在Ⅰ区样品的δ13CVPDB值（-13.94‰）明显偏负，与有机质脱羧作用有关，两者相矛盾，可能是由于储层下伏烃源岩受火山活动热效应的影响，有机质热演化程度加剧提前生烃，为早期方解石生成提供了少量有机来源的CO2。此外，由于Ⅰ区的碳酸盐形成于浅层埋藏阶段，说明可能受大气降水［9］影响造成该样品的δ13C 值明显低于其他样品的δ13C 值。

图9 四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层方解石脉成因类型Fig.9 Genetic types of calcite veins of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

氧同位素对温度比较敏感，当水体盐度保持不变时，随着形成温度的升高，δ18O值降低，而δ13C 值受温度影响较小［36］，因此氧同位素常被用作地质温度计。根据Friedman 等［37］提出的方解石形成温度计算公式，依据研究区方解石胶结物的δ13CVPDB与δ18OVPDB值，计算方解石胶结物的沉淀温度：

式中：T为开尔文温度，K；δ18O方解石和δ18O水均为PDB 标准，其中氧同位素PDB 标准与SMOW标准之间的转化按δ18OSMOW＝1.030 86×δ18OVPDB＋30.86计算［38］。

研究区火山碎屑岩中方解石胶结物的δ18OVPDB值几乎都小于-10‰，具有明显偏负的特征，形成于后期成岩作用过程中［39］。以往研究表明，孔隙流体中的δ18O 值受水岩作用影响相对偏重［31］，考虑到水岩作用的影响，假设孔隙流体的δ18OSMOW＝0，求得方解石沉淀温度为53.23～103.46 ℃，主体温度为98.03～103.46 ℃，与包裹体均一温度峰值区间（90～110 ℃）基本吻合。随着埋藏深度增大，温度和压力升高，有机质脱羧排酸生烃使得δ18OVPDB偏轻，地层温度逐渐升高，会大量消耗δ18O，造成δ18OVPDB值偏负，一方面酸性溶液进入储层促进溶蚀作用发生，另一方面也为碳酸盐胶结物提供有机碳源。

根据碳氧同位素组成特征判断方解石胶结物成岩环境［40］（图10），样品数据落在Ⅰ区和Ⅲ区，说明方解石形成与大气淡水、有机质氧化分解作用有关，与上述推测结果基本一致。方解石δ18OSMOW值为16.85‰～23.48‰，远高于正常方解石碳酸盐的δ18OSMOW值范围（5‰～10‰），推测其形成可能受热液流体活动的影响［41］。因此，研究区方解石脉的形成与深部热液、大气淡水和有机酸脱羧作用有关，是几种流体混合作用的结果。

图10 四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层方解石脉碳、氧同位素组成分布Fig.10 Carbon and oxygen isotope distribution of calcite veins of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

4.2 成岩演化过程

4.2.1 成岩序列

根据次生矿物相互交代与溶蚀充填关系，结合地球化学特征判断主要成岩事件发生的先后顺序。研究区自生绿泥石成因主要有2 种，一是胶体溶液在孔隙中沉淀结晶形成绿泥石（参见图5a）；二是岩屑、玻屑及自生长石遇热液蚀变为绿泥石［42］（参见图6g，6h），溶液中沉淀析出的绿泥石形成温度为31～63 ℃，由矿物蚀变形成的绿泥石温度为128～217 ℃［43］，推测发育3 期绿泥石胶结，火山基质绿泥石化→绿泥石充填气孔→自生长石绿泥石化。部分矿物颗粒受大气淡水淋滤形成较大溶孔（参见图6f），为硅质及其他胶结物的形成提供了场所，表明第1期溶蚀作用早于自生长石、自生石英形成。研究区目的层发育2 种类型的沥青［44］，一是水洗或（降解）沥青赋存在绿泥石杏仁体边缘（参见图5f），推测其形成晚于第1 期溶蚀作用；二是在热变质沥青分布在自生长石和自生石英之间、方解石边缘（图11b—11f），表明其形成晚于自生长石，早于自生石英和方解石，自生石英的形成稍晚于自生长石，方解石的形成晚于长石和硅质胶结。综上所述，研究区火山碎屑岩储层成岩序列可以归纳为：自生绿泥石、硅质和方解石充填气孔→溶蚀作用Ⅰ→微晶石英→沥青质Ⅰ→自生长石→沥青质Ⅱ→溶蚀作用Ⅱ→方解石Ⅰ→自生石英→自生长石绿泥石化→方解石Ⅱ（含铁方解石）。

图11 四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层典型成岩事件Fig.11 Typical diagenetic events of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

4.2.2 成岩演化过程

根据成岩作用、成岩环境等特点，将研究区储层分为同生成岩、表生成岩与埋藏成岩等3 个阶段。①同生成岩阶段：爆发相火山碎屑岩因上覆岩层厚度较小或没有，岩浆碎屑能够快速冷凝固结，挥发性气体逸散形成气孔，原生孔隙数量增加。岩浆期后热液蚀变作用和矿物充填作用形成绿泥石、硅质以及碳酸盐等次生矿物充填于孔隙中，使得原生孔隙急剧减少，降低了储层的孔隙度。②表生成岩阶段：火山碎屑岩长期暴露于地表，在大气降水的淋滤作用下，岩石中的岩屑、凝灰质以及绿泥石杏仁体等矿物被溶蚀形成次生溶孔，改善了储层的储集性能。③埋藏成岩阶段：早成岩阶段，火山碎屑岩埋藏较浅，开始接受沉积。早期烃类受大气水淋滤部分组分溶于地层水中，液态烃中的重组分在溶孔中沉淀并形成固体沥青。该阶段处于初步压实阶段，浆屑内部气孔定向排列。该时期方解石和长石胶结物开始生成。中成岩阶段，随着埋藏深度与地温的增加，烃源岩中的有机质成熟，形成大量的有机酸通过断层和裂缝进入储层，自生长石等易溶物质发生溶蚀，使得储层pH 值不断升高，方解石便开始沉淀。随着温度和压力的继续升高，硅质胶结物沉淀并充填孔隙，有机质演化进入高成熟阶段，少量原油开始裂解生气。晚成岩阶段，地层温度进一步升高，有机质热演化处于高成熟—过成熟阶段，以干气为主。晚期含铁方解石胶结作用显著增强，大幅降低了储层物性。

5 油气地质意义

四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层发育受表生成岩阶段次生孔隙发育程度的控制，后期埋藏成岩阶段大量碳酸盐矿物胶结充填不利于孔隙的保存。碳酸盐胶结物的发育与储层中灰岩碎屑发育和深部热液作用密切相关，这些热液和灰岩碎屑的发育受火山通道和爆发相的共同控制（图12），一方面火山通道和裂缝为有机酸与油气运移提供条件，改善储集层物性，有利于油气赋存；另一方面，深部热液流体沿着裂缝运移发生充填胶结作用，对储层形成不利。因而，位于火山通道附近相对厚层的火山碎屑岩反而不利于储层的发育［45］，相对远离火山通道的熔结火山碎屑岩，受到表生溶蚀，次生孔隙发育，且受后期碳酸盐胶结作用影响较小，是研究区下一步重点勘探的有利目标区。

图12 四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层演化模式Fig.12 Evolution model of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

6 结论

（1）四川盆地简阳地区二叠系火山碎屑岩储层岩性主要为火山角砾熔岩、凝灰熔岩和熔结火山角砾岩，物质组成以黏土矿物和斜长石为主，其次为方解石、钠长石等胶结物。整体孔隙度和渗透率呈正相关性，表现为高孔低渗储层，熔结火山碎屑岩的物性优于火山碎屑熔岩，孔隙类型包括原生孔隙、次生孔隙和裂缝3 类，原生孔隙不发育，储集空间以脱玻化孔、基质溶蚀孔及溶蚀缝等次生孔隙与裂缝为主。

（2）研究区火山碎屑岩成岩作用类型主要包括熔结作用、压实作用、脱玻化作用、胶结作用、溶蚀作用及交代作用。储层受到大气淡水、深部热液以及有机酸流体等多种流体的改造作用，成岩流体影响储层成岩演化过程，进而控制储层孔隙空间的发育。研究区经历了同生成岩、表生成岩与埋藏成岩3 个阶段，表生风化淋滤作用和埋藏期有机酸溶蚀作用有效改善储层物性，而热液充填和埋藏期胶结作用是储层储集性能降低的主要原因。

（3）研究区火山通道和爆发相控制着深部热液流体活动，一方面火山通道和裂缝为流体运移提供了优势通道，酸性流体渗透储层发生溶蚀改造，提高储层储集性能，有利于油气赋集；另一方面，深部热液流体充填孔缝降低储层储集物性，破坏储层质量。熔结火山碎屑岩远离火山通道，受深部热液流体作用影响较小，且物质组成以浆屑等易溶组分为主，受表生溶蚀改造程度高，是火山碎屑岩储层有利目标区。