四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層特征與成巖演化

張文播，李 亞，楊 田，彭思橋，蔡來星，任啟強

（1.成都理工大學(xué)沉積地質(zhì)研究院，成都 610059；2.中國石油西南油氣田公司勘探開發(fā)研究院，成都 610041）

0 引言

火山碎屑巖作為一種特殊的非常規(guī)油氣儲集層，在全球廣泛分布。近年來，我國東部和西部中新生代盆地中相繼發(fā)現(xiàn)大量火山碎屑巖油氣藏［1-2］，引發(fā)火山碎屑巖的研究熱潮。近期在四川盆地簡陽地區(qū)YT1 井、TF2 井相繼鉆遇二疊系火山碎屑巖儲層，分別測得22.5×104m3/d 和4.69×104m3/d 的工業(yè)氣流［3-4］，估算該區(qū)天然氣產(chǎn)量約0.3×1012m3［5］，展示出簡陽地區(qū)火山碎屑巖具有良好的勘探前景。火山碎屑巖是介于火山熔巖和普通碎屑巖之間的巖石類型，由于受火山作用、沉積作用及埋藏水巖作用的共同控制［6］，且經(jīng)歷多種成巖流體的改造作用，其在孔隙類型、物性特征及成巖演化等方面具有特殊性。張麗媛等［7］、劉小洪等［8］認為火山碎屑巖在成巖過程中歷經(jīng)埋藏、烴類及熱液充注等活動，導(dǎo)致成巖環(huán)境發(fā)生改變，而成巖環(huán)境是控制儲層孔隙形成和演化的重要因素。以往通過對簡陽地區(qū)火山碎屑巖成巖作用、儲層主控因素分析等研究認為，脫玻化作用、表生風(fēng)化淋濾作用和溶蝕作用使儲層物性得到明顯改善，熱液蝕變和充填膠結(jié)作用是儲層減孔的主要因素［9-10］。然而，針對簡陽地區(qū)火山碎屑巖儲層特征、成巖流體及成巖演化過程的研究較少。基于此，以四川盆地簡陽地區(qū)4 口鉆井火山碎屑巖為研究對象，綜合運用多種分析測試方法，對該區(qū)火山碎屑巖儲層特征、成巖作用特征及成巖環(huán)境等進行分析，并探討火山碎屑巖儲層的成巖演化過程，以期為該區(qū)下一步勘探開發(fā)提供理論參考。

1 地質(zhì)概況

四川盆地位于揚子地臺的西北側(cè)，是在震旦系—中生界被動大陸邊緣盆地之上疊加了中生界—新生界前陸盆地的疊合型盆地，在前震旦系結(jié)晶基底上發(fā)育了海相和陸相2 套沉積地層［11］。中晚二疊世，峨眉山地幔柱快速上升對巖石圈的動力沖擊和巖漿底侵作用造成地殼抬升和張裂［12-13］，即東吳運動，導(dǎo)致云貴川三省發(fā)生強烈的火山噴發(fā)事件［14］，形成面積為2.5×105km2、厚度達5 300 m 的基性—超基性火山巖建造，稱為“峨眉山玄武巖”（P2β）［15-16］，是中國目前唯一被國際認可的大火成巖省（ELIP）［17-18］。四川盆地周緣及內(nèi)部均有峨眉山玄武巖分布，且主要在盆地的西南側(cè)，厚度為40～500 m，平面上火山巖厚度自盆地南西向北東呈減小的趨勢［19］。簡陽地區(qū)位于川西南地區(qū)，處于川西—川中過渡帶和龍泉山斷裂帶之間（圖1a），與下伏中二疊統(tǒng)茅口組和上覆上二疊統(tǒng)龍?zhí)督M均呈平行不整合接觸［20］（圖1b）。在簡陽地區(qū)YT1 井5 645.50～5 651.15 m 處、TF8井5 136.00～5 160.50 m 處、TF102 井5 413.00～5 474.23 m 處及TF2 井5 158.00～5 164.30 m 處和5 248.30～5 267.00 m 處分別取心。簡陽地區(qū)火山巖厚度為126～272 m，儲層巖性以爆發(fā)相火山碎屑熔巖和正常火山碎屑巖為主（研究區(qū)目的層），厚度約80～139 m。

圖1 四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山巖相分布［22］（a）和巖性地層綜合柱狀圖（b）Fig.1 Distribution of Permian volcanic facies（a）and stratigraphic column（b）of Jianyang area，Sichuan Basin

2 儲層特征

2.1 巖石學(xué)特征

通過對4 口鉆井巖心觀察和薄片鑒定，結(jié)合孫善平等［21］的火山碎屑巖分類方法，將四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖分為火山碎屑熔巖和熔結(jié)火山碎屑巖2 個亞類。其中，火山碎屑熔巖包括火山角礫熔巖與凝灰熔巖，由巖屑、玻屑等組成，火山碎屑體積分數(shù)為10%～90%，以熔漿膠結(jié)為主，碎屑分布雜亂；巖屑包括玄武巖與凝灰質(zhì)巖屑（圖2a—2d），粒徑為1.2～7.0 mm，呈棱角狀；玻屑呈雞骨狀、弧面棱角狀（圖2e，2f），部分玻屑脫玻化形成雛晶或微晶，結(jié)晶物質(zhì)細小，光性較弱［7］。熔結(jié)火山碎屑巖主要為熔結(jié)火山角礫巖，火山碎屑顆粒體積分數(shù)大于90%，由巖屑等組成，以漿屑為主，含有少量剛性碎屑，熔結(jié)作用常見；漿屑表現(xiàn)為塑性流動的狀態(tài)，內(nèi)部氣孔隨漿屑流動痕跡呈“串珠狀”分布，常被綠泥石等自生礦物充填（圖2g，2h），剛性碎屑以灰?guī)r角礫為主，呈棱角狀，磨圓和分選均較差，并含有生物碎屑，發(fā)育鈣質(zhì)膠結(jié)，整體綠泥石化現(xiàn)象嚴重（圖2i）。

圖2 四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層巖石學(xué)特征Fig.2 Petrological characteristics of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

全巖衍射分析表明（圖3），研究區(qū)黏土礦物含量最高，質(zhì)量分數(shù)為6.4%～72.2%，平均為44.4%，同時黏土礦物含量較高樣品中方解石的含量較低，兩者呈負相關(guān)關(guān)系。自生石英質(zhì)量分數(shù)為0.7%～24.0%，平均為6.7%；長石主要包括斜長石和鉀長石，斜長石質(zhì)量分數(shù)為2.0%～54.4%，平均為24.5%，樣品中鉀長石含量相對較低，質(zhì)量分數(shù)小于10.0%。膠結(jié)物含量較高的是碳酸鹽礦物，以方解石為主；部分樣品中發(fā)育沸石類礦物，包括濁沸石與方沸石。

圖3 四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層全巖礦物組成Fig.3 Whole rock mineral composition of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

2.2 物性特征

研究區(qū)4 口鉆井140 個樣品的孔滲數(shù)據(jù)顯示（圖4），孔隙度分布范圍廣，為0.78%～32.00%，平均為16.67%，滲透率為0.001～2.680 mD，平均為0.125 mD。根據(jù)《火山巖儲集層描述方法》［23］，總體屬于高孔、低滲儲層。火山碎屑熔巖孔隙度為3.17%～32.00%，平均為17.25%，集中分布在15%～20%；滲透率為0.005～2.680 mD，平均為0.100 mD，集中分布在0.01～0.10 mD。熔結(jié)火山碎屑巖孔隙度為0.78～26.87%，平均為15.12%，集中分布在15%～20%；滲透率為0.001～1.040 mD，平均為0.198 mD，集中分布在0.10～1.00 mD。整體上研究區(qū)孔隙度與滲透率呈正相關(guān)性，其中TF2 井熔結(jié)火山碎屑巖物性較優(yōu)。

圖4 四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層孔滲關(guān)系Fig.4 Relationship between permeability and porosity of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

2.3 孔隙類型

研究區(qū)孔隙類型可劃分為原生孔隙、次生孔隙和裂縫3 類，主要發(fā)育脫玻化孔、基質(zhì)溶蝕孔、杏仁體溶孔及溶蝕縫等。

原生孔隙包括氣孔和粒間孔。通過掃描電鏡發(fā)現(xiàn)漿屑內(nèi)發(fā)育大量氣孔，呈圓狀、橢圓狀，大小不等，孔徑為0.02～1.00 mm，多被自生綠泥石、碳酸鹽等充填形成杏仁體（圖5a）。火山碎屑物經(jīng)壓實后殘余的孔隙形成粒（礫）間孔，后期被自生長石等膠結(jié)物完全充填（圖5b）。由于研究區(qū)膠結(jié)作用強烈，原生孔隙幾乎消失殆盡。

圖5 四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層孔隙類型Fig.5 Pore types of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

次生孔隙包括脫玻化孔、杏仁體溶蝕孔、基質(zhì)溶蝕孔及粒內(nèi)溶孔等。火山玻璃不穩(wěn)定，易向結(jié)晶礦物轉(zhuǎn)化，形成新礦物時體積縮小，從而在顆粒間產(chǎn)生微孔隙，后期新礦物在酸性介質(zhì)條件下發(fā)生溶蝕又形成溶蝕孔，2 種孔隙不易區(qū)分，因而統(tǒng)稱為脫玻化孔［24-25］（圖5c）。研究區(qū)斑晶、杏仁體及火山基質(zhì)等易溶組分溶解形成多種溶蝕孔（圖5d—5f），形態(tài)多為不規(guī)則狀，以基質(zhì)溶蝕孔為主。粒內(nèi)溶孔主要是巖屑、長石顆粒內(nèi)部發(fā)生溶蝕形成的孔隙（圖5g），常呈條帶狀或不規(guī)則狀。此外，還發(fā)育鈉長石、綠泥石晶間孔（圖5h，5i）。

裂縫包括構(gòu)造縫和溶蝕縫。鏡下觀察發(fā)現(xiàn)構(gòu)造縫多為平直狀，延伸較遠，可切穿碎屑顆粒和早期膠結(jié)物（圖5j，5k）。溶蝕縫多由構(gòu)造裂縫經(jīng)酸性流體溶蝕而形成［26］，縫隙較寬（圖5l），約0.3 mm，連通性好，為成巖流體活動創(chuàng)造了條件。

3 成巖作用特征

四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層成巖演化過程復(fù)雜，經(jīng)歷了熔結(jié)作用、壓實作用、脫玻化作用、膠結(jié)作用、溶蝕作用和交代作用。

（1）熔結(jié)作用。塑性巖屑在冷凝過程中與周圍其他剛性碎屑或塑性漿屑膠結(jié)固結(jié)［6］，漿屑遇剛性顆粒呈壓彎、變薄和變窄的現(xiàn)象，形成似流動構(gòu)造（圖6a）。

圖6 四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層成巖特征Fig.6 Diagenetic characteristics of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

（2）壓實作用。主要表現(xiàn)為塑性漿屑和玻屑被擠壓變形，漿屑內(nèi)氣孔被拉長具定向排列（圖6b）。

（3）脫玻化作用。在成巖過程中，由于溫度和壓力升高，凝灰質(zhì)基質(zhì)、玻屑等非晶質(zhì)遇水介質(zhì)發(fā)生水解脫玻化，一部分組分流失在孔隙流體中，剩余組分則向雛晶或微晶轉(zhuǎn)化［25］，進而形成微晶石英和鈉長石。此外，玻屑脫玻化作用產(chǎn)生大量微孔隙（圖5c），孔隙細小，但是數(shù)量多，連通性好。

（4）膠結(jié)作用。研究區(qū)膠結(jié)類型多樣，主要為黏土礦物膠結(jié)、長石膠結(jié)、硅質(zhì)膠結(jié)和碳酸鹽膠結(jié)。黏土礦物膠結(jié)以綠泥石為主，呈花瓣狀或針葉狀充填在氣孔中（圖5a，5i），使原生孔隙數(shù)量減少，同時，綠泥石具有晶間孔特征，對儲層物性具有一定貢獻。長石膠結(jié)包括鈉長石和鉀長石膠結(jié)，自生鈉長石呈柱狀充填于微孔隙中（圖5h），鉀長石充填于粒間孔中，沿著孔壁向孔隙中心生長（圖6c）。硅質(zhì)膠結(jié)物有2 種產(chǎn)狀，一種微晶石英以集合體形態(tài)分布在微孔隙中（圖6d），多出現(xiàn)在玻屑脫玻化孔中，顯示兩者成因上的聯(lián)系；另一種則是自生石英，晶性較好，呈片狀或長柱狀（圖5j，圖6c），多與自生長石共生，晶體較大，說明其形成于強烈壓實作用之前，且形成空間較為開闊。碳酸鹽膠結(jié)以方解石為主（圖6e），發(fā)育少量的菱鐵礦。

（5）溶蝕作用。研究區(qū)主要是火山碎屑物和膠結(jié)物的溶蝕。火山碎屑巖中含有較多的易溶組分，為溶蝕作用提供物質(zhì)基礎(chǔ)，其中以基質(zhì)的溶蝕最為發(fā)育，當溶蝕作用強烈時，漿屑溶蝕殆盡形成溶洞（圖6f）。膠結(jié)物的溶蝕作用則是自生長石、方解石等發(fā)生差異性溶蝕（圖5g）。

（6）交代作用。研究區(qū)主要的交代作用包括綠泥石對巖屑、玻屑與自生長石的交代（參見圖2e，圖6g，6h），碳酸鹽礦物對漿屑、自生長石與自生石英的交代（圖6f，6c）。本區(qū)火山碎屑物來源于基性巖漿，富含高鐵鎂質(zhì)礦物，穩(wěn)定性差，極易發(fā)生綠泥石交代蝕變作用。

4 成巖環(huán)境與演化過程

4.1 成巖環(huán)境

4.1.1 成巖流體類型

通過巖心、薄片鑒定、陰極發(fā)光及電子探針測試數(shù)據(jù)綜合分析（圖7），研究區(qū)發(fā)育方解石脈，在陰極發(fā)光下方解石脈從孔隙邊緣到中心依次呈現(xiàn)橙黃色、暗紅色（圖7c，7d），與自生石英伴生，且自生石英不發(fā)光，為長柱狀，表明是在低溫熱液條件下形成的［27］（圖7e，7f）。同時，暗紅色方解石的形成晚于自生石英。電子探針分析結(jié)果顯示，方解石脈中MnO 質(zhì)量分數(shù)為0.17%～0.63%，F(xiàn)eO 質(zhì)量分數(shù)為0～1.57%。根據(jù)FeO 的含量可以判斷方解石類型［28］，F(xiàn)eO質(zhì)量分數(shù)小于0.05%為方解石；FeO 質(zhì)量分數(shù)在0.05%～0.50% 為含鐵方解石；FeO 質(zhì)量分數(shù)大于0.5%為鐵方解石。分析結(jié)果表明，方解石脈體可分為方解石和含鐵—鐵方解石2 種類型（圖7g，7h）。綜上所述，研究區(qū)方解石脈形成至少經(jīng)歷了2期成巖流體作用。

圖7 四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層方解石膠結(jié)物特征Fig.7 Characteristics of calcite cements of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

4.1.2 流體包裹體特征

研究區(qū)方解石脈中的流體包裹體非常發(fā)育，以氣液相包裹體居多，呈“串珠狀”分布，多為橢圓形、長條狀及不規(guī)則狀（圖8），大小為3～42 μm。通過對方解石膠結(jié)物中56 個鹽水包裹體測溫數(shù)據(jù)的分析可知，其均一溫度為50～210 ℃，變化范圍大，兼具低溫、高溫特點，峰值溫度為90～110 ℃。考慮到該區(qū)間內(nèi)包裹體數(shù)量最多，推測該時期是最主要的成巖流體活動期，對應(yīng)研究區(qū)埋藏史和古地溫研究結(jié)果［28］，認為晚三疊世存在油氣充注（230～208 Ma）。研究區(qū)少量包裹體均一溫度（180～210 ℃）高于現(xiàn)今地層最大埋藏深度時的古地溫（180 ℃）［29］，占總測點數(shù)的5.4%，局部見磷灰石、重晶石等熱液成因礦物［30］（參見圖2i），出現(xiàn)這種現(xiàn)象的原因可能是受到了深部熱液流體的影響。

圖8 四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層方解石膠結(jié)物包裹體鏡下特征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

選取TF8 井、TF102 井發(fā)育方解石脈的10 個火山碎屑巖樣品進行碳氧同位素測試，結(jié)果顯示δ13CVPDB值為-13.94‰～-7.21‰，平均為-8.67‰；δ18OVPDB值為-13.59‰～-7.16‰，平均為-12.37‰。碳酸鹽膠結(jié)物中有機質(zhì)來源δ13C（-8‰～-23‰）偏負值，無機來源δ13C 則偏正值［31-32］，研究區(qū)樣品的δ13CVPDB偏負值，指示其碳源以有機成因為主。Keith等［33］曾提出區(qū)分海相灰?guī)r與淡水灰?guī)r的經(jīng)驗公式：

式中：δ13C，δ18O 均為PDB 標準，Z大于120 為海相石灰?guī)r，Z小于120為淡水相石灰?guī)r。

根據(jù)Z值大小可粗略判斷孔隙流體性質(zhì)，據(jù)此計算出樣品的Z值為95.19～106.84，平均為103.39，均小于120，說明方解石形成時的流體為礦化度較高的淡水。

根據(jù)碳酸鹽礦物的δ13C-δ18O 圖版分析碳來源［34-35］（圖9），樣品數(shù)據(jù)主要落在Ⅲ區(qū)，僅有1 個樣品落在Ⅰ區(qū)，表明方解石碳來源主要與有機酸脫羧作用有關(guān)。此外，Ⅰ區(qū)“成巖碳酸鹽”與埋藏較淺時硫酸鹽還原作用有關(guān)的碳酸鹽，指示無機碳來源，但是落在Ⅰ區(qū)樣品的δ13CVPDB值（-13.94‰）明顯偏負，與有機質(zhì)脫羧作用有關(guān)，兩者相矛盾，可能是由于儲層下伏烴源巖受火山活動熱效應(yīng)的影響，有機質(zhì)熱演化程度加劇提前生烴，為早期方解石生成提供了少量有機來源的CO2。此外，由于Ⅰ區(qū)的碳酸鹽形成于淺層埋藏階段，說明可能受大氣降水［9］影響造成該樣品的δ13C 值明顯低于其他樣品的δ13C 值。

圖9 四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層方解石脈成因類型Fig.9 Genetic types of calcite veins of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

氧同位素對溫度比較敏感，當水體鹽度保持不變時，隨著形成溫度的升高，δ18O值降低，而δ13C 值受溫度影響較小［36］，因此氧同位素常被用作地質(zhì)溫度計。根據(jù)Friedman 等［37］提出的方解石形成溫度計算公式，依據(jù)研究區(qū)方解石膠結(jié)物的δ13CVPDB與δ18OVPDB值，計算方解石膠結(jié)物的沉淀溫度：

式中：T為開爾文溫度，K；δ18O方解石和δ18O水均為PDB 標準，其中氧同位素PDB 標準與SMOW標準之間的轉(zhuǎn)化按δ18OSMOW＝1.030 86×δ18OVPDB＋30.86計算［38］。

研究區(qū)火山碎屑巖中方解石膠結(jié)物的δ18OVPDB值幾乎都小于-10‰，具有明顯偏負的特征，形成于后期成巖作用過程中［39］。以往研究表明，孔隙流體中的δ18O 值受水巖作用影響相對偏重［31］，考慮到水巖作用的影響，假設(shè)孔隙流體的δ18OSMOW＝0，求得方解石沉淀溫度為53.23～103.46 ℃，主體溫度為98.03～103.46 ℃，與包裹體均一溫度峰值區(qū)間（90～110 ℃）基本吻合。隨著埋藏深度增大，溫度和壓力升高，有機質(zhì)脫羧排酸生烴使得δ18OVPDB偏輕，地層溫度逐漸升高，會大量消耗δ18O，造成δ18OVPDB值偏負，一方面酸性溶液進入儲層促進溶蝕作用發(fā)生，另一方面也為碳酸鹽膠結(jié)物提供有機碳源。

根據(jù)碳氧同位素組成特征判斷方解石膠結(jié)物成巖環(huán)境［40］（圖10），樣品數(shù)據(jù)落在Ⅰ區(qū)和Ⅲ區(qū)，說明方解石形成與大氣淡水、有機質(zhì)氧化分解作用有關(guān)，與上述推測結(jié)果基本一致。方解石δ18OSMOW值為16.85‰～23.48‰，遠高于正常方解石碳酸鹽的δ18OSMOW值范圍（5‰～10‰），推測其形成可能受熱液流體活動的影響［41］。因此，研究區(qū)方解石脈的形成與深部熱液、大氣淡水和有機酸脫羧作用有關(guān)，是幾種流體混合作用的結(jié)果。

圖10 四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層方解石脈碳、氧同位素組成分布Fig.10 Carbon and oxygen isotope distribution of calcite veins of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

4.2 成巖演化過程

4.2.1 成巖序列

根據(jù)次生礦物相互交代與溶蝕充填關(guān)系，結(jié)合地球化學(xué)特征判斷主要成巖事件發(fā)生的先后順序。研究區(qū)自生綠泥石成因主要有2 種，一是膠體溶液在孔隙中沉淀結(jié)晶形成綠泥石（參見圖5a）；二是巖屑、玻屑及自生長石遇熱液蝕變?yōu)榫G泥石［42］（參見圖6g，6h），溶液中沉淀析出的綠泥石形成溫度為31～63 ℃，由礦物蝕變形成的綠泥石溫度為128～217 ℃［43］，推測發(fā)育3 期綠泥石膠結(jié)，火山基質(zhì)綠泥石化→綠泥石充填氣孔→自生長石綠泥石化。部分礦物顆粒受大氣淡水淋濾形成較大溶孔（參見圖6f），為硅質(zhì)及其他膠結(jié)物的形成提供了場所，表明第1期溶蝕作用早于自生長石、自生石英形成。研究區(qū)目的層發(fā)育2 種類型的瀝青［44］，一是水洗或（降解）瀝青賦存在綠泥石杏仁體邊緣（參見圖5f），推測其形成晚于第1 期溶蝕作用；二是在熱變質(zhì)瀝青分布在自生長石和自生石英之間、方解石邊緣（圖11b—11f），表明其形成晚于自生長石，早于自生石英和方解石，自生石英的形成稍晚于自生長石，方解石的形成晚于長石和硅質(zhì)膠結(jié)。綜上所述，研究區(qū)火山碎屑巖儲層成巖序列可以歸納為：自生綠泥石、硅質(zhì)和方解石充填氣孔→溶蝕作用Ⅰ→微晶石英→瀝青質(zhì)Ⅰ→自生長石→瀝青質(zhì)Ⅱ→溶蝕作用Ⅱ→方解石Ⅰ→自生石英→自生長石綠泥石化→方解石Ⅱ（含鐵方解石）。

圖11 四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層典型成巖事件Fig.11 Typical diagenetic events of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

4.2.2 成巖演化過程

根據(jù)成巖作用、成巖環(huán)境等特點，將研究區(qū)儲層分為同生成巖、表生成巖與埋藏成巖等3 個階段。①同生成巖階段：爆發(fā)相火山碎屑巖因上覆巖層厚度較小或沒有，巖漿碎屑能夠快速冷凝固結(jié)，揮發(fā)性氣體逸散形成氣孔，原生孔隙數(shù)量增加。巖漿期后熱液蝕變作用和礦物充填作用形成綠泥石、硅質(zhì)以及碳酸鹽等次生礦物充填于孔隙中，使得原生孔隙急劇減少，降低了儲層的孔隙度。②表生成巖階段：火山碎屑巖長期暴露于地表，在大氣降水的淋濾作用下，巖石中的巖屑、凝灰質(zhì)以及綠泥石杏仁體等礦物被溶蝕形成次生溶孔，改善了儲層的儲集性能。③埋藏成巖階段：早成巖階段，火山碎屑巖埋藏較淺，開始接受沉積。早期烴類受大氣水淋濾部分組分溶于地層水中，液態(tài)烴中的重組分在溶孔中沉淀并形成固體瀝青。該階段處于初步壓實階段，漿屑內(nèi)部氣孔定向排列。該時期方解石和長石膠結(jié)物開始生成。中成巖階段，隨著埋藏深度與地溫的增加，烴源巖中的有機質(zhì)成熟，形成大量的有機酸通過斷層和裂縫進入儲層，自生長石等易溶物質(zhì)發(fā)生溶蝕，使得儲層pH 值不斷升高，方解石便開始沉淀。隨著溫度和壓力的繼續(xù)升高，硅質(zhì)膠結(jié)物沉淀并充填孔隙，有機質(zhì)演化進入高成熟階段，少量原油開始裂解生氣。晚成巖階段，地層溫度進一步升高，有機質(zhì)熱演化處于高成熟—過成熟階段，以干氣為主。晚期含鐵方解石膠結(jié)作用顯著增強，大幅降低了儲層物性。

5 油氣地質(zhì)意義

四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層發(fā)育受表生成巖階段次生孔隙發(fā)育程度的控制，后期埋藏成巖階段大量碳酸鹽礦物膠結(jié)充填不利于孔隙的保存。碳酸鹽膠結(jié)物的發(fā)育與儲層中灰?guī)r碎屑發(fā)育和深部熱液作用密切相關(guān)，這些熱液和灰?guī)r碎屑的發(fā)育受火山通道和爆發(fā)相的共同控制（圖12），一方面火山通道和裂縫為有機酸與油氣運移提供條件，改善儲集層物性，有利于油氣賦存；另一方面，深部熱液流體沿著裂縫運移發(fā)生充填膠結(jié)作用，對儲層形成不利。因而，位于火山通道附近相對厚層的火山碎屑巖反而不利于儲層的發(fā)育［45］，相對遠離火山通道的熔結(jié)火山碎屑巖，受到表生溶蝕，次生孔隙發(fā)育，且受后期碳酸鹽膠結(jié)作用影響較小，是研究區(qū)下一步重點勘探的有利目標區(qū)。

圖12 四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層演化模式Fig.12 Evolution model of Permian pyroclastic reservoirs in Jianyang area，Sichuan Basin

6 結(jié)論

（1）四川盆地簡陽地區(qū)二疊系火山碎屑巖儲層巖性主要為火山角礫熔巖、凝灰熔巖和熔結(jié)火山角礫巖，物質(zhì)組成以黏土礦物和斜長石為主，其次為方解石、鈉長石等膠結(jié)物。整體孔隙度和滲透率呈正相關(guān)性，表現(xiàn)為高孔低滲儲層，熔結(jié)火山碎屑巖的物性優(yōu)于火山碎屑熔巖，孔隙類型包括原生孔隙、次生孔隙和裂縫3 類，原生孔隙不發(fā)育，儲集空間以脫玻化孔、基質(zhì)溶蝕孔及溶蝕縫等次生孔隙與裂縫為主。

（2）研究區(qū)火山碎屑巖成巖作用類型主要包括熔結(jié)作用、壓實作用、脫玻化作用、膠結(jié)作用、溶蝕作用及交代作用。儲層受到大氣淡水、深部熱液以及有機酸流體等多種流體的改造作用，成巖流體影響儲層成巖演化過程，進而控制儲層孔隙空間的發(fā)育。研究區(qū)經(jīng)歷了同生成巖、表生成巖與埋藏成巖3 個階段，表生風(fēng)化淋濾作用和埋藏期有機酸溶蝕作用有效改善儲層物性，而熱液充填和埋藏期膠結(jié)作用是儲層儲集性能降低的主要原因。

（3）研究區(qū)火山通道和爆發(fā)相控制著深部熱液流體活動，一方面火山通道和裂縫為流體運移提供了優(yōu)勢通道，酸性流體滲透儲層發(fā)生溶蝕改造，提高儲層儲集性能，有利于油氣賦集；另一方面，深部熱液流體充填孔縫降低儲層儲集物性，破壞儲層質(zhì)量。熔結(jié)火山碎屑巖遠離火山通道，受深部熱液流體作用影響較小，且物質(zhì)組成以漿屑等易溶組分為主，受表生溶蝕改造程度高，是火山碎屑巖儲層有利目標區(qū)。