火山通道(volcanic conduit)是岩浆从深部储库上升至地表所经历的通道(Browne and Szramek, 2015)。它们的分布规律受中性浮力带(neutral buoyancy zone)的制约(Ryan, 1988, 1993)，因此在火山喷发时可以在距地表深度小于~5 km的浅层地壳中发育横向展布范围巨大的岩床-岩墙网络(Thomson and Hutton, 2004)。据估计，NAIP(North Atlantic Igneous Province)大陆溢流玄武岩省侵位于地壳的岩床-岩墙网络总体积可达地表喷发岩浆体积的~3~10倍(White and McKenzie, 1989; Eldholm and Grue, 1994; White et al., 2009)。实际火山学观察确认的单次玄武质岩墙侵位(dyking)可沿走向推进45 km(Sigmundsson et al., 2015)。而根据化学火山学数据，具有均一成分的同一岩浆可在岩床网络中横向运移4100 km(Cartwright and Hansen, 2006; Leat，2008)。由于体积巨大且广泛分布于地壳中，大陆溢流玄武岩火山通道在火山学、全球环境变化和大规模生物灭绝、油气和矿产勘探等领域都受到研究者的关注，已成为大火成岩省研究的热点。另外，火山通道具有复杂的、难于采用地表调查方法进行研究的结构，因此大陆溢流玄武岩火山通道研究也是大火成岩省研究的难点。

本文将对大陆溢流玄武岩火山通道研究进展进行综述；总结火山通道形态结构、环境效应和油气地质方面的主要研究进展，并对近年来在火山盆地中广泛应用的三维反射地震方法及其在塔里木盆地的应用进行简要介绍。

大火成岩省活动区的火山盆地里广泛分布岩浆通道系统。随着盆地的沉降和充填，早先火山喷发时形成的次火山岩网络的埋藏深度可因上覆地层叠加而进一步加深。以塔里木大火成岩省为例，其二叠纪喷发的玄武岩熔岩流在塔中和塔北地区的埋深约为3000~6000 m，其火山通道深度则相应地位于5000~10000 m(Wang et al., 2015; Yang et al., 2016)。当盆地抬升剥蚀时，岩床-岩墙网络也可以抬升剥蚀至浅部甚至地表，例如Ferrar和Karoo大火成岩省的部分区域。

早期对大陆溢流玄武岩省火山通道的研究主要依靠对剥露地表的岩墙-岩床露头进行填图、火山岩化学成分对比或磁学方法。由于观察对象不同，对“大陆溢流玄武岩省火山通道形态和岩浆运移方式”这一问题存在不同认识。基于对前寒武岩墙群的研究，Ernst等(1995)提出放射状巨型岩墙群是太古代和古元古代大火成岩省岩浆通道系统的主要形态，并将该模型应用于大陆裂解相关的构造应力场研究，认为这些巨型岩墙是大陆板块在复杂应力场条件下内部发生脆性破裂后岩浆沿破裂上侵形成的(Ernst and Buchan, 1997; Gudmundsson，2006; Hou et al., 2010)。Gudmundsson(2006)的概念模型(图 1a)强调了陆壳内岩浆房对陆壳的压力导致放射状破裂，但是无法解释McKenzie巨型岩墙群走向的变化。Hou等(2010)的“岩浆柱模型(plug model)”(图 1b)考虑了大洋板片扩张对加拿大地盾区的应力影响，合理解释了McKenzie巨型岩墙群走向的变化规律(Hou et al., 2010)。不过，对显生宙大陆裂解相关岩墙系统的研究表明，巨型岩墙系统可能就位于地壳深部韧-脆性转换带，并对地壳基底产生较强热影响，例如Afro-Arabian的裂谷中心岩墙系统(Daniels et al., 2014; Lavecchia et al., 2016)。因此这些深达基底的岩墙系统不一定能代表火山盆地浅部岩浆通道的形态。而且，很多大陆溢流玄武岩省火山盆地内并没有发育大规模岩浆房系统，不一定能形成辐射状应力场。

图 1

(a)陆壳内岩浆囊的压力导致放射状和环状裂隙系统并形成岩墙、穿层岩床系统(Gudmundsson，2006); (b)岩浆柱模型(Plug model)(Hou et al., 2010)；展示Grenville洋板块的不对称推挤和Coppermine巨型岩浆体的辐射状应力共同控制了McKenzie巨型岩墙群的走向 图 1 McKenzie巨型岩墙群形成模式 Figure 1 Models for the formation of the Mackenzie dyke swarm

对显生宙Ferrar大火成岩省野外露头的研究(Dragoni et al., 1997; Elliot et al., 1999; Elliot and Fleming, 2004; Leat，2008; Muirhead et al., 2014)表明，岩浆在上部地壳中会通过大致平行的多条近水平岩床进行远距离横向运移，这显然与放射状岩墙群所指示的纵向上升方式不同。对NAIP大陆伸展边缘盆地火山通道的研究表明：溢流玄武岩形成了水平延伸10~1000 km的岩床群网络，单个岩床厚度一般小于100 m(Cartwright and Hansen, 2006; Button and Cawthorn, 2015)。对非洲Karoo大火成岩省野外露头调查和遥感成像研究(Chevallier and Woodford, 1999; Thomson and Hutton, 2004; Polteau et al., 2008a, 2008b; Duraiswami and Shaikh, 2013)表明“碟状岩床(saucer-like sill)”是该溢流玄武岩省岩浆上升通道的主要形态(见图 2)。

图 2

图 2 Karoo盆地内典型基性“碟状岩床”的形态结构示意图 Figure 2 Morpho-structure of a typical saucer-shaped dolerite sill of the Karoo Basin

岩浆运移方式上，早期研究工作认为“以岩墙网络为主的垂向通道主导了岩浆供给系统(图 3a)”，火山口的岩浆由位于火口下方的岩浆房供给(Keir et al., 2006; Wright et al., 2006; Corti，2009; Tibaldi，2015)。然而，近年来的野外观察、反射地震与实验模拟研究发现，盆地浅部的岩浆运移通道主要由横向延伸的碟状岩床网络提供(图 3b)；Chevallier and Woodford, 1999; Smallwood and Maresh, 2002; Lee et al., 2006; Cukur et al., 2010; Svensen et al., 2012; Kavanagh et al., 2015)。横向延伸的水平岩床-碟状岩床群相比于垂直发育的岩墙网络，在盆地内部分布范围更广，与沉积岩围岩的接触面积更大，具有更加显著的岩浆-围岩相互作用(Schofield et al., 2017)。

图 3

(a)传统的由垂直岩墙网络主导的岩浆运移方式模型；(b)在盆地内部发育的由横向延伸的岩床群主导的岩浆运移方式模型；据Magee等(2016) 图 3 岩浆运移方式模型 Figure 3 Schematic representation of magma plumbing systems

大陆溢流玄武岩具有“短时、巨量”的喷发特征(Ernst，2014)。在溢流熔岩喷发同时，会有巨量火山气体释放到大气，包括引起温室效应的CH₄、CO₂，导致臭氧层破坏的HCl、HBr，以及产生气溶胶、引发冷室效应的SO₂等。根据岩石学方法的估计，仅考虑岩浆释气时，单个大陆溢流玄武岩省的温室气体释放强度可能还不如现代工业化过程的温室气体释放(Self et al., 2006)。但是，当考虑大陆溢流玄武岩火山通道中的巨量岩浆时，其气体释放可能大大增加。例如，火山通道的CO₂释放效率约为80%(Self et al., 2005)，3~10倍于喷发熔岩体积的地壳侵入体将会使气体释放总量增加数倍。更重要的是，根据“热成因气体假说(thermogenic gas hypothesis)”(Svensen et al., 2004)，火山通道对盆地中含碳围岩的热烘烤可以释放巨量的CH₄、CO₂等热成因气体(图 4)，其规模远超溢流熔岩本身的释放量，并可导致大规模生物灭绝(Svensen et al., 2004, 2009, 2015)。热成因气体的形成包括以下过程：① 含有机质沉积岩的接触变质; ② 快速的气体形成和向上迁移; ③ 气体通过火山颈爆发，释放到大气中; ④ 流体沿火山颈的裂隙和岩筒系统进行长期迁移，形成“水热火山颈(hydrothermal vent)”(Svensen et al., 2015)。根据热成因气体的成分特征，Svensen等(2015)将“热成因气体模型”进一步细化为3类，分别是：有机碳受热直接形成CH₄和CO₂为主(北海型)，火山通道促进烃源岩生烃，导致CH₄和H₂O沿岩筒释放的Olney型；以及有机碳和无机碳混合的溢流熔岩型。“北海型热成因释气”，热烘烤导致碎屑岩中有机物直接生成CH₄和CO₂; “Olney型岩筒释气”，火山通道烘烤烃源岩导致生烃和排烃，由于高温导致高成熟度，大量CH₄沿火山颈释放至大气中；“溢流熔岩型”的温室气体释放，是有机碳和岩浆本身所含地幔碳的混合。

图 4

据Svensen等(2015)修改 图 4 大陆溢流玄武岩热成因气体释放模式示意图 Figure 4 Schematic cross section through a flood basalt province showing thermogenic gases generated from an extensive sub-volcanic complex of dolerite sills and dykes(1 and 2) and gases released from surface flood basalts(3)

热成因气体的释放量与火山通道周围热接触变质带(contact metamorphic aureole)的体积呈正比。在已知火山通道几何形态、岩浆通量和围岩有机碳含量的条件下，热接触变质带的温度场分布和热成因气体的释放量可以精确计算(Svensen et al., 2004)。因此。获取高精度火山通道形态和结构信息是建立热接触变质气体释放模型、精确估计“热成因气体”释放量必不可少的前提条件。直接钻探虽然可以获得高准确度的岩性信息，但是要获得火山盆地范围内火山通道的整体信息，更有力的工具还是高分辨率三维反射地震的成像与解释。

火山盆地是指侵入或喷出的火山物质在盆地充填中占据重要地位的沉积盆地(Planke et al., 2014)。火山通道系统可以在火山盆地内幕区占据相当体积，但是其形态和结构与近水平分布的沉积岩层明显不同。火山通道对于火山盆地油气系统的形成和破坏均具有重要意义。

火山通道中的岩墙-岩床网络可以联通盆地深部烃源岩和分散于浅部沉积层的储集体，从而控制油气的运移，有利于形成油藏。例如，北大西洋Faroe-Shetland盆地的Laggan and Tormore气田位于碟状岩床网络上方，岩床-岩墙边缘的裂隙为油气运移提供了通道(Rateau et al., 2013)；玄武质岩浆的强力侵位过程在塔北英买-2井区造成上覆地层的“强制褶皱(forced fold)”，形成塔里木盆地重要的英买-2工业级油气圈闭构造(Gao et al., 2017 in press)。其次，火山通道内高温岩浆造成的区域性热扰动对烃源岩和油藏成熟度具有明显影响。例如，Holford等(2010)发现厚度52 m的基性岩床可以将北海Hebrides Basin中烃源岩地层加热到100~260℃，导致有机质成熟大大提高；Fjeldskaar等(2008)发现Gjalla地区的岩床侵位导致其周围100 m范围内有机质的镜质体反射率(R_o)提高了0.8%。

盆地中的火山通道对油气系统也会有明显的不利影响。当岩浆通道热扰动过强时，其热量会导致油藏的过成熟。现有证据支持塔里木溢流玄武岩的火山活动可能导致塔里木古生代油藏的大规模破坏：根据砂岩沥青样品的分析，塔里木古生界储集层中可能有多达133×10⁸ t油藏被破坏(张俊等，2004)，其中志留系油藏破坏量达86.3×10⁸ t(姜振学等，2008)；对储集层沥青中自生伊利石的K-Ar定年表明这些储集层沥青主要形成于277~293 Ma(张有瑜和罗修泉，2011)，与塔里木二叠纪大火成岩省的时代~290 Ma和~280 Ma(Xu et al., 2014)基本一致；另外，储集层沥青拉曼光谱分析表明古生代油藏在其形成后大都经历了高温热变质，转化为富含高碳化合物的高成熟度储集层沥青(张鼐等，2013)，支持“火山活动导致油藏破坏”的模型。垂向联通的裂隙可以沿火山通道发育，如果裂隙穿破盖层，也有可能破坏油藏，例如：Karoo盆地的Olney岩筒下部与烃源岩联通，岩浆通道的热量导致烃源岩成熟，排出石油和天然气。岩筒中还发育大量垂向联通的裂隙，具有很好的渗透率。但是这些垂向裂隙将深部的油藏与地表联通，使油气发生了泄漏。大量热成因CH₄通过岩筒释放到大气中，原油也通过垂向裂隙向上运移，形成无利用价值的储集层沥青(图 4)。这个实例说明火山活动形成的垂向联通裂隙如果没有好的盖层进行封堵，有可能对油藏的完整性产生破坏。塔里木塔中地区的一系列中心式火山机构虽然含有大量高孔渗的火山碎屑岩并位于构造高点，其下也有很好的海相烃源岩，但却没有形成有利储集层，可能与垂向裂隙的过度发育影响到盖层的封闭性有关。

综上，大陆溢流玄武岩火山通道对于含油气火山盆地内幕区的生排烃、油气运移和成藏均有重要作用。但火山通道的影响是一把“双刃剑”，既有利于形成一些好的非传统油藏，也可能对盆地中早期形成的油藏起破坏作用。在塔里木盆地，二叠世大陆溢流玄武岩火山通道的作用可能以破坏已有油藏为主，在进行油气勘探时需要予以重视。

火山通道是一种复杂的结构。仅靠地表地质调查数据很难在三维空间对这种复杂地质体进行精细填图，很多结构信息需要想象，甚至猜测。近年来，主要为石油工业服务的三维反射地震成像技术开始应用于大火成岩省发育区的火山盆地油气勘探中，为研究火山通道的三维形态和结构提供了革命性的新工具(Planke et al., 2014; Magee et al., 2015)，成为近年来火山学研究的一大进展。在全球多个大陆溢流玄武岩省火山盆地，火山学家和地震解释工程师进行三维反射地震成像和解释工作，获取了大量高精度三维形态和结构数据，例如：NAIP(North Atlantic Igneous Province)大火成岩省伸展边缘期(rift margin era，56~52 Ma)的Irish Rockall盆地(Magee et al., 2014)、Faroe-Shetland盆地(Passey and Hitchen, 2011)、Møre and Vøring盆地(Svensen et al., 2004; Planke et al., 2005)；南澳大利亚Bunbury大火成岩省(喷发于~132 Ma)的Ceduna盆地(Jackson，2012)；加拿大Griffin大火成岩省的Hurwitz盆地(Aspler et al., 2002)、南非Karoo大火成岩省(喷发于183~179 Ma)的Karoo盆地(Malthe-Sørenssen et al., 2004; Svensen et al., 2012)等；塔里木大火成岩省的塔中地区(Wang et al., 2015; Yang et al., 2016)等。

在勘探地震学中，根据形态将岩浆通道系统分为：顺层岩床(Jackson et al., 2013)、碟状岩床(Polteau et al., 2008a; Magee et al., 2013a)、穿层岩床(Magee et al., 2014)、岩盖(Jackson et al., 2013)和岩墙等。不同形态的岩浆通道的形成主要受控于以下机制：① 岩浆上升侵位的深度受岩浆与围岩密度差控制(Francis，1982; Ryan, 1988, 1993)；② 围岩力学性质的差异，尤其是各类不连续面的发育促进了岩墙转向形成穿层岩床与顺层岩床(Gudmundsson，2011; Barnett and Gudmundsson, 2014)；③ 随着深度变化的地下最小主应力方向控制着岩浆网络的侵位形态(Mudge，1968; Gretener，1969; Menand，2008; Menand et al., 2010; Kavanagh and Pavier, 2014)；④ 塑性地层的变形机制不受中性浮力控制，岩浆通道在其内部的分布深度更加广泛(Cartwright and Hansen, 2006; Menand，2011; Taisne and Tait, 2011)。

由于火山岩相对于沉积岩围岩的高密度与高波速，其在反射地震剖面中的成像特征与沉积岩明显不同。火山岩与围岩的阻抗差异导致高反射系数(Smallwood and Maresh, 2002)，这会使更多的地震能量从火山岩-围岩界面反射回地面，因此火山岩体与沉积围岩的界面在地震剖面中常表现为强振幅反射(Symonds et al., 1998; Planke et al., 2005)，并具有以下2个典型特征：① 受岩浆体横向展布范围的制约，岩浆体相关强振幅反射在水平方向上通常延续数百米至数千米，一般不会像沉积地层一样在盆地内形成连续且广泛分布(可达几十甚至上百千米)的强反射层；② 岩浆体常会穿插围岩，从而形成与地层产状相交的强振幅反射界面(Mihut and Müller，1998; Magee et al., 2013b; Magee et al., 2014)。因此，根据振幅强度和反射面形态特征可以很好地识别出盆地中的火山通道。

利用勘探地震数据对火山通道进行成像，其极限分辨能力(resolving power)受到大地滤波、子波波长及调谐效应等多个因素的限制。简要说明如下：① 大地滤波影响。理论上采用高频波段可提高勘探地震成像的极限分辨能力，但大地滤波器对高于80 Hz的高频能量具有强吸收，因此勘探地震使用的子波主频多在20~50 Hz之间。对于给定频率子波，其极限分辨能力为波长的八分之一(λ/8)(Widess，1973)。按照5500 m/s的基性火山岩速度计算，主频在20~50 Hz的子波可以分辨14~35 m厚(λ/8) 的岩浆体。② 实际数据的子波波长。当岩床、岩席等岩浆体的厚度小于上述极限分辨力且埋深较浅时，可以从实际地震数据中挑选能量较高的高频段分量对其进行成像。例如，采用80 Hz的高频分量对速度为5500 m/s的基性火山岩成像时，其λ/8为9 m，因此可以分辨厚度小于10 m的岩浆体，当岩浆体速度更低时，例如塔北酸性岩的平均波速约为4000 m/s，此时其极限分辨能力可达6 m。③ 调谐效应。当2个相邻反射界面距离低于λ/4时，勘探地震方法将不能区分2个不同的界面，此时仅能依靠极限分辨能力识别出相互叠加的一个高能量发射面，这称为调谐效应(Smallwood and Maresh, 2002)。调谐效应会导致无法在地震剖面中精确确定火山岩体顶底反射面的位置，从而给火山岩体厚度的约束带来多解性(Grove，2013; Rateau et al., 2013; Schofield et al., 2015)。

应对上述制约因素，实现对火山机构的高分辨率成像，需要采取以下方法：① 在岩浆体的尺寸接近子波极限分辨能力时，将钻井和测井数据与地震成像相结合，利用钻井资料标定地震数据；② 在地震数据质量允许的情况下，尽可能选择实际地震数据中的高频段分量对岩浆体进行成像；③ 采用地震波场正演模拟，解决调谐效应的影响(例如，Magee et al., 2015)。需要注意的是，即便采用上述方法，单纯依靠地震数据解决的也只是火山岩体“有或无”的问题，并不能对低于10 m厚度火山岩体的真实几何尺寸进行精确测量。

对于结构单元划分清楚且各单元波速已知的地质体，可以利用正演波场模拟，计算不同频率子波在各结构单元界面上反射的能量，生成合成地震剖面。将合成地震剖面与地质体真实结构相对照，可以建立地震数据解释模型与真实地质体波速结构的对应关系，并评价地震解释模型的准确性和精确度(Magee et al., 2015)。对于火山机构，可以用正演模拟来计算不同厚度不同波速火山岩层的调谐效应与地震分辨率的关系，帮助确定火山机构的反射振幅特征。由于火山机构与沉积围岩以及火山岩层VPU对下覆反射界面的影响。下面对中心式火山机构和近水平侵入体2种典型的岩浆岩体几何形态特征进行正演，建立地震解释模型。

选取2种代表性中心式火山机构对其进行了正演模拟。图 5a中较高的火山机构(左侧)由高波速的玄武质熔岩流(V_p=5500 m/s)和低波速的火山碎屑岩(V_p=2000 m/s)以及速度介于二者之间的多层熔浆-火山碎屑胶结物形成的复合火山；右侧较低的火山机构底部为玄武质熔岩，顶部为低波速的火山渣，相当于单成因火山渣锥。采用Tesseral 2D软件进行正演模拟，Ricker子波频率选择25 Hz，道距设为10 m，生成的零偏移距合成地震记录见图 5b。由图 5b可以看到，位于2个火山机构下方的反射界面由于受到火山机构高波速的影响，均出现不同程度的向上拉伸。以左侧复合火山为例，其顶峰到火山基底的深度差(相当于火山高度)为H₁(图 5a)，该段平均波速为1，周围地层的平均波速为0，在时间深度剖面(图 5b)中该火山对应的最大上拉值为ΔT_1max，则可根据时间深度剖面上的VPU计算出火山高度：

(1)

图 5

注：根据Petrel软件的深度标度规则，真实深度向下为正，时间深度向上为正。(a)三类火山机构的深度域地质模型，蓝色数字为地震波速(Vp)，单位为: m/s；b，40 Hz雷克子波时间域合成地震记录。3种不同的火山机构类型分别为：Ⅰ复合火山；Ⅱ表面覆盖低波速火山碎屑物(Vp=3500 m/s)；Ⅲ单成因熔岩穹丘。(b)根据(a)中速度结构模型模拟的零偏移距合成地震记录(Ricker子波频率为25 Hz，道距10 m) 图 5 3类火山结构的地震正演模拟结果 Figure 5 Synthetic seismograms examining the seismic expression of three types of volcanic edifices

由左图 5a、5b可知：左侧火山机构较高，其VPU幅度也明显大于右侧较低的火山机构。该方法被广泛应用于被掩埋的火山机构高度估计。例如，Jackson(2012)，Magee等(2013b)。

塔里木玄武岩的残余分布面积超过20万km²，最大残余厚度达780 m(杨树锋等，2014)。覆盖区的塔北英买力玄武岩最大残余厚度超过2500 m(Tian et al., 2010)。无论是从目前的年代学数据(Xu et al., 2014)，还是从野外观察来看(Li et al., 2011, 2012; Yu et al., 2011; 李洪颜等，2013; 杨树锋等，2014; 邵铁全等，2015)，塔里木玄武岩存在2个主要喷发期(野外剖面表现为大于1 km的沉积夹层)其中，第一期库普库兹满组的喷发时限在291~290 Ma，时长~1 Ma(陈咪咪，2014)；对第二喷发期开派兹雷克组的古地磁长期变(PSV)研究(Usui and Tian, 2017)表明，玄武岩喷发时长很可能不超过1000 a。因此，塔里木玄武岩符合大火成岩省中大陆溢流玄武岩(CFB，continental flood basalt)“短时、巨量喷发”的特点(杨树锋等，2014)，已被国际上广泛认可为典型的CFB(Ernst，2014)。

塔里木火山岩覆盖层对下伏储集层构造成像的影响很早就引起了石油工业的关注(熊翥，1997; 管路平等，2004)。近十年来，随着叠前深度偏移技术(PSDM)(彭更新等，2011)、逆时偏移技术(RTM)(刘志远等，2015)、“WEFOX”双向聚焦叠前成像技术(张存等，2015)等成像技术在塔里木盆地的应用(李明等，2013)，石油工业目前已经可以对盐下(符力耘等，2013)、山前带(江民等，2015)与火山岩体(刘晓等，2011)等复杂构造开展准确成像。目前通过钻井验证，勘探地震可以对火山岩覆盖区下奥陶系中100 m级别的碳酸盐岩溶洞位置准确成像(李凡异等，2011; 马彦彦等，2013)。由于塔里木盆地绝大多数二叠世火山通道位于碳酸盐岩目的层之上，对目的层构造的准确识别表明火山通道地质体的地震成像已经达到相当的准确度。同时，火山岩顶面深度约3000~5000 m(潘赟等，2013)，人工反射地震可识别深度约10 km(王玲玲，2012)，因此对火山岩顶面下5000~7000 m深的浅成侵入体进行反射地震成像在深度上合适，成像质量完全能够满足研究需要。

塔里木溢流玄武岩火山通道的研究也已经起步。Wang等(2015)利用中石油塔里木油田公司的工业三维反射地震数据，对塔中47井区火山机构进行解释，发现了一种新的溢流玄武岩省岩浆运移形式：塔中巨量玄武岩通过近垂直的岩筒状火山通道向上运移，然后从相互分离的中心式火山机构喷出地表(图 6)。Yang等(2016)根据中石化在相邻区块的三维反射地震数据进行火山学解释，也揭示出大量岩筒状火山通道的存在。上述工作，一方面说明大陆溢流玄武岩火山通道的形态和结构仍然存在很多未知数，另一方面也许指示了塔里木溢流玄武岩在“热成因气体释放”方面可能存在不同于其他溢流玄武岩省的特点。

图 6

相干体的相干度(Variance)表现为红色至黑色的相干块体，高相干度的红色柱状结构指示火山通道的岩性与围岩的明显差异，因此相干体的形态可以反映该区火山机构中火山通道的形状为相互独立的柱状。相干体顶部为二叠系玄武岩顶面时间深度等值线，单位为ms(双程走时TWT) 图 6 塔中火山机构三维相干体透明度渲染图(地震数据体来源Wang et al., 2015) Figure 6 Geo-body of volcanic edifices extracted from the 3-D seismic data cube from central Tarim Basin by opacity rendering technique(Data cube from Wang et al., 2015)

大陆溢流玄武岩火山通道的形态和岩浆运移方式仍然是一个存在争议的问题。在火山盆地中溢流玄武岩是如何实现横向运移的仍需对更多大火成岩省火山盆地进行火山通道三维形态和结构的研究。大陆溢流玄武岩省火山通道的体积和表面积巨大，并与盆地中含有机质的沉积岩紧密接触，其热接触变质作用导致的“热成因气体”成因、释放量和释放速度研究对于研究地质历史时期地球环境灾变以及大规模生物灭绝具有重要意义。巨大规模的火山通道体系在火山盆地中会强烈影响油气的生成、运移和储集成藏，但究竟是有利还是不理因素需要仔细分析。近年来三维反射地震方法在火山盆地中的应用为火山通道研究提供了革命性的新方法，并在中国塔里木盆地内幕区早二叠世大陆溢流玄武岩的研究中已经得到初步应用，为油气勘探和基础的火山通道结构解释提供了重要的基础资料。在塔里木盆地进行大陆溢流玄武岩火山通道的研究，方法已经成熟，有望在火山学和油气勘探2个方面取得重要成果。

致谢: 感谢中石油塔里木油田勘探开发研究院提供相关资料。