李娟，衛(wèi)平生，石蘭亭，陳廣坡，彭威，孫松領(lǐng)，張斌，謝明賢，洪亮

（1.中國石油勘探開發(fā)研究院西北分院，蘭州730000；2.中國石油天然氣集團(tuán)有限公司油藏描述重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，蘭州730000；3.大慶油田有限責(zé)任公司勘探開發(fā)研究院，黑龍江大慶163712）

0 引言

近年來隨著中西非裂谷系乍得Bongor盆地、南美盆地、印尼蘇門答臘盆地以及中國柴達(dá)木盆地的油氣突破[1-3]，基巖潛山油氣藏成為國內(nèi)外勘探熱點(diǎn)之一。國外大型富油氣基巖儲(chǔ)集層巖性以碳酸鹽巖及花崗巖居多，針對碳酸鹽巖巖溶作用及深部儲(chǔ)集層演化規(guī)律的研究揭示了碳酸鹽巖古潛山儲(chǔ)集層成因機(jī)制[4-5]。中國西部柴達(dá)木盆地、東部海拉爾盆地受構(gòu)造及火山活動(dòng)影響，基巖巖性以變質(zhì)巖、火山巖、火山沉積巖為主[6]，針對該類儲(chǔ)集層的構(gòu)造活動(dòng)、古地貌等宏觀控制因素研究較多[7-8]，但對儲(chǔ)集層的流體-巖石反應(yīng)方面的成因機(jī)制與演化探討較少，制約了基巖儲(chǔ)集層理論的深化與油氣發(fā)現(xiàn)。

Landes首先定義了基巖油氣藏[9]，后期國內(nèi)外學(xué)者進(jìn)行了補(bǔ)充與修正。本文中基巖油氣藏遵循 Pan等的定義，即年輕生油巖系底部不整合面之下的古生界及更老地層的變質(zhì)巖、火山巖、沉積巖、碳酸鹽巖（無論變質(zhì)與否）中的油氣藏都稱作基巖油氣藏[10]。前人研究認(rèn)為海拉爾盆地基巖油藏主要為風(fēng)化殼型、構(gòu)造裂縫型油藏[11]，勘探集中在基巖頂面斷塊、斷鼻、斷背斜等構(gòu)造圈閉。鉆井資料分析與油藏解剖發(fā)現(xiàn)除基巖上部風(fēng)化殼外，在基巖深層內(nèi)幕仍有裂縫-溶孔/溶洞儲(chǔ)集層與油藏發(fā)育，但其溶蝕成因機(jī)制尚未展開深入探討。本文根據(jù)元素分析、裂縫充填碳酸鹽礦物碳氧同位素組成、流體包裹體測溫測鹽、地層水等測試數(shù)據(jù)，研究淺變質(zhì)火山碎屑巖基巖縫-洞型儲(chǔ)集層流體作用機(jī)制與成巖改造，以期深化基巖儲(chǔ)集層成因認(rèn)識(shí)，同時(shí)為海拉爾盆地基巖潛山勘探從風(fēng)化殼向深層內(nèi)幕拓展提供理論依據(jù)。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

海拉爾盆地為中國東北部典型的陸相裂陷盆地，與二連盆地、銀額盆地等同屬中蒙邊界斷陷盆地群。晚古生代以來，受到古生代古亞洲洋、中生代早白堊世前的蒙古—鄂霍茨克洋構(gòu)造域和晚白堊世以后的太平洋 3個(gè)構(gòu)造域時(shí)空疊加改造[12-13]，海拉爾盆地具備“兩隆三坳”的盆地構(gòu)造格局。貝爾凹陷位于貝爾湖坳陷南部，是該盆地最重要的富油氣凹陷之一，包括貝西、貝中、貝北3個(gè)生烴次凹及貝西斜坡帶、中部隆起帶、貝東斷隆帶3個(gè)正向構(gòu)造單元（見圖1a）。基底布達(dá)特群的時(shí)代歸屬目前比較認(rèn)可屬于早石炭世—早二疊世[14]，上覆地層經(jīng)歷了3個(gè)主要構(gòu)造演化階段[15]，即斷陷階段（下白堊統(tǒng)銅缽廟組—南屯組沉積期）、斷-拗轉(zhuǎn)化階段（大磨拐河組—伊敏組沉積期）和拗陷階段（青元崗組沉積期），其中斷陷階段經(jīng)歷3期建造2期改造，即銅缽廟組初始裂陷期及其末期抬升剝蝕改造（T3）、南一段強(qiáng)烈裂陷期、南二段裂陷萎縮期及其末期抬升剝蝕改造（T22）。主力烴源巖為南一段中下部暗色泥巖，主要油氣產(chǎn)層位于中下部成藏組合的南屯組、銅缽廟組，一部分油氣位于基底，少量為上部組合大磨拐河組的次生油氣藏（見圖1b）。

貝爾凹陷中部隆起帶被貝西、貝中兩個(gè)主力生烴次凹環(huán)繞，是凹陷重要的油氣富集構(gòu)造帶（見圖1c），其中霍多莫爾、蘇德爾特次級(jí)構(gòu)造帶在南屯組、基巖、銅缽廟組等主要層系均有規(guī)模油氣發(fā)現(xiàn)。蘇德爾特構(gòu)造為基巖潛山主要的含油氣構(gòu)造，單井產(chǎn)量變化大，日產(chǎn)油0.15～160.00 t，平均日產(chǎn)油20 t；構(gòu)造帶東部基巖潛山高產(chǎn)油氣層單井最高日產(chǎn)油160 t；西部靠近控凹斷裂的斷塊平均日產(chǎn)油20 t；中部平均日產(chǎn)油10 t。目前已鉆探發(fā)現(xiàn)的基巖潛山主要油層位于風(fēng)化殼段（基巖頂面向下100 m之內(nèi)），占油氣產(chǎn)量的90%，除此之外在B30井的基巖內(nèi)幕段（基巖頂面向下135 m）發(fā)現(xiàn)高產(chǎn)工業(yè)油流，日產(chǎn)油30 t以上。

2 儲(chǔ)集層特征

2.1 巖石特征

海拉爾盆地石炭系—二疊系基底巖性為一套經(jīng)歷了區(qū)域淺變質(zhì)與動(dòng)力變質(zhì)作用的陸源碎屑巖、火山碎屑巖、火山巖及過渡巖性的復(fù)雜巖系，有效儲(chǔ)集層主要發(fā)育在安山質(zhì)凝灰?guī)r、凝灰?guī)r、凝灰質(zhì)砂巖、粉細(xì)砂巖等火山碎屑巖—正常沉積巖系中[16]，以普遍含火山碎屑物質(zhì)為特征，因此本文將該類儲(chǔ)集層統(tǒng)稱為淺變質(zhì)火山碎屑巖。淺變質(zhì)特征包括巖石變余結(jié)構(gòu)、顆粒碎裂、重結(jié)晶作用、泥質(zhì)霏細(xì)結(jié)構(gòu)、長石絹云母化等。70個(gè)樣品的礦物含量分析結(jié)果顯示，火山碎屑物質(zhì)含量為 8%～95%（平均含量 54%），正常沉積碎屑含量為10%～90%（平均含量40%），自生礦物含量為5%?；鹕剿樾嘉镔|(zhì)由巖屑、晶屑和少量玻屑組成。巖屑可見安山巖巖屑、凝灰?guī)r巖屑和玄武巖巖屑等，晶屑主要由石英晶屑、長石晶屑組成。主要礦物的平均含量分別為：石英31.9%，黏土礦物25%，斜長石20%，方解石15%，鐵白云石13%，白云石9.2%，菱鐵礦5%，鉀長石3%，大部分樣品還含有黃鐵礦、硬石膏、銳鈦礦等礦物，少數(shù)樣品含普通輝石、鈣芒硝、赤鐵礦、方沸石、重晶石、角閃石、無水芒硝、磷石英等礦物。

2.2 儲(chǔ)集空間

貝爾凹陷基底火山碎屑巖儲(chǔ)集層演化受到成巖環(huán)境、構(gòu)造作用和火山活動(dòng)控制，表現(xiàn)為壓實(shí)壓溶、膠結(jié)、交代、溶解和表生風(fēng)化淋濾[17]、構(gòu)造破裂、低溫?zé)嵋何g變作用與淺變質(zhì)作用的復(fù)合疊加，儲(chǔ)集層具雙孔介質(zhì)特點(diǎn)，發(fā)育裂縫、孔隙兩種儲(chǔ)集空間類型，包括開啟裂縫、未完全充填裂縫、溶蝕裂縫、溶蝕孔洞，其次為基質(zhì)孔隙。

圖1 海拉爾盆地貝爾凹陷構(gòu)造單元?jiǎng)澐謭D（a）、地層柱狀圖（b）及過中部隆起帶地震剖面圖（c）

裂縫以構(gòu)造縫為主，高角度、低角度與水平裂縫均發(fā)育，開啟裂縫以中高角度縫為主，傾角范圍30°～90°（見圖2a）。裂縫多期次發(fā)育呈網(wǎng)狀切割，裂縫內(nèi)充填多期膠結(jié)物，包括石英、方解石、白云石、鐵白云石、高嶺石、綠泥石、黃鐵礦等。裂縫內(nèi)未完全充填空間以及方解石、白云石、鐵白云石等充填礦物的再次溶蝕，形成有效的裂縫-溶孔/溶洞型儲(chǔ)集空間（見圖2b、圖2c）。成巖作用過程中長石、白云石、鐵白云石等顆粒部分溶蝕、中基性凝灰質(zhì)溶蝕形成粒內(nèi)、粒間孔隙，少量殘余原生粒間孔也是孔隙空間的重要組成部分（見圖2d—圖2g），另外還發(fā)育自生黏土礦物的晶間微孔（見圖2h）。各類溶蝕孔洞、孔隙被裂縫、微裂縫溝通，極大提升儲(chǔ)集層物性，形成裂縫-孔隙儲(chǔ)集空間網(wǎng)絡(luò)結(jié)構(gòu)（見圖2i）。

圖2 海拉爾盆地貝爾凹陷基巖儲(chǔ)集層儲(chǔ)集空間特征

2.3 儲(chǔ)集層物性

孔隙、孔洞與裂縫的疊加發(fā)育是基巖潛山高產(chǎn)、穩(wěn)產(chǎn)油氣層的主要特征。根據(jù)巖心孔滲測試數(shù)據(jù)將儲(chǔ)集層劃分為4類。Ⅰ類儲(chǔ)集層孔隙度大于3%、滲透率大于 1×10-3μm2，個(gè)別樣品點(diǎn)的孔隙度超過 10%、滲透率超過 100×10-3μm2，為裂縫、孔隙均發(fā)育的優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)集層，平均日產(chǎn)油大于15 t，產(chǎn)量較穩(wěn)定。Ⅱ類儲(chǔ)集層包括兩個(gè)分區(qū)，①孔隙度為 2%～3%、滲透率大于0.05×10-3μm2，儲(chǔ)集層以裂縫為主，孔隙次之，產(chǎn)量不穩(wěn)定，減產(chǎn)較快；②滲透率為（0.05～1.00）×10-3μm2、孔隙度大于2%，儲(chǔ)集層以孔隙為主，裂縫次之，產(chǎn)量相對較穩(wěn)定，實(shí)施壓裂后產(chǎn)量能有明顯增加。Ⅲ類儲(chǔ)集層孔隙度為1%～2%或滲透率為（0.02～0.05）×10-3μm2，日產(chǎn)油小于1 t。Ⅳ類孔隙度小于1%或滲透率小于0.02×10-3μm2，屬于非儲(chǔ)集層（見圖3）。

基巖儲(chǔ)集層孔隙度和滲透率的垂向變化顯示，隨著與基巖不整合面距離（ΔD）的增大，孔隙度、滲透率呈現(xiàn)先降低再局部增大的趨勢，可劃分為風(fēng)化段和內(nèi)幕段。

風(fēng)化段的ΔD值為0～80 m，與鉆井揭示的風(fēng)化殼厚度60～80 m相對應(yīng)。儲(chǔ)集層物性變化大，孔隙度最大可達(dá) 13%，滲透率最大可達(dá) 500×10-3μm2，上部儲(chǔ)集層物性明顯好于下部?？紫抖?、滲透率隨著ΔD值的增大呈簡單降低趨勢，說明儲(chǔ)集層發(fā)育程度與基巖不整合面的風(fēng)化淋濾作用密切相關(guān)。

圖3 貝爾凹陷基巖巖心測試孔滲交會(huì)圖（據(jù)文獻(xiàn)[15]修改）

內(nèi)幕段的ΔD值為大于 80 m，物性呈現(xiàn)向基巖深部整體降低局部增大的趨勢。在ΔD值為80～120 m出現(xiàn)第 1個(gè)孔隙度、滲透率增大的儲(chǔ)集層發(fā)育帶，孔隙度大于3%，滲透率大于1×10-3μm2，達(dá)到Ⅰ類儲(chǔ)集層門限。在ΔD值為205～220 m出現(xiàn)第2個(gè)可能的儲(chǔ)集層發(fā)育帶，由于樣品較少，滲透率呈明顯增大的趨勢，孔隙度增大不明顯。說明在基巖內(nèi)幕深層存在一個(gè)或多個(gè)鉆井未完全揭示的儲(chǔ)集層發(fā)育帶，縱向上在一定深度范圍內(nèi)發(fā)育，與不整合面的作用關(guān)系不大，受控于深部溶蝕流體作用的范圍與程度（見圖4）。

圖4 貝爾凹陷基巖儲(chǔ)集層孔隙度（a）、滲透率（b）垂向變化

3 儲(chǔ)集層流體作用機(jī)制

基巖在暴露與埋藏過程中經(jīng)歷了來自地表淺部與地下深部多種流體改造作用，控制儲(chǔ)集層發(fā)育程度。斷層與裂縫帶是流體運(yùn)移與物質(zhì)交換的活躍區(qū)，裂縫充填物的地球化學(xué)特征是研究流體作用的有效手段之一。根據(jù)碳氧同位素組成與流體包裹體、巖石元素含量等測試分析結(jié)果，研究區(qū)基巖的成巖流體包括主要作用于基巖淺層的淺部大氣淡水和主要作用于基巖內(nèi)幕深層的深部巖漿熱液、有機(jī)酸與含烴流體。流體對儲(chǔ)集層的形成與改造表現(xiàn)為 2個(gè)方面：①在偏堿性流體作用下，裂縫內(nèi)充填方解石、白云石、鐵白云石等脈體，堵塞裂縫空間；②酸性流體沿裂縫、微裂隙對碳酸鹽、凝灰質(zhì)等易溶組分溶蝕形成大量溶蝕孔隙并與裂縫溝通，極大改善了儲(chǔ)集層物性。

陰極發(fā)光測試分析表明，裂縫內(nèi)主要為硅質(zhì)和鈣質(zhì)充填物。代表酸性流體的硅質(zhì)充填至少發(fā)育 2期，早期裂縫充填為發(fā)暗藍(lán)色陰極光的隱晶石英，晚期裂縫充填為發(fā)藍(lán)色陰極光的隱晶—顯晶石英。代表堿性流體的鈣質(zhì)充填主要為方解石，至少發(fā)育 2期，早期方解石發(fā)暗黃色陰極光，晚期方解石發(fā)橙黃色陰極光，切割早期方解石或充填于裂縫中部與其并置接觸（見圖5）。

3.1 淺部流體類型與作用

X射線熒光元素測試表明，研究區(qū)主要化學(xué)成分的平均含量分別為：SiO2占55.4%，Al2O3占3.2%，F(xiàn)e2O3占 7%，CaO占5.6%，CO2占4.9%，Na2O占2.9%，MgO占2.9%，K2O占2.1%，微量元素包括P、S、Ti、Mn、Sr、Ba等。在潮濕環(huán)境下，Sr的流失程度大，Rb/Sr值高，Sr/Ba值低，而干旱環(huán)境下則相反[18]。研究區(qū)樣品微量元素Rb/Sr值較低，為0.01～1.03，平均值0.15；Sr/Ba值較高，為0.1～6.5，平均值1.6，表明處于偏干旱環(huán)境。應(yīng)用碎屑巖風(fēng)化程度指數(shù)判別[19]，除2個(gè)樣品點(diǎn)值較小外，變化范圍在14.5～39.7，平均值22.9，表明研究區(qū)處在半風(fēng)化帶（見圖6）。

基巖風(fēng)化淋濾過程中，大氣淡水溶解 CO2形成酸性流體對儲(chǔ)集層易溶組分進(jìn)行溶蝕，從而改善儲(chǔ)集層物性[20]。由于不同元素的遷移能力不同，形成的不整合以不活動(dòng)元素 Al2O3、Fe2O3等富集，相對穩(wěn)定元素SiO2等相對富集，易遷移的堿、堿土金屬元素（CaO，Na2O，K2O，MgO）的流失為特征[19]。常量元素含量與ΔD的關(guān)系顯示，整體上不活動(dòng)元素 Al2O3、Fe2O3變化小，相對穩(wěn)定元素SiO2含量隨ΔD增大緩慢降低（見圖6）。ΔD值為0～40 m時(shí)，CaO、Na2O、K2O、MgO等元素含量隨ΔD值的增加而增大，表明地表水從上向下淋濾基巖，方解石、長石等溶解，導(dǎo)致易流失元素向下遷移。ΔD值為40～60 m時(shí)，CaO含量隨ΔD值的增大而增大，Na2O、K2O、MgO、Fe2O3等元素含量隨ΔD值的增大而減小，表明可能發(fā)生了方解石沉淀。ΔD值為60～80 m時(shí)，CaO含量隨ΔD值的增大而減少，Na2O、K2O、MgO、Fe2O3等元素含量隨ΔD值的增大而增大，表明可能發(fā)生了白云石、鐵白云石交代。元素的遷移變化表明，大氣淡水淋濾作用導(dǎo)致活動(dòng)元素從基巖頂面向下遷移并在下部聚集，溶蝕與儲(chǔ)集層發(fā)育程度上部強(qiáng)于下部，作用范圍與該區(qū)風(fēng)化淋濾帶的厚度（60～80 m）吻合（見圖6）。

圖5 貝爾凹陷基巖儲(chǔ)集層裂縫充填物陰極發(fā)光特征

圖6 貝爾凹陷基巖儲(chǔ)集層垂向常量元素含量及化學(xué)風(fēng)化指標(biāo)變化

3.2 深部流體類型與作用

3.2.1 巖漿熱液

B40井4個(gè)樣品的44個(gè)流體包裹體測試數(shù)據(jù)分析表明，早期裂縫充填發(fā)暗黃色陰極光的方解石發(fā)育 3期原生鹽水包裹體，平均均一化溫度分別為 66.6，167.4，192.8 ℃，鹽度均值為7.4%（見圖7、圖8）；晚期裂縫充填的發(fā)橙黃色陰極光的方解石發(fā)育 1期原生鹽水包裹體，平均均一化溫度為91.2 ℃。根據(jù)埋藏史與熱演化分析（見圖9），原生包裹體的均一化溫度表明，早期低溫方解石形成時(shí)間為距今132 Ma，對應(yīng)南屯組一段沉積晚期到二段沉積早期，流體來源為壓實(shí)盆地內(nèi)微咸地層水，高溫方解石為巖漿熱液來源，包裹體均一化溫度高于地層經(jīng)歷的最高古地溫。晚期方解石形成時(shí)間為距今126 Ma，對應(yīng)大磨拐河組一段沉積晚期與二段沉積早期。

圖7 貝爾凹陷B40井2 362.80 m深度基巖裂縫充填方解石流體包裹體特征（圖中數(shù)字為包裹體均一化溫度）

圖8 貝爾凹陷基巖不同期方解石流體包裹體均一溫度分布直方圖

3.2.2 含烴流體

早期裂縫充填發(fā)暗黃色陰極光的方解石，發(fā)育 4期次生鹽水包裹體，平均均一化溫度分別為 114.2，65.1，85.4，106.5 ℃（見圖7、圖8），其中平均均一化溫度為 114.2 ℃的包裹體鹽度變化范圍為-5.1%～-4.9%，低鹽度表明流體為含烴鹽水。晚期裂縫充填發(fā)橙黃色陰極光的方解石發(fā)育 1期次生鹽水包裹體，平均均一化溫度為 116.8 ℃（見圖7、圖8）。根據(jù)埋藏史與熱演化分析（見圖9），較高溫的次生含烴鹽水包裹體捕獲時(shí)間為距今108～112 Ma，對應(yīng)伊敏組一段沉積晚期到二段沉積早期，該時(shí)期是南屯組烴源巖主要生排烴期[21-22]，方解石沉淀之后在該時(shí)期受到含烴流體的改造作用，對儲(chǔ)集層的孔隙膠結(jié)可產(chǎn)生一定的抑制作用。

3.2.3 有機(jī)酸

熒光測試結(jié)果表明，裂縫充填方解石發(fā)育 2期次生油包裹體，一期發(fā)藍(lán)綠色熒光，另一期發(fā)黃綠色熒光。藍(lán)綠色熒光油包裹體的均一化溫度為 100.3～105.2 ℃，平均均一化溫度為102.8 ℃（見圖7、圖8），與藍(lán)綠色熒光油包裹體同期的次生鹽水包裹體的均一化溫度為117.3～123.3 ℃，平均均一化溫度為119.8 ℃（見圖8），鹽度均值為7.0%，根據(jù)埋藏史與熱演化分析（見圖9），油氣充注時(shí)間為伊敏組一段沉積晚期到二、三段沉積期。海拉爾盆地區(qū)域研究表明，南屯組烴源巖在伊敏組沉積早期開始生烴，伊敏組沉積晚期達(dá)到生烴高峰期[21-22]，與藍(lán)綠色熒光油包裹體同期的次生鹽水包裹體得到的結(jié)論相吻合，此時(shí)烴源巖釋放大量有機(jī)酸，對儲(chǔ)集層產(chǎn)生較強(qiáng)的溶蝕作用。

3.2.4 流體來源

圖9 貝爾凹陷埋藏史與熱演化模擬（Q—第四系；E—古近系；K2q—上白堊統(tǒng)青元崗組；K1y2+3—下白堊統(tǒng)伊敏組二段+三段；K1y1—下白堊統(tǒng)伊敏組一段；K1d2—下白堊統(tǒng)大磨拐河組二段；K1d1—下白堊統(tǒng)大磨拐河組一段；K1n2—下白堊統(tǒng)南屯組二段；K1n1—下白堊統(tǒng)南屯組一段；K1t—下白堊統(tǒng)銅缽廟組；Pb—二疊系布達(dá)特群；C—石炭系）

碳酸鹽膠結(jié)物的碳氧同位素組成組合可以有效示蹤流體來源，不同類型的流體具有的碳同位素組成值存在差異，因此流體提供碳源后沉淀出來的碳酸鹽膠結(jié)物具有不同的碳同位素組成值[23]。研究區(qū)裂縫內(nèi)碳酸鹽膠結(jié)物的穩(wěn)定碳氧同位素組成測試數(shù)據(jù)表明（見表1），δ13C值主要分布在-6‰～-2‰，其中有一個(gè)方解石脈樣品值較低為-11.03‰，有一個(gè)大理巖脈樣品值較高為-0.32‰。δ18O 值大部分低于-23‰，主要分布在-27‰～-16‰，大理巖脈樣品值為-8.32‰。一般有機(jī)酸脫羧基提供的碳源較輕，δ13C值可低至-23‰～-8‰，δ13C值低于-8‰被認(rèn)為有有機(jī)碳混入。大氣淡水提供的碳源較重，δ13C值一般為-4‰～-1‰，海水提供的碳源δ13C值為0～3‰[24]。碳酸鹽膠結(jié)物的氧同位素組成值偏負(fù)，一般來源于大氣淡水或巖漿熱液[25]，結(jié)合流體包裹體測溫?cái)?shù)據(jù)表明為巖漿熱液混入導(dǎo)致值偏負(fù)；碳同位素組成值分布（見表 1）與碳-氧同位素組成圖版（見圖10）綜合表明碳酸鹽膠結(jié)物受無機(jī)碳、有機(jī)碳源混合影響，帶來碳源的流體包括大氣淡水、有機(jī)酸與深部無機(jī)熱液。

表1 貝爾凹陷基巖裂縫充填碳酸鹽碳-氧同位素組成測試數(shù)據(jù)表

3.2.5 流體通道

海拉爾盆地地層水的顯著特征為高礦化度、高HCO3-離子含量。地層水總礦化度為1 800～25 000 mg/L，平均值為 8 600 mg/L。HCO3-離子含量占總礦化度的45%～60%，其次為Na、K、CO32-、SO42-等離子[26]。研究區(qū)樣品點(diǎn)中絕大多數(shù)水型為 NaHCO3型，含有少量MgCl2型、Na2SO4型，說明有淺層地表水、深部流體的混合。銅缽廟組、南屯組中發(fā)現(xiàn)的片鈉鋁石礦物說明該地區(qū)發(fā)生過大量深部無機(jī)CO2侵入[27]。CO2含量、碳同位素組成等研究表明高含量的 HCO3-離子是由于巖漿-火山巖成因的深部無機(jī)CO2上侵，與地層水發(fā)生化學(xué)反應(yīng)而形成的，Na+離子的高濃度與鈉長石的溶解有關(guān)[26]。

圖10 貝爾凹陷基巖碳-氧同位素組成結(jié)果投影（據(jù)文獻(xiàn)[28]修改）

從地層水平面分布看（見圖11），礦化度在溝通基巖深大斷裂附近明顯增高，在遠(yuǎn)離深大斷裂的斷塊內(nèi)部降低，說明深部斷裂成為流體上升通道，影響地層水礦化度。深部富 CO2的熱液流體沿深大斷裂上升，CO2溶解于水中與水反應(yīng)生成H+和HCO3-離子，從而造成地層水中 HCO3-離子含量明顯增加，其增加量明顯大于CO32-離子的增加量。H+離子含量增加導(dǎo)致環(huán)境呈酸性，鈉長石、鈣長石發(fā)生溶蝕作用釋放Na+和Ca2+離子，同時(shí)部分Ca2+離子會(huì)與CO32-離子結(jié)合形成碳酸鹽膠結(jié)物，從而使地層水中 Ca2+離子濃度降低，Na+離子含量較高。

圖11 貝爾凹陷蘇德爾特構(gòu)造帶基巖地層水礦化度分布圖

4 儲(chǔ)集層成巖作用

4.1 初始固結(jié)成巖階段

二疊紀(jì)晚期，古亞洲洋最終關(guān)閉，中蒙地塊發(fā)生陸內(nèi)造山運(yùn)動(dòng)，海拉爾盆地處于活動(dòng)大陸邊緣，大型推覆構(gòu)造的產(chǎn)生導(dǎo)致巖層側(cè)向縮短和垂向增厚[12]，引發(fā)基性巖漿底侵帶來殼幔物質(zhì)的交換與循環(huán)，火山、次火山活動(dòng)頻發(fā)，貝爾凹陷基巖發(fā)育包括玄武巖、英安巖、閃長玢巖等中基性火山巖與淺成侵入巖、凝灰?guī)r等火山碎屑巖、陸源碎屑巖的過渡組合巖系。此時(shí)為基巖的初始固結(jié)成巖階段，發(fā)生壓實(shí)、膠結(jié)作用（見圖12），局部還保留少量原生孔隙（見圖2g）。

4.2 早期表生風(fēng)化淋濾階段

侏羅紀(jì)，海拉爾盆地發(fā)生造山后期的區(qū)域性構(gòu)造抬升，貝爾凹陷經(jīng)歷了長期的沉積間斷與風(fēng)化剝蝕，形成石炭系—二疊系基巖頂面不整合面，此時(shí)主要發(fā)生風(fēng)化作用與大氣淡水自上而下的淋濾改造作用，不穩(wěn)定組分、細(xì)粒物質(zhì)大量被淋濾帶走，發(fā)生碳酸鹽、長石等溶蝕，形成風(fēng)化殼儲(chǔ)集層段的溶蝕孔隙、孔洞（見圖2b、圖2d），是溶蝕型儲(chǔ)集層的第 1個(gè)主要發(fā)育時(shí)期（見圖12），作用范圍為不整合面往下60～80 m。

4.3 中期構(gòu)造破裂-膠結(jié)-溶蝕并存階段

早白堊世，海拉爾盆地進(jìn)入造山期后伸展垮塌階段，盆地表現(xiàn)為北東向拉張為主的伸展剪切變形[15]，基巖之上接受地層沉積，不同的構(gòu)造演化階段特征決定基巖儲(chǔ)集層演化也存在差異。銅缽廟組沉積時(shí)的初始斷陷期，斷裂伸展作用剛剛開始，沉積形式以填平補(bǔ)齊為主，火山上侵作用相對較弱。南一段—南二段沉積時(shí)的強(qiáng)烈斷陷至斷陷萎縮期，強(qiáng)烈的斷裂作用誘導(dǎo)地幔物質(zhì)上升，火山活動(dòng)與次火山活動(dòng)強(qiáng)烈，在地震剖面上可見南屯組被強(qiáng)烈拱起，呈高角度甚至直立形態(tài)，巖漿沿深大斷裂上涌及侵入沉積地層，造成沉積地層原始的平行連續(xù)地震反射軸中斷或者與侵入體呈不規(guī)則接觸形態(tài)（見圖1c）。此時(shí)巖漿活動(dòng)釋放大量富含CO2等的高溫流體，沿深大斷裂與構(gòu)造裂隙上升，交代、蝕變圍巖，在構(gòu)造裂縫、斷裂破碎帶形成網(wǎng)絡(luò)狀、脈狀多期石英、碳酸鹽礦物充填膠結(jié)，以及黃鐵礦、綠泥石膠結(jié)和鐵白云石交代（見圖5）。隨著熱液活動(dòng)增強(qiáng)與溫度升高，大量CO2由深部帶入導(dǎo)致其分壓增大，又會(huì)對先期膠結(jié)的碳酸鹽礦物產(chǎn)生一定的溶蝕[29]，是儲(chǔ)集層膠結(jié)溶蝕并存但以膠結(jié)為主的階段（見圖12）。

4.4 晚期有機(jī)酸-巖漿熱液疊加溶蝕階段

圖12 貝爾凹陷基巖儲(chǔ)集層形成與流體演化模式

大磨拐河組—伊敏組沉積時(shí)的斷-拗轉(zhuǎn)化時(shí)期，除大型控凹斷裂外，大量斷陷期斷層活動(dòng)停止，地震剖面上可見這類斷層截止于T22界面之下（見圖1c）。南屯組烴源巖在伊敏組沉積時(shí)期開始成熟，至伊敏組沉積晚期達(dá)到生烴高峰，油氣充注對儲(chǔ)集層膠結(jié)有一定的抑制作用。烴源巖成熟產(chǎn)生大量有機(jī)酸，對與烴源巖通過斷裂、裂隙接觸溝通的基巖發(fā)生溶蝕作用，產(chǎn)生方解石、鐵白云石、白云石、長石、中基性凝灰質(zhì)溶解，是溶蝕型儲(chǔ)集層的第 2個(gè)主要發(fā)育時(shí)期（見圖2c、圖2e、圖2f、圖5e、圖12）。研究表明有機(jī)酸對碳酸鹽膠結(jié)物的溶蝕機(jī)理主要有兩種，一是直接離解出H+溶解碳酸鹽膠結(jié)物，二是脫羧產(chǎn)生CO2溶于水形成碳酸溶解碳酸鹽膠結(jié)物[30]。

沿?cái)嗔焉仙纳畈繋r漿熱液流體對儲(chǔ)集層溶蝕起到了有效的疊加促進(jìn)作用。有機(jī)酸對方解石和白云石的溶解速率對比發(fā)現(xiàn)，當(dāng)溫度壓力較低時(shí)（約 60～90 ℃），白云石的溶解速率低于方解石；當(dāng)溫度壓力逐漸升高時(shí)（大于90 ℃），白云石的溶解速率逐漸高于方解石[31]，因此研究區(qū)鏡下見到大量的白云石、鐵白云石溶蝕孔隙，與巖漿熱液的增溫效應(yīng)有關(guān)。另外，貝爾凹陷地層巖性變化顯示，由基巖至大磨拐河組火山熔巖及火山碎屑巖由玄武質(zhì)、安山質(zhì)、英安質(zhì)等中基性巖過渡為流紋質(zhì)等酸性巖，此時(shí)巖漿熱液的性質(zhì)由斷陷期的偏堿性轉(zhuǎn)變?yōu)閿?拗轉(zhuǎn)化期的富含 H2S、SO2、HF和HCl等偏酸性，從而進(jìn)一步溶解長石、碳酸鹽礦物、凝灰質(zhì)等產(chǎn)生次生孔隙。所以第 2個(gè)溶蝕儲(chǔ)集層發(fā)育期為有機(jī)酸與深部巖漿熱液疊加溶蝕的結(jié)果，作用范圍在不整合面風(fēng)化帶以下的內(nèi)幕深層，即距基巖頂面80 m以下及更深范圍。青元崗組沉積之后為拗陷期，此時(shí)斷裂與火山活動(dòng)基本停止，烴源巖排出有機(jī)酸逐漸減少，基巖儲(chǔ)集層溶蝕改造基本完成。

因此，貝爾凹陷基巖優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)集層發(fā)育受控于侏羅紀(jì)的表生風(fēng)化淋濾作用、早白堊世晚期烴源巖有機(jī)酸與深部熱液疊加溶蝕作用兩個(gè)主要因素控制，縱向上形成基巖不整合面風(fēng)化殼、基巖內(nèi)幕兩個(gè)儲(chǔ)集層發(fā)育帶。橫向上風(fēng)化殼儲(chǔ)集層分布受控于暴露期古構(gòu)造條件，古構(gòu)造高、風(fēng)化淋濾程度強(qiáng)的部位風(fēng)化殼儲(chǔ)集層發(fā)育好。內(nèi)幕儲(chǔ)集層分布受控于深大斷裂以及與烴源巖的接觸溝通條件，通過斷裂與裂縫系統(tǒng)溝通深部流體以及與烴源巖直接接觸或溝通的部位是有利的內(nèi)幕儲(chǔ)集層發(fā)育區(qū)。

5 結(jié)論

貝爾凹陷淺變質(zhì)火山碎屑巖基巖儲(chǔ)集層發(fā)育裂縫、孔隙-孔洞兩種儲(chǔ)集類型。孔隙-孔洞型成因包括方解石、白云石、鐵白云石等碳酸鹽礦物溶蝕、長石顆粒溶蝕、凝灰質(zhì)溶蝕，存在少量殘余原生孔隙以及自生礦物晶間微孔?；鶐r發(fā)育風(fēng)化段、內(nèi)幕段兩套儲(chǔ)集層，內(nèi)幕段存在優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)集層發(fā)育帶，孔隙度大于3%，滲透率大于1×10-3μm2，達(dá)到Ⅰ類儲(chǔ)集層門限。

基巖儲(chǔ)集層形成過程中經(jīng)歷了復(fù)雜的水-巖相互作用，包括大氣淡水淋濾作用、沿深大斷裂上升的深部巖漿熱液、烴源巖生排烴過程中釋放的有機(jī)酸以及含烴流體作用。

基巖儲(chǔ)集層成巖改造分為初始固結(jié)成巖、早期表生風(fēng)化淋濾、中期構(gòu)造破裂-膠結(jié)-溶蝕并存、晚期有機(jī)酸-巖漿熱液疊加溶蝕等4個(gè)階段，其中早期表生風(fēng)化淋濾、晚期有機(jī)酸-巖漿熱液疊加溶蝕為兩個(gè)主要的溶蝕階段，是基巖潛山淺層風(fēng)化殼、深層內(nèi)幕兩套溶孔-洞型儲(chǔ)集層發(fā)育的主要成因與形成階段。

海拉爾盆地現(xiàn)已發(fā)現(xiàn)基巖潛山不整合面風(fēng)化殼型油氣藏，基巖內(nèi)幕還未開展系統(tǒng)鉆探，基于深部流體的儲(chǔ)集層溶蝕成因機(jī)制，應(yīng)當(dāng)重視基巖內(nèi)幕油氣藏勘探，積極向深層擴(kuò)展基巖勘探空間。