李娟，卫平生，石兰亭，陈广坡，彭威，孙松领，张斌，谢明贤，洪亮

（1.中国石油勘探开发研究院西北分院，兰州730000；2.中国石油天然气集团有限公司油藏描述重点实验室，兰州730000；3.大庆油田有限责任公司勘探开发研究院，黑龙江大庆163712）

0 引言

近年来随着中西非裂谷系乍得Bongor盆地、南美盆地、印尼苏门答腊盆地以及中国柴达木盆地的油气突破[1-3]，基岩潜山油气藏成为国内外勘探热点之一。国外大型富油气基岩储集层岩性以碳酸盐岩及花岗岩居多，针对碳酸盐岩岩溶作用及深部储集层演化规律的研究揭示了碳酸盐岩古潜山储集层成因机制[4-5]。中国西部柴达木盆地、东部海拉尔盆地受构造及火山活动影响，基岩岩性以变质岩、火山岩、火山沉积岩为主[6]，针对该类储集层的构造活动、古地貌等宏观控制因素研究较多[7-8]，但对储集层的流体-岩石反应方面的成因机制与演化探讨较少，制约了基岩储集层理论的深化与油气发现。

Landes首先定义了基岩油气藏[9]，后期国内外学者进行了补充与修正。本文中基岩油气藏遵循 Pan等的定义，即年轻生油岩系底部不整合面之下的古生界及更老地层的变质岩、火山岩、沉积岩、碳酸盐岩（无论变质与否）中的油气藏都称作基岩油气藏[10]。前人研究认为海拉尔盆地基岩油藏主要为风化壳型、构造裂缝型油藏[11]，勘探集中在基岩顶面断块、断鼻、断背斜等构造圈闭。钻井资料分析与油藏解剖发现除基岩上部风化壳外，在基岩深层内幕仍有裂缝-溶孔/溶洞储集层与油藏发育，但其溶蚀成因机制尚未展开深入探讨。本文根据元素分析、裂缝充填碳酸盐矿物碳氧同位素组成、流体包裹体测温测盐、地层水等测试数据，研究浅变质火山碎屑岩基岩缝-洞型储集层流体作用机制与成岩改造，以期深化基岩储集层成因认识，同时为海拉尔盆地基岩潜山勘探从风化壳向深层内幕拓展提供理论依据。

1 区域地质概况

海拉尔盆地为中国东北部典型的陆相裂陷盆地，与二连盆地、银额盆地等同属中蒙边界断陷盆地群。晚古生代以来，受到古生代古亚洲洋、中生代早白垩世前的蒙古—鄂霍茨克洋构造域和晚白垩世以后的太平洋 3个构造域时空叠加改造[12-13]，海拉尔盆地具备“两隆三坳”的盆地构造格局。贝尔凹陷位于贝尔湖坳陷南部，是该盆地最重要的富油气凹陷之一，包括贝西、贝中、贝北3个生烃次凹及贝西斜坡带、中部隆起带、贝东断隆带3个正向构造单元（见图1a）。基底布达特群的时代归属目前比较认可属于早石炭世—早二叠世[14]，上覆地层经历了3个主要构造演化阶段[15]，即断陷阶段（下白垩统铜钵庙组—南屯组沉积期）、断-拗转化阶段（大磨拐河组—伊敏组沉积期）和拗陷阶段（青元岗组沉积期），其中断陷阶段经历3期建造2期改造，即铜钵庙组初始裂陷期及其末期抬升剥蚀改造（T3）、南一段强烈裂陷期、南二段裂陷萎缩期及其末期抬升剥蚀改造（T22）。主力烃源岩为南一段中下部暗色泥岩，主要油气产层位于中下部成藏组合的南屯组、铜钵庙组，一部分油气位于基底，少量为上部组合大磨拐河组的次生油气藏（见图1b）。

贝尔凹陷中部隆起带被贝西、贝中两个主力生烃次凹环绕，是凹陷重要的油气富集构造带（见图1c），其中霍多莫尔、苏德尔特次级构造带在南屯组、基岩、铜钵庙组等主要层系均有规模油气发现。苏德尔特构造为基岩潜山主要的含油气构造，单井产量变化大，日产油0.15～160.00 t，平均日产油20 t；构造带东部基岩潜山高产油气层单井最高日产油160 t；西部靠近控凹断裂的断块平均日产油20 t；中部平均日产油10 t。目前已钻探发现的基岩潜山主要油层位于风化壳段（基岩顶面向下100 m之内），占油气产量的90%，除此之外在B30井的基岩内幕段（基岩顶面向下135 m）发现高产工业油流，日产油30 t以上。

2 储集层特征

2.1 岩石特征

海拉尔盆地石炭系—二叠系基底岩性为一套经历了区域浅变质与动力变质作用的陆源碎屑岩、火山碎屑岩、火山岩及过渡岩性的复杂岩系，有效储集层主要发育在安山质凝灰岩、凝灰岩、凝灰质砂岩、粉细砂岩等火山碎屑岩—正常沉积岩系中[16]，以普遍含火山碎屑物质为特征，因此本文将该类储集层统称为浅变质火山碎屑岩。浅变质特征包括岩石变余结构、颗粒碎裂、重结晶作用、泥质霏细结构、长石绢云母化等。70个样品的矿物含量分析结果显示，火山碎屑物质含量为 8%～95%（平均含量 54%），正常沉积碎屑含量为10%～90%（平均含量40%），自生矿物含量为5%。火山碎屑物质由岩屑、晶屑和少量玻屑组成。岩屑可见安山岩岩屑、凝灰岩岩屑和玄武岩岩屑等，晶屑主要由石英晶屑、长石晶屑组成。主要矿物的平均含量分别为：石英31.9%，黏土矿物25%，斜长石20%，方解石15%，铁白云石13%，白云石9.2%，菱铁矿5%，钾长石3%，大部分样品还含有黄铁矿、硬石膏、锐钛矿等矿物，少数样品含普通辉石、钙芒硝、赤铁矿、方沸石、重晶石、角闪石、无水芒硝、磷石英等矿物。

2.2 储集空间

贝尔凹陷基底火山碎屑岩储集层演化受到成岩环境、构造作用和火山活动控制，表现为压实压溶、胶结、交代、溶解和表生风化淋滤[17]、构造破裂、低温热液蚀变作用与浅变质作用的复合叠加，储集层具双孔介质特点，发育裂缝、孔隙两种储集空间类型，包括开启裂缝、未完全充填裂缝、溶蚀裂缝、溶蚀孔洞，其次为基质孔隙。

图1 海拉尔盆地贝尔凹陷构造单元划分图（a）、地层柱状图（b）及过中部隆起带地震剖面图（c）

裂缝以构造缝为主，高角度、低角度与水平裂缝均发育，开启裂缝以中高角度缝为主，倾角范围30°～90°（见图2a）。裂缝多期次发育呈网状切割，裂缝内充填多期胶结物，包括石英、方解石、白云石、铁白云石、高岭石、绿泥石、黄铁矿等。裂缝内未完全充填空间以及方解石、白云石、铁白云石等充填矿物的再次溶蚀，形成有效的裂缝-溶孔/溶洞型储集空间（见图2b、图2c）。成岩作用过程中长石、白云石、铁白云石等颗粒部分溶蚀、中基性凝灰质溶蚀形成粒内、粒间孔隙，少量残余原生粒间孔也是孔隙空间的重要组成部分（见图2d—图2g），另外还发育自生黏土矿物的晶间微孔（见图2h）。各类溶蚀孔洞、孔隙被裂缝、微裂缝沟通，极大提升储集层物性，形成裂缝-孔隙储集空间网络结构（见图2i）。

图2 海拉尔盆地贝尔凹陷基岩储集层储集空间特征

2.3 储集层物性

孔隙、孔洞与裂缝的叠加发育是基岩潜山高产、稳产油气层的主要特征。根据岩心孔渗测试数据将储集层划分为4类。Ⅰ类储集层孔隙度大于3%、渗透率大于 1×10-3μm2，个别样品点的孔隙度超过 10%、渗透率超过 100×10-3μm2，为裂缝、孔隙均发育的优质储集层，平均日产油大于15 t，产量较稳定。Ⅱ类储集层包括两个分区，①孔隙度为 2%～3%、渗透率大于0.05×10-3μm2，储集层以裂缝为主，孔隙次之，产量不稳定，减产较快；②渗透率为（0.05～1.00）×10-3μm2、孔隙度大于2%，储集层以孔隙为主，裂缝次之，产量相对较稳定，实施压裂后产量能有明显增加。Ⅲ类储集层孔隙度为1%～2%或渗透率为（0.02～0.05）×10-3μm2，日产油小于1 t。Ⅳ类孔隙度小于1%或渗透率小于0.02×10-3μm2，属于非储集层（见图3）。

基岩储集层孔隙度和渗透率的垂向变化显示，随着与基岩不整合面距离（ΔD）的增大，孔隙度、渗透率呈现先降低再局部增大的趋势，可划分为风化段和内幕段。

风化段的ΔD值为0～80 m，与钻井揭示的风化壳厚度60～80 m相对应。储集层物性变化大，孔隙度最大可达 13%，渗透率最大可达 500×10-3μm2，上部储集层物性明显好于下部。孔隙度、渗透率随着ΔD值的增大呈简单降低趋势，说明储集层发育程度与基岩不整合面的风化淋滤作用密切相关。

图3 贝尔凹陷基岩岩心测试孔渗交会图（据文献[15]修改）

内幕段的ΔD值为大于 80 m，物性呈现向基岩深部整体降低局部增大的趋势。在ΔD值为80～120 m出现第 1个孔隙度、渗透率增大的储集层发育带，孔隙度大于3%，渗透率大于1×10-3μm2，达到Ⅰ类储集层门限。在ΔD值为205～220 m出现第2个可能的储集层发育带，由于样品较少，渗透率呈明显增大的趋势，孔隙度增大不明显。说明在基岩内幕深层存在一个或多个钻井未完全揭示的储集层发育带，纵向上在一定深度范围内发育，与不整合面的作用关系不大，受控于深部溶蚀流体作用的范围与程度（见图4）。

图4 贝尔凹陷基岩储集层孔隙度（a）、渗透率（b）垂向变化

3 储集层流体作用机制

基岩在暴露与埋藏过程中经历了来自地表浅部与地下深部多种流体改造作用，控制储集层发育程度。断层与裂缝带是流体运移与物质交换的活跃区，裂缝充填物的地球化学特征是研究流体作用的有效手段之一。根据碳氧同位素组成与流体包裹体、岩石元素含量等测试分析结果，研究区基岩的成岩流体包括主要作用于基岩浅层的浅部大气淡水和主要作用于基岩内幕深层的深部岩浆热液、有机酸与含烃流体。流体对储集层的形成与改造表现为 2个方面：①在偏碱性流体作用下，裂缝内充填方解石、白云石、铁白云石等脉体，堵塞裂缝空间；②酸性流体沿裂缝、微裂隙对碳酸盐、凝灰质等易溶组分溶蚀形成大量溶蚀孔隙并与裂缝沟通，极大改善了储集层物性。

阴极发光测试分析表明，裂缝内主要为硅质和钙质充填物。代表酸性流体的硅质充填至少发育 2期，早期裂缝充填为发暗蓝色阴极光的隐晶石英，晚期裂缝充填为发蓝色阴极光的隐晶—显晶石英。代表碱性流体的钙质充填主要为方解石，至少发育 2期，早期方解石发暗黄色阴极光，晚期方解石发橙黄色阴极光，切割早期方解石或充填于裂缝中部与其并置接触（见图5）。

3.1 浅部流体类型与作用

X射线荧光元素测试表明，研究区主要化学成分的平均含量分别为：SiO2占55.4%，Al2O3占3.2%，Fe2O3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。在潮湿环境下，Sr的流失程度大，Rb/Sr值高，Sr/Ba值低，而干旱环境下则相反[18]。研究区样品微量元素Rb/Sr值较低，为0.01～1.03，平均值0.15；Sr/Ba值较高，为0.1～6.5，平均值1.6，表明处于偏干旱环境。应用碎屑岩风化程度指数判别[19]，除2个样品点值较小外，变化范围在14.5～39.7，平均值22.9，表明研究区处在半风化带（见图6）。

基岩风化淋滤过程中，大气淡水溶解 CO2形成酸性流体对储集层易溶组分进行溶蚀，从而改善储集层物性[20]。由于不同元素的迁移能力不同，形成的不整合以不活动元素 Al2O3、Fe2O3等富集，相对稳定元素SiO2等相对富集，易迁移的碱、碱土金属元素（CaO，Na2O，K2O，MgO）的流失为特征[19]。常量元素含量与ΔD的关系显示，整体上不活动元素 Al2O3、Fe2O3变化小，相对稳定元素SiO2含量随ΔD增大缓慢降低（见图6）。ΔD值为0～40 m时，CaO、Na2O、K2O、MgO等元素含量随ΔD值的增加而增大，表明地表水从上向下淋滤基岩，方解石、长石等溶解，导致易流失元素向下迁移。ΔD值为40～60 m时，CaO含量随ΔD值的增大而增大，Na2O、K2O、MgO、Fe2O3等元素含量随ΔD值的增大而减小，表明可能发生了方解石沉淀。ΔD值为60～80 m时，CaO含量随ΔD值的增大而减少，Na2O、K2O、MgO、Fe2O3等元素含量随ΔD值的增大而增大，表明可能发生了白云石、铁白云石交代。元素的迁移变化表明，大气淡水淋滤作用导致活动元素从基岩顶面向下迁移并在下部聚集，溶蚀与储集层发育程度上部强于下部，作用范围与该区风化淋滤带的厚度（60～80 m）吻合（见图6）。

图5 贝尔凹陷基岩储集层裂缝充填物阴极发光特征

图6 贝尔凹陷基岩储集层垂向常量元素含量及化学风化指标变化

3.2 深部流体类型与作用

3.2.1 岩浆热液

B40井4个样品的44个流体包裹体测试数据分析表明，早期裂缝充填发暗黄色阴极光的方解石发育 3期原生盐水包裹体，平均均一化温度分别为 66.6，167.4，192.8 ℃，盐度均值为7.4%（见图7、图8）；晚期裂缝充填的发橙黄色阴极光的方解石发育 1期原生盐水包裹体，平均均一化温度为91.2 ℃。根据埋藏史与热演化分析（见图9），原生包裹体的均一化温度表明，早期低温方解石形成时间为距今132 Ma，对应南屯组一段沉积晚期到二段沉积早期，流体来源为压实盆地内微咸地层水，高温方解石为岩浆热液来源，包裹体均一化温度高于地层经历的最高古地温。晚期方解石形成时间为距今126 Ma，对应大磨拐河组一段沉积晚期与二段沉积早期。

图7 贝尔凹陷B40井2 362.80 m深度基岩裂缝充填方解石流体包裹体特征（图中数字为包裹体均一化温度）

图8 贝尔凹陷基岩不同期方解石流体包裹体均一温度分布直方图

3.2.2 含烃流体

早期裂缝充填发暗黄色阴极光的方解石，发育 4期次生盐水包裹体，平均均一化温度分别为 114.2，65.1，85.4，106.5 ℃（见图7、图8），其中平均均一化温度为 114.2 ℃的包裹体盐度变化范围为-5.1%～-4.9%，低盐度表明流体为含烃盐水。晚期裂缝充填发橙黄色阴极光的方解石发育 1期次生盐水包裹体，平均均一化温度为 116.8 ℃（见图7、图8）。根据埋藏史与热演化分析（见图9），较高温的次生含烃盐水包裹体捕获时间为距今108～112 Ma，对应伊敏组一段沉积晚期到二段沉积早期，该时期是南屯组烃源岩主要生排烃期[21-22]，方解石沉淀之后在该时期受到含烃流体的改造作用，对储集层的孔隙胶结可产生一定的抑制作用。

3.2.3 有机酸

荧光测试结果表明，裂缝充填方解石发育 2期次生油包裹体，一期发蓝绿色荧光，另一期发黄绿色荧光。蓝绿色荧光油包裹体的均一化温度为 100.3～105.2 ℃，平均均一化温度为102.8 ℃（见图7、图8），与蓝绿色荧光油包裹体同期的次生盐水包裹体的均一化温度为117.3～123.3 ℃，平均均一化温度为119.8 ℃（见图8），盐度均值为7.0%，根据埋藏史与热演化分析（见图9），油气充注时间为伊敏组一段沉积晚期到二、三段沉积期。海拉尔盆地区域研究表明，南屯组烃源岩在伊敏组沉积早期开始生烃，伊敏组沉积晚期达到生烃高峰期[21-22]，与蓝绿色荧光油包裹体同期的次生盐水包裹体得到的结论相吻合，此时烃源岩释放大量有机酸，对储集层产生较强的溶蚀作用。

3.2.4 流体来源

图9 贝尔凹陷埋藏史与热演化模拟（Q—第四系；E—古近系；K2q—上白垩统青元岗组；K1y2+3—下白垩统伊敏组二段+三段；K1y1—下白垩统伊敏组一段；K1d2—下白垩统大磨拐河组二段；K1d1—下白垩统大磨拐河组一段；K1n2—下白垩统南屯组二段；K1n1—下白垩统南屯组一段；K1t—下白垩统铜钵庙组；Pb—二叠系布达特群；C—石炭系）

碳酸盐胶结物的碳氧同位素组成组合可以有效示踪流体来源，不同类型的流体具有的碳同位素组成值存在差异，因此流体提供碳源后沉淀出来的碳酸盐胶结物具有不同的碳同位素组成值[23]。研究区裂缝内碳酸盐胶结物的稳定碳氧同位素组成测试数据表明（见表1），δ13C值主要分布在-6‰～-2‰，其中有一个方解石脉样品值较低为-11.03‰，有一个大理岩脉样品值较高为-0.32‰。δ18O 值大部分低于-23‰，主要分布在-27‰～-16‰，大理岩脉样品值为-8.32‰。一般有机酸脱羧基提供的碳源较轻，δ13C值可低至-23‰～-8‰，δ13C值低于-8‰被认为有有机碳混入。大气淡水提供的碳源较重，δ13C值一般为-4‰～-1‰，海水提供的碳源δ13C值为0～3‰[24]。碳酸盐胶结物的氧同位素组成值偏负，一般来源于大气淡水或岩浆热液[25]，结合流体包裹体测温数据表明为岩浆热液混入导致值偏负；碳同位素组成值分布（见表 1）与碳-氧同位素组成图版（见图10）综合表明碳酸盐胶结物受无机碳、有机碳源混合影响，带来碳源的流体包括大气淡水、有机酸与深部无机热液。

表1 贝尔凹陷基岩裂缝充填碳酸盐碳-氧同位素组成测试数据表

3.2.5 流体通道

海拉尔盆地地层水的显著特征为高矿化度、高HCO3-离子含量。地层水总矿化度为1 800～25 000 mg/L，平均值为 8 600 mg/L。HCO3-离子含量占总矿化度的45%～60%，其次为Na、K、CO32-、SO42-等离子[26]。研究区样品点中绝大多数水型为 NaHCO3型，含有少量MgCl2型、Na2SO4型，说明有浅层地表水、深部流体的混合。铜钵庙组、南屯组中发现的片钠铝石矿物说明该地区发生过大量深部无机CO2侵入[27]。CO2含量、碳同位素组成等研究表明高含量的 HCO3-离子是由于岩浆-火山岩成因的深部无机CO2上侵，与地层水发生化学反应而形成的，Na+离子的高浓度与钠长石的溶解有关[26]。

图10 贝尔凹陷基岩碳-氧同位素组成结果投影（据文献[28]修改）

从地层水平面分布看（见图11），矿化度在沟通基岩深大断裂附近明显增高，在远离深大断裂的断块内部降低，说明深部断裂成为流体上升通道，影响地层水矿化度。深部富 CO2的热液流体沿深大断裂上升，CO2溶解于水中与水反应生成H+和HCO3-离子，从而造成地层水中 HCO3-离子含量明显增加，其增加量明显大于CO32-离子的增加量。H+离子含量增加导致环境呈酸性，钠长石、钙长石发生溶蚀作用释放Na+和Ca2+离子，同时部分Ca2+离子会与CO32-离子结合形成碳酸盐胶结物，从而使地层水中 Ca2+离子浓度降低，Na+离子含量较高。

图11 贝尔凹陷苏德尔特构造带基岩地层水矿化度分布图

4 储集层成岩作用

4.1 初始固结成岩阶段

二叠纪晚期，古亚洲洋最终关闭，中蒙地块发生陆内造山运动，海拉尔盆地处于活动大陆边缘，大型推覆构造的产生导致岩层侧向缩短和垂向增厚[12]，引发基性岩浆底侵带来壳幔物质的交换与循环，火山、次火山活动频发，贝尔凹陷基岩发育包括玄武岩、英安岩、闪长玢岩等中基性火山岩与浅成侵入岩、凝灰岩等火山碎屑岩、陆源碎屑岩的过渡组合岩系。此时为基岩的初始固结成岩阶段，发生压实、胶结作用（见图12），局部还保留少量原生孔隙（见图2g）。

4.2 早期表生风化淋滤阶段

侏罗纪，海拉尔盆地发生造山后期的区域性构造抬升，贝尔凹陷经历了长期的沉积间断与风化剥蚀，形成石炭系—二叠系基岩顶面不整合面，此时主要发生风化作用与大气淡水自上而下的淋滤改造作用，不稳定组分、细粒物质大量被淋滤带走，发生碳酸盐、长石等溶蚀，形成风化壳储集层段的溶蚀孔隙、孔洞（见图2b、图2d），是溶蚀型储集层的第 1个主要发育时期（见图12），作用范围为不整合面往下60～80 m。

4.3 中期构造破裂-胶结-溶蚀并存阶段

早白垩世，海拉尔盆地进入造山期后伸展垮塌阶段，盆地表现为北东向拉张为主的伸展剪切变形[15]，基岩之上接受地层沉积，不同的构造演化阶段特征决定基岩储集层演化也存在差异。铜钵庙组沉积时的初始断陷期，断裂伸展作用刚刚开始，沉积形式以填平补齐为主，火山上侵作用相对较弱。南一段—南二段沉积时的强烈断陷至断陷萎缩期，强烈的断裂作用诱导地幔物质上升，火山活动与次火山活动强烈，在地震剖面上可见南屯组被强烈拱起，呈高角度甚至直立形态，岩浆沿深大断裂上涌及侵入沉积地层，造成沉积地层原始的平行连续地震反射轴中断或者与侵入体呈不规则接触形态（见图1c）。此时岩浆活动释放大量富含CO2等的高温流体，沿深大断裂与构造裂隙上升，交代、蚀变围岩，在构造裂缝、断裂破碎带形成网络状、脉状多期石英、碳酸盐矿物充填胶结，以及黄铁矿、绿泥石胶结和铁白云石交代（见图5）。随着热液活动增强与温度升高，大量CO2由深部带入导致其分压增大，又会对先期胶结的碳酸盐矿物产生一定的溶蚀[29]，是储集层胶结溶蚀并存但以胶结为主的阶段（见图12）。

4.4 晚期有机酸-岩浆热液叠加溶蚀阶段

图12 贝尔凹陷基岩储集层形成与流体演化模式

大磨拐河组—伊敏组沉积时的断-拗转化时期，除大型控凹断裂外，大量断陷期断层活动停止，地震剖面上可见这类断层截止于T22界面之下（见图1c）。南屯组烃源岩在伊敏组沉积时期开始成熟，至伊敏组沉积晚期达到生烃高峰，油气充注对储集层胶结有一定的抑制作用。烃源岩成熟产生大量有机酸，对与烃源岩通过断裂、裂隙接触沟通的基岩发生溶蚀作用，产生方解石、铁白云石、白云石、长石、中基性凝灰质溶解，是溶蚀型储集层的第 2个主要发育时期（见图2c、图2e、图2f、图5e、图12）。研究表明有机酸对碳酸盐胶结物的溶蚀机理主要有两种，一是直接离解出H+溶解碳酸盐胶结物，二是脱羧产生CO2溶于水形成碳酸溶解碳酸盐胶结物[30]。

沿断裂上升的深部岩浆热液流体对储集层溶蚀起到了有效的叠加促进作用。有机酸对方解石和白云石的溶解速率对比发现，当温度压力较低时（约 60～90 ℃），白云石的溶解速率低于方解石；当温度压力逐渐升高时（大于90 ℃），白云石的溶解速率逐渐高于方解石[31]，因此研究区镜下见到大量的白云石、铁白云石溶蚀孔隙，与岩浆热液的增温效应有关。另外，贝尔凹陷地层岩性变化显示，由基岩至大磨拐河组火山熔岩及火山碎屑岩由玄武质、安山质、英安质等中基性岩过渡为流纹质等酸性岩，此时岩浆热液的性质由断陷期的偏碱性转变为断-拗转化期的富含 H2S、SO2、HF和HCl等偏酸性，从而进一步溶解长石、碳酸盐矿物、凝灰质等产生次生孔隙。所以第 2个溶蚀储集层发育期为有机酸与深部岩浆热液叠加溶蚀的结果，作用范围在不整合面风化带以下的内幕深层，即距基岩顶面80 m以下及更深范围。青元岗组沉积之后为拗陷期，此时断裂与火山活动基本停止，烃源岩排出有机酸逐渐减少，基岩储集层溶蚀改造基本完成。

因此，贝尔凹陷基岩优质储集层发育受控于侏罗纪的表生风化淋滤作用、早白垩世晚期烃源岩有机酸与深部热液叠加溶蚀作用两个主要因素控制，纵向上形成基岩不整合面风化壳、基岩内幕两个储集层发育带。横向上风化壳储集层分布受控于暴露期古构造条件，古构造高、风化淋滤程度强的部位风化壳储集层发育好。内幕储集层分布受控于深大断裂以及与烃源岩的接触沟通条件，通过断裂与裂缝系统沟通深部流体以及与烃源岩直接接触或沟通的部位是有利的内幕储集层发育区。

5 结论

贝尔凹陷浅变质火山碎屑岩基岩储集层发育裂缝、孔隙-孔洞两种储集类型。孔隙-孔洞型成因包括方解石、白云石、铁白云石等碳酸盐矿物溶蚀、长石颗粒溶蚀、凝灰质溶蚀，存在少量残余原生孔隙以及自生矿物晶间微孔。基岩发育风化段、内幕段两套储集层，内幕段存在优质储集层发育带，孔隙度大于3%，渗透率大于1×10-3μm2，达到Ⅰ类储集层门限。

基岩储集层形成过程中经历了复杂的水-岩相互作用，包括大气淡水淋滤作用、沿深大断裂上升的深部岩浆热液、烃源岩生排烃过程中释放的有机酸以及含烃流体作用。

基岩储集层成岩改造分为初始固结成岩、早期表生风化淋滤、中期构造破裂-胶结-溶蚀并存、晚期有机酸-岩浆热液叠加溶蚀等4个阶段，其中早期表生风化淋滤、晚期有机酸-岩浆热液叠加溶蚀为两个主要的溶蚀阶段，是基岩潜山浅层风化壳、深层内幕两套溶孔-洞型储集层发育的主要成因与形成阶段。

海拉尔盆地现已发现基岩潜山不整合面风化壳型油气藏，基岩内幕还未开展系统钻探，基于深部流体的储集层溶蚀成因机制，应当重视基岩内幕油气藏勘探，积极向深层扩展基岩勘探空间。