鄂尔多斯盆地下古生界天然气主要集中分布于马家沟组顶部风化壳部位，风化壳岩溶储层特征及岩溶古地貌影响下的天然气富集规律多年来成为鄂尔多斯盆地持续研究的重点^[1-3]。迄今比较主流的观点认为马家沟组1-4亚段碳酸盐岩储集层以白云岩为主体，以晶间孔、晶间溶孔及构造缝为主要储集空间类型^[4-5]。岩溶作用亦是以白云岩和灰质白云岩为研究主体^[6-8]，并以经典碳酸盐岩的岩溶地貌控储模式为指导开展勘探。随着对下古生界地层取心的增加及其在扫描电子显微镜下的超微观察，膏模孔发育的膏云岩储层引起了关注^[9-12]，但迄今远未意识到膏云岩的存在对膏云岩和白云岩互层风化壳孔隙类型的深刻改变以及对其岩溶作用方式产生的影响；对膏云岩的优异储集性能及孔隙结构特殊性的认识也显不足；对膏云岩层状控储的规律、孔隙充填期次和成因机制等的认识也亟待深入。传统的碳酸盐岩岩溶作用模式认为储层在纵向和横向均表现为强非均质性，岩溶作用垂向分带导致储层的垂向强非均质性，岩溶地貌制约导致横向上强非均质性，孔隙类型复杂，一般为大型、中型、小型溶洞和大型、中型、小型裂缝复合类型。研究区马五1-4亚段形成于萨布哈环境，受海平面周期性变化，萨布哈常形成特色的海平面向上变浅的沉积旋回。每个海平面变浅沉积旋回的上部为潮上带完全白云石化的硫酸盐或（含）膏云岩沉积，膏膜孔和晶模孔发育，为优质储层发育层段；中部为潮间带白云岩化的微生物席，岩性较为致密；底部为潮下带未彻底白云石化潟湖相带云灰坪和灰云坪，岩性致密。膏云岩孔隙直径普遍在0.02~5 mm之间，超过10 mm的溶孔极为少见，孔径大小均匀，孔隙大小具有显著的自限性，为“小孔微缝”型孔隙特征，横向上局限在膏云岩内成层分布，表现出一定的均质性。因此，传统的碳酸盐岩岩溶发育模式显然不能解释桃2区块富含膏云岩的萨布哈沉积受岩溶作用形成的自限性的“小孔微缝”型优质储层的孔隙特征。鄂尔多斯盆地西部苏里格气田桃2区块近年来获得了较多的马五1-4亚段取心。基于丰富的岩心描述和测井参数分析，进一步通过偏光显微镜和扫描电镜分析，对研究区以膏模孔为主的孔隙特征进行了分析，深入研究了孔隙的类型及充填规律，分析了研究区岩溶作用特点，讨论了研究区岩溶特征与传统碳酸盐岩区岩溶作用特征的区别，提出了膏云岩区岩溶作用模式。膏云岩岩溶作用特征及岩溶模式的提出能为该类岩溶储集层预测提供科学的理论支撑。

鄂尔多斯盆地下古生界碳酸盐岩沉积地层分布广泛，在天然气生成、运聚和成藏方面独具特色。随着盆地中部岩溶古地貌气藏的发现与探明，研究者们突破了以往在构造发育区的油气勘探思路，开拓了稳定地台区找气新领域^[13]。鄂尔多斯台地寒武纪—奥陶纪构造活动差异明显：寒武纪受西部贺兰拗拉谷早期裂陷的影响，台地总体以拉张坳陷为特征；奥陶纪贺兰拗拉谷强烈扩张，台地受较强烈挤压，总体以均衡调整隆升为主，在贺兰拗—拉谷和地台过渡区发生均衡隆升，于地台西南部形成“L”型大型隆起；鄂尔多斯盆地西部、南部与东北部的绥德—延川一带因此发生构造地貌分异，形成盆地“西隆东坳”的构造格局^[14]。鄂尔多斯盆地马家沟期马五段沉积时期存在四个古隆起，西部为中央古隆起，北部为伊盟古隆起，南部为渭北古隆起（富县—黄陵古隆起和芮城—永济古隆起）（图1）。随着海平面的周期性升降，古隆起限制了华北海与祁连洋和秦岭洋之间的联通^[15-16]。研究区桃2区块位于鄂尔多斯盆地西部伊陕斜坡逐渐向东部坳陷的过渡地带。盆地“西隆东坳”的构造格局对桃2区块奥陶统沉积格局产生明显影响。

图  1  鄂尔多斯盆地构造单元（a）和研究区风化壳剥蚀厚度差异图（b）

Figure 1.  (a) Tectonic units of the Ordos Basin and location of study area; (b) different crust weathering denudation thickness in study area

鄂尔多斯盆地马家沟组马五段属于一个海水咸化、水体逐渐变浅、时常暴露的低能台地亚相潮坪沉积环境，灰岩、白云岩和膏云岩沉积共生发育^[17-18]。其中研究区马五1-4亚段总体上由6个海平面（相于准层序组级别的五级海平面变化旋回）降低海水变浅的沉积旋回构成^[18-19]， 马 五 4 3 、 马 五 4 2 和 马 五 4 1 小层为一个自下而上海水变浅沉积序列，分别由潮下带泥云坪和灰云坪、潮间带云坪、潮上带膏云坪沉积组成； 马 五 3 3 、 马 五 3 2 和 马 五 3 1 小层为一个自下而上海水变浅沉积序列，分别由潮下带泥云坪、潮间带云坪和泥云坪、潮上带膏云坪沉积组成； 马 五 2 2 、 马 五 2 1 和 马 五 1 4 小层为一个自下而上海水变浅沉积序列，分别由潮下带泥云坪、潮间带云坪和泥云坪、潮上带膏云坪沉积组成； 马 五 1 3 、 马 五 1 2 和 马 五 1 1 小层均属潮上带沉积环境，在海平面持续低位期沉积而成，主要为膏云坪沉积（图2）^[20]。研究区马五1-4亚段自下而上总体上呈现灰质含量减少、膏质含量增加的趋势。

图  2  桃35井马五1⁃4亚段综合柱状图及海平面升降旋回

Figure 2.  Integrated column chart and sea level rise and fall cycles

研究区奥陶系马五1-4亚段岩石类型主要有（含）膏云岩、粉—细晶白云岩、泥—微晶白云岩、（残余）颗粒云岩、岩溶角砾岩和次生灰岩（图2）。

（含）膏云岩主要发育在海平面变浅旋回的最上部的潮上带膏云坪，呈灰褐色、土黄色。白云石晶粒细小。层理不发育，整体成块状。缺乏广盐性生物，但发育较丰富的菌藻类，常见藻纹层。偏光镜下以它形粒状为主，多以泥晶—细粉晶为主。石膏呈结核状、板状、柱状，呈蜂窝状或星散状或局部富集状分布于白云岩中（图3a，b）。研究区 马 五 1 3 和 马 五 4 1 小层是研究区内（含）膏云岩最为发育的层位，是区内优质储层。 马 五 1 2 、 马 五 1 4 、 马 五 2 2 小层（含）膏云岩较为发育，储层发育中等； 马 五 2 1 、 马 五 3 1 和 马 五 4 2 层少见（含）膏云岩，一般为非储集层（图2）。

图  3  鄂尔多斯盆地西部马家沟组马五1⁃4亚段岩心照片

Figure 3.  Photographs of core from the Mawu 1⁃4 submember, western Ordos Basin

白云岩多位于向上变浅的沉积序列中部的潮间带云坪上。研究区的白云岩主要包括泥晶白云岩、微晶白云岩、粉晶白云岩和极少量细晶白云岩。粉晶—细晶白云岩呈灰色—褐色，晶径范围0.05~0.25 mm，晶形多为似麦粒状或更粗，具次生晶粒结构，镜下晶粒呈凹凸—镶嵌接触，见纹层状构造；泥晶白云岩和微晶白云岩中的白云石晶粒细小，晶粒直径一般小于5 μm，大小均匀，呈它形粒状，块状构造，见去白云石化现象、似生物扰动构造，可见黄铁矿零星发育，常含一定量的泥质，经重结晶改造后呈镶嵌状结构，岩性致密，原生孔隙稀少（图3c）。常见水平纹层、波状纹层等沉积构造。研究区白云岩广泛分布在研究区马五1-4各个亚段中，该类储集岩的单层厚度大多数为1~2 m，少数为3~5 m，以薄层状为主，局部为中—厚层状，分布范围较广且累计厚度较大。

岩溶角砾岩在研究区马五1-4亚段广泛发育，多位于向上变浅的沉积序列中、下部的潮间、潮下带泥云坪上。主要由角砾和粗粒（砂级）杂基构成。角砾成分复杂，多与母岩成分一致，大部分为白云质。角砾间为离散的碳酸盐砂、泥粉晶白云石或少量砂屑颗粒充填，发育少量高角度不规则状小型溶缝。发育层段为高泥质含量层段。研究区岩溶角砾岩可进一步分为泥质支撑角砾岩、网缝镶嵌角砾岩、砾状支撑角砾岩、方解石胶结角砾岩等。可见泥质先沉积、角砾为后期垮塌产物，多为原地形成角砾（图3d~g）。

（残余）颗粒云岩主要包括亮晶砂屑云岩，可见明显的砂屑结构且未被破坏，颗粒支撑，砂屑含量55%~80%，粒径0.2~0.4 mm，分选磨圆较好，多为次圆状—圆状。砂屑多呈点接触—漂浮状，其间为亮晶白云石充填。原始的颗粒结构在后期强烈而彻底的白云石化和重结晶作用影响下变得模糊而显示出晶粒结构，宏观上难与结晶白云岩相区别。镜下晶粒结构明显，自形程度较高，呈紧密镶嵌状接触。一般认为（残余）颗粒云岩是渗透回流白云岩化成因，常与层状膏岩层伴生，其白云岩结晶较粗，多为粉晶—中晶，晶面平直。该岩类在区内发育频率较低，在 马 五 1 2 、 马 五 1 4 、 马 五 2 2 、 马 五 4 1 小层可见。

次生灰岩一般发育在较厚层膏云岩之下。该岩石类型普遍发育水平层理和波状层理，方解石晶粒小于10 μm，结构均匀，以它形粒状为主，岩性致密，不具有储集性，在区内发育较少，多为次生成因。主要因膏质云岩的去膏化过程导致岩石中的CaSO₄溶出，使介质中的Ca²⁺浓度升高，Mg²⁺/Ca²⁺相对降低，从而使白云岩发生去云化作用形成次生灰岩^[21]。

马家沟组马五1-4亚段的储集空间类型以硬石膏结核和晶体溶蚀形成的核模孔和晶模孔（本文统称膏模孔）、扩溶（残余）膏模孔及与之伴生的胀缩微裂缝和扩溶微裂缝为主。

石膏晶模孔呈针状、柱状，由石膏晶体选择性溶蚀而成，硬石膏结核模孔直径一般0.05~5 mm不等，呈圆形、椭圆形或不规则圆形，有一定扩溶特征。膏模孔被渗流白云石粉砂、方解石、含铁方解石、白云石、含铁白云石、石英、萤石、黄铁矿、重晶石、高岭石、天青石、泥质及有机质等12种充填矿物局部或全部充填，形成微亮晶和亮晶淡水方解石充填、渗流白云石粉砂充填、渗流白云石粉砂+方解石充填组合、渗流白云石粉砂+石英充填组合、渗流白云石粉砂+方解石+石英矿物充填组合、渗流白云石粉砂+天青石（+含铁方解石）充填矿物组合、渗流白云石粉砂+含铁方解石+黄铁矿充填矿物组合、渗流白云石粉砂+萤石+黄铁矿充填矿物组合、渗流白云石粉砂+铁白云石+萤石+高岭石（+石英）矿物充填组合等9种充填矿物组合类型（图4a~i）。膏模孔呈蜂窝状、星散状或密集簇状分布在泥微晶白云岩内，成层稳定分布。胀缩微裂缝发育较为普遍，呈网格状或树枝状，长度1~5 cm，宽度一般为0.1~1.5 mm，多数未充填，也有的进一步扩溶或被白云石粉砂及方解石局部充填，与膏模孔伴生发育（图4f），很少见有穿过膏云岩层跨层分布的微裂缝^[22]。微裂缝连通孤立的膏模孔形成可使岩溶水弥散性渗流的孔缝体系。故膏模孔及残余膏模孔、胀缩微裂缝及残余裂缝为研究区主要储集空间类型，相比较而言，晶间孔、晶间溶孔等的数量和储集意义上都比较次要。

图  4  鄂尔多斯盆地西部马家沟组马五1⁃4亚段孔隙特征（铸体薄片照片）

Figure 4.  Thin section micrographs of pores in Mawu 1⁃4 submember, western Ordos Basin

质纯白云岩，其半自形—它形白云石晶体呈镶嵌状紧密接触，岩性致密，晶间孔和晶间溶孔均不发育^[23]（图5a，b）。笔者利用高倍扫描电子显微镜对研究区多组前人认为的白云岩晶间孔和晶间溶孔薄片仔细观察（图5c），发现溶孔周边的晶粒自形程度高，未见溶蚀现象（图5d），且所有类似的溶孔孔径大小相对均匀，具有很好的自限性，视后期被充填程度的不同，孔径在0.05~3 mm之间变化，最大孔径不超过硬石膏结核和晶体的大小，在层内表现出较为明显的均质性特征。溶孔内主要为自形铁白云石、萤石、重晶石、天青石晶体等后期充填在膏模孔内的低温热液矿物（图5e），故所谓的“晶间溶孔”实际上为膏模孔后期被低温热液充填后的“残余”孔隙（图5f）。

图  5  鄂尔多斯盆地西部马家沟组马五1⁃4亚段孔隙特征（扫描电镜照片）

Figure 5.  Scanning electron micrographs of pores in Mawu 1⁃4 submember, western Ordos Basin

如上所述，研究区马五1-4亚段由6个海平面下降旋回形成的潮上带膏云岩和潮间带白云岩、泥云岩互层沉积组成，膏模孔、扩溶膏模孔及与之伴生的胀缩微裂缝和扩溶微裂缝为研究区主要储集空间类型，潮上带膏云坪为优质储层的主要发育带。区内几乎所有钻井均未见放空和漏失等现象，以近N-S走向的连井剖面（桃2-1-1—桃2-33-2）为例，微相在各井间可对比性强，区域成层性分布明显（图6）。在马五1-4亚段的12个小层内，膏云岩层一般发育在每一个海平面向上变浅旋回的最上部潮上带，马五4亚段中的 马 五 4 3 、 马 五 4 2 和 马 五 4 1 小层为海平面变浅的沉积旋回， 马 五 4 1 小层主要为潮上带膏云坪沉积；马五3亚段的 马 五 3 3 、 马 五 3 2 、 马 五 3 1 小层为海平面变浅沉积旋回， 马 五 3 1 小层为潮上带膏云坪沉积；马五2亚段和马五1亚段的 马 五 2 2 、 马 五 2 1 、 马 五 1 4 小层为海平面变浅沉积旋回， 马 五 1 4 小层为潮上带膏云坪沉积；其上沉积的马五1亚段海平面升降频繁，形成多个海平面持续低位沉积期， 马 五 1 3 小层、 马 五 1 2 小层、 马 五 1 1 小层均形成潮上带膏云坪沉积。由此 马 五 1 1 、 马 五 1 2 、 马 五 1 3 、 马 五 1 4 、 马 五 1 3 、和 马 五 4 1 小层的厚层膏云岩在全区稳定分布，在弥散性渗流的岩溶水溶解作用下，残余膏模孔及伴生微裂缝发育，孔隙度最高，一般均在6%~12%之间，是研究区最优质储层； 马 五 2 1 、 马 五 2 2 、 马 五 4 2 小层以粉晶和泥晶白云岩为主，偶夹薄层膏云岩，孔隙度和渗透率中等，孔隙度介于2%~6%，也具有一定的储集性； 马 五 3 2 、 马 五 3 3 小层、 马 五 4 3 小层以云灰岩和灰云岩为主，且多发生角砾岩化，形成岩渗流带和潜流带岩溶角砾岩层，岩性致密，孔隙度和渗透率低，孔隙度低于2%，储集性差（图2）。储层分布具有显著的层控特征，岩性—膏云岩是储层形成的先决物质基础，有利的沉积微相—膏云坪是形成储层的先天环境条件。研究区马五1-2亚段受到不同程度的侵蚀，致使最优储集层段不同程度缺失，岩溶台地保存的优质储集层较厚，岩溶洼地顶部优质储集层几乎被完全剥蚀，故容易误认为这类相控储集层发育与岩溶古地貌有关^[24]。

图  6  桃2⁃1⁃1井—桃2⁃6⁃1井—桃2⁃25⁃2井—桃2⁃26⁃2井—苏93井—桃2⁃33⁃2井岩性和沉积微相连井对比剖面（连井剖面位置见图1b）

Figure 6.  Lithology and sedimentary microfacies and linked well profiles of wells Tao2⁃1⁃1-Tao2⁃6⁃1-Tao2⁃25⁃2-Tao2⁃26⁃2-Su93-Tao2⁃33⁃2

通过对硬石膏、方解石和白云石三种矿物的化学溶解度和力学稳定性的分析和对比，可以更好地理解以膏云岩为主的风化壳岩溶作用与云灰岩（传统碳酸盐岩）岩溶作用的差异。

常温常压下，硬石膏溶解度为6 300 mg/L，石膏的溶解度2 080 mg/L，硬石膏硬度很低，力学稳定性极差，纵向易裂离，横向易断裂，徒手即能碾碎；方解石的溶解度为12.28 mg/L，方解石的物理稳定性较强，受力不易破裂；白云石的溶解度为14.32 mg/L，受力较易破裂，风化易破裂成刀砍纹^[25-26]。膏云岩遇淡水发生溶解或溶蚀作用时，硬石膏比白云石极易首先溶蚀形成大量膏模孔，出现显著的组构选择性溶蚀现象。硬石膏溶解过程中首先转化为软石膏使其体积增大30%，对基岩施压；软石膏溶解形成溶模孔释压，在膏模孔形成的同时会形成伴生的胀缩微裂缝。硬石膏溶解释放出Ca²⁺和 S O 4 2 - 。释放出的 S O 4 2 - 使白云石溶解度大大提高，促使膏模孔和胀缩微裂缝一定程度的扩溶；Ca²⁺使介质Mg/Ca降低，使白云岩发生去云化形成次生灰岩，因此次生灰岩一般发育在较厚层膏云岩段之下（图7）。

图  7  陕223井马五4亚段次生灰岩发育层段

Figure 7.  Intervals of secondary limestone development in Mawu 4 submember

膏云岩表生初期即形成的多孔结构对其岩溶作用方式有颠覆性影响，导致膏云岩与云灰岩的溶蚀方式及岩溶作用特征大不相同。在膏云岩地区，膏云岩遇淡水易迅速溶解形成膏模孔和连通膏模孔的胀缩微裂缝。地表水沿膏模孔和胀缩微裂缝随即渗滤，岩溶水以分散流的弥散性渗透溶蚀为主。因硬石膏结核和晶体的相对均匀分布，导致膏云岩层内形成相对均衡的强渗透性，这也更使岩溶水趋向于膏云岩地层集中，导致孔隙分布具有明显的层控和相控特征。地表水流遇到渗透性强的膏云岩地层可以实时渗透，难以积蓄力量形成具有一定水动力的地表河、落水流和地下河，而是形成以弥散性渗透为主的分散流，水动力很弱。因此研究区不发育地表河、落水流和地下暗河，相应的河流流水机械沉积如溶蚀洞穴、河流砂砾岩类沉积、溶蚀残余物堆积、重力崩塌、垮塌沉积等均不发育，也无法形成大型的洞穴，很难找到明确的岩溶古地貌因素对膏云岩区的岩溶作用影响的证据。

与膏云岩相比，云灰岩岩性致密，易积蓄地表水并使地表水以水道化流形式积蓄在岩溶洼地，沿断层形成管道化落水流、地下河，对灰岩冲刷溶蚀，形成喀斯特地貌。云灰岩地区的岩溶地貌会对储层形成产生强烈的影响，地表岩溶洼地因岩溶流水机械沉积如溶蚀洞穴、河流砂砾岩类沉积、溶蚀残余物堆积等均较发育；岩溶斜坡和岩溶高地因缺乏岩溶水的汇集和强有力的冲刷溶蚀，溶洞欠发育，保留原岩的致密岩性，难以形成储集空间；岩溶洼地处落水洞下方渗流带发育“落水洞”、“渗流井”；在潜流带形成“厅堂洞”、“地下河”“干流洞”等巨型溶洞，从而使储层表现为物性纵向和横向上的强非均质性^[27]。岩溶地貌对储层孔隙影响显著，岩溶作用垂向分带导致储层垂向强非均质性，岩溶地貌制约导致横向上强非均质性，形成大/中/小缝+大/中/小洞复合型储集空间，孔洞大小则受灰岩单层厚度及风化壳分带制约^[28]）。

依据膏云岩和云灰岩的不同物理化学性质，从岩石物理化学性质、岩溶水动力条件、孔隙特征、储层形成的主要制约因素等方面系统总结了膏云岩区和云灰岩区岩溶作用的差异性特征，见表1。

在重力作用下，大气淡水、河流湖泊和地下水及其相应的水介质运动特征及岩溶产物具有明显的分带性，传统碳酸盐岩古岩溶可根据地层剖面特征由上至下分为表层带、渗流带、季节变化带和潜流带四个带。风化壳地层厚度在约150~250 m，渗流带顶部和季节性变化带一般出现优质含气层，渗流带下部和潜流带的原地或准原地岩溶角砾岩都比较发育，溶孔、溶洞等不发育，储集性较差。纵向及横向上均具强非均质性。

套用传统碳酸盐岩风化壳岩溶分带形式将研究区膏云岩为主的风化壳进行分带，总结各带特征如下（图8）。

图  8  桃38井—桃47井岩溶剖面特征（连井剖面位置见图1b）

Figure 8.  Karst profile, wells Tao38-Tao47

表层带位于风化壳表面，大气淡水沿微裂缝裂隙向下渗流，母岩遭受风化剥蚀，形成铝土质泥岩、残积角砾岩等地表残积物，形成含黄铁矿、赤铁矿、褐铁矿、白云质角砾岩等混杂堆积。

渗流带是最高地下水面以上的饱气带，大气淡水首先沿快速溶出的膏模孔和裂缝系统向下渗透，并进入岩石孔隙系统，以淋滤溶解作用为主。成层性良好的膏云岩及含盐层发育时，出现大量溶蚀的膏模孔和盐模孔，形成优质储层（图3a，b），同时也导致来自风化壳顶部的酸不溶物形成的铝土质和黏土矿物的渗入。其中渗流带上部各类裂缝发育，岩溶水以下渗为主，较强的淋滤作用和胀缩扩溶微裂缝的切割作用导致岩石破碎普遍，形成角砾支撑角砾岩，角砾棱角尚存或被溶蚀（图3d）。渗流带下部淋滤作用减弱，酸不溶物沉淀，岩石的角砾化程度减弱，各类孔、洞、缝中的充填物增多，各种酸不溶物、泥质物（铝土质）、细粒溶蚀碎屑、方解石胶结物等常见，形成网缝镶嵌状角砾岩，岩石物性条件变差。

季节变化带是活跃的地下水最高水位与最低水位之间的变动空间带，该带岩溶特点以淋滤溶解作用为主，该带上部淡水补给充足，岩溶水溶蚀作用较强，溶解石膏、石盐晶体，形成大量的晶间溶孔和晶模孔（图4b）；该带下部淡水补给不充足，岩溶溶蚀作用相对较弱，上部的酸不溶物和泥质下渗，充填在下部。

潜流带岩溶水对CaCO₃饱和，岩溶水对白云岩和膏岩双重溶质的溶解作用均减弱，使组构选择溶蚀性的特点改变为非组构选择性溶蚀，分散流携带泥质并以沉淀碳酸盐矿物为主，溶蚀缝洞少见（图3e）。

研究区的风化壳层厚度薄，约100~110 m，大致为灰岩区风化壳的一半，横向上各膏云岩层物性统计学均质性显著。优质气层及较差储集层所在的分带位置与传统碳酸盐岩岩溶分带位置相似。

笔者从研究区膏云岩风化壳内独特的弥散性渗透溶解水动力特征、层控相控的储层展布特征、自限性孔隙特征及岩溶分带特征出发，探讨了研究区岩溶发育模式。

准同生期，在陆表海台地潮坪萨布哈沉积环境中，由于海平面周期性变化，碳酸盐岩沉积间歇性地暴露于地表环境中，受大气淡水及混合水作用，孔隙中原始海水流体被大气淡水取代，此时沉积物内不同成分、组构稳定性存在差异，其中石膏、石盐等蒸发盐矿物的溶解度远高于碳酸盐沉积物，从而会造成石膏、石盐等易溶矿物优先溶蚀形成溶模孔，导致所谓选择性溶蚀作用的发生。石膏等易溶矿物首先发生溶蚀形成膏模孔以及伴生微裂缝，但在CaCO₃-H₂O-CO₂表生常温淡水成岩体系中，大部分膏模孔随即又会被文石和高镁方解石因Mg²⁺出溶形成的微亮晶方解石充填^[29]，并且作用的时间与规模较小，因而对有效储集空间的形成规模作用有限（图9）。

图  9  研究区准同生期岩溶模式图

Figure 9.  Model of penecontemporaneous karstification in the study area

表生期岩溶，加里东运动末期区域构造抬升使研究区马五1-4亚段经历了140 Ma的大气淡水岩溶作用改造和风化壳岩溶作用过程。表生期裸露风化壳环境下大气淡水沿准同生期生成的胀缩微裂缝以及初期形成的膏模孔下渗，发生强烈的去膏化至扩溶作用，当岩溶水渗入膏云岩层时，岩溶水以“分散流弥散性”的水动力模式流动并进行溶蚀作用，当岩溶水渗入潮间、潮下带的泥质云岩中时，会形成岩溶角砾岩；渗流带由上至下淋滤作用逐渐减弱，下部酸不溶物沉淀，岩石的角砾化程度减弱，当岩溶水对CaCO₃饱和时，岩溶水对白云岩和膏岩双重溶质的溶解作用均减弱，使组构选择溶蚀性的特点改变为非组构选择性溶蚀，分散流携带泥质并以沉淀碳酸盐矿物为主（图10）。

图  10  研究区表生期岩溶模式图

Figure 10.  Model of supergene karstification in the study area

海西期末，随着盆地发生沉降并持续接受沉积，研究区进入中浅埋藏成岩阶段，在上覆晚石炭世—二叠纪地层负荷作用下，马五1-4亚段进入快速持续埋藏压实阶段，古地温逐渐升高至85 ℃，有机质处于未成熟—半成熟期。随着埋藏深度加大，成岩温度不断升高（古地温升至85 ℃~175 ℃）研究区进入中深埋藏成岩阶段，两期埋藏成岩阶段对准同生期及表生期产生的孔隙进行充填和破坏，并形成多种矿物充填组合类型（图4a~e）^[30]。

（1） 因硬石膏、方解石和白云石三种矿物化学溶解度和力学稳定性的差异，受强组构选择性溶蚀的岩溶作用的影响，研究区马五1-4亚段的主要储集空间类型为膏云岩的膏模孔、扩溶膏模孔及与之伴生的胀缩微裂缝和扩溶微裂缝，形成了特色的自限性“小孔微缝”型孔隙特征，而非前人认为的白云岩晶间孔和晶间溶孔和构造微裂缝组合。

（2） 在具特色海平面向上变浅沉积旋回的萨布哈环境下，研究区马五1-4亚段的储层类型为受岩溶作用影响的层状相控岩溶成因岩性气藏。有效储集岩为膏云岩，是储层形成的先决条件，有利微相为潮上带膏云坪，是形成储层的物质及环境基础。储层平面上受膏云岩展布的制约成层分布，均质性明显。风化壳岩溶古地貌对储层的影响主要在于剥蚀区缺失了若干层膏云岩储层，其本身并非是制约膏云岩储层的形成和分布的关键因素。

（3） 膏云岩独特的物理化学性质使其在岩溶作用下的岩溶水为非水道化的分散流和渗流，岩溶作用以非水道化流的弥散性渗透溶解为主，针对硬石膏的组构选择性溶蚀显著，与传统的碳酸盐岩岩溶作用模式有着本质区别，研究区岩溶模式以“膏云岩储层弥散性渗透成层相控岩溶作用模式”为主，是制约风化壳储层形成的关键，该模式的提出将促使研究区下古生界从“岩溶古地貌气藏”向“相控岩性气藏”勘探的深刻转变。