2.1.1 泥粉晶白云岩类

2.1.1.1 泥粉晶白云岩

泥粉晶白云岩在马五₄— 马五₁亚段各层均有发育, 颜色常为褐灰色— 灰色, 可见块状层理、水平层理、韵律层理等, 块状层理中岩性整体较为均质, 偶见生物潜穴, 纹层状泥粉晶白云岩可见暗层泥质泥晶白云岩与亮层粉晶白云岩薄互层（见图3a、图3e）。岩心上未见明显的孔隙（见图3a）, 但当岩溶发育时, 可发育晶间溶蚀微孔, 尤其是溶缝、溶沟等岩溶优势通道尤为发育（见图3f）。

2.1.1.2（含）溶模孔泥粉晶白云岩

这类白云岩在区内马五₄— 马五₁亚段广泛发育, 构成了研究区最主要的储集岩（见图1c）, 并且以发育因选择性溶蚀形成的多种溶模孔为典型特征, 主要包括硬石膏、石盐等蒸发矿物因选择性溶蚀形成的溶模孔。宏观上（含）溶模孔泥粉晶白云岩多呈褐灰色、块状, 溶模孔呈分散状赋存于泥粉晶白云岩中（见图3c）。宏观上, 溶模孔大小一般为2 mm左右（见图3g）, 以近圆形为主, 其次为板条状, 前人主要将其解释为硬石膏结核溶解成因^[6]。但在薄片上, 溶模孔多呈圆化的多边形, 当溶蚀圆化不明显时, 则以正方形为主, 其原始形貌指示其更可能是蒸发盐类矿物晶体, 可能以石盐晶体为主, 因而称之为盐模孔可能更为合适。溶模孔内可为方解石、白云石、石英（见图3g）、云质渗流粉砂（见图3g、图3h）等充填或部分充填^[4]。此类储集空间类型虽然俗称为“ 膏” 模孔, 但实际上溶模孔仅仅限定了储集空间的三维形态, 其储集空间主要由充填残余孔、渗流砂间微孔及白云石晶间溶蚀微孔组合而成（见图3h）。

2.1.2 颗粒白云岩类

研究区马家沟组马五₄— 马五₁亚段中颗粒白云岩发育频度较高, 根据颗粒成分, 其又可分为（含砾屑）砂屑白云岩和鲕粒白云岩两类（见图3i— 图3m）。亮晶颗粒白云岩一般形成于浪基面之上的高能地带, 由于水体能量较强, 沉积物淘洗的较为干净, 粒间孔发育的亮晶颗粒白云岩叠合岩溶改造形成区内的又一主要的储集岩类。

2.1.2.1（含砾屑）砂屑白云岩

砂屑白云岩通常呈灰色— 灰褐色, 块状, 颗粒含量为60%~80%, 粒径多为0.2~1.0 mm, 大于2 mm的砾级颗粒含量通常少于10%, 分选和磨圆较好, 多为次圆状— 圆状, 颗粒间多表现为颗粒支撑, 颗粒间多呈点— 线状接触（见图3i）。颗粒由泥粉晶白云石构成, 当重结晶作用较强时, 破坏原岩组构, 从而形成（具颗粒幻影的）粉晶白云岩（见图3j）。该类储集岩以粒间（溶）孔发育为特征（见图3i）, 也可见少量粒内溶孔（见图3m）; 当粒间渗流物较多时, 部分可见渗流物间残余孔隙（见图3i）; 当重结晶强烈时, 则演变为晶间（溶）孔（见图3j）。

2.1.2.2 鲕粒白云岩

鲕粒白云岩也呈灰色— 灰褐色, 块状, 鲕粒含量为60%~85%, 粒径多为0.2~0.5 mm, 颗粒支撑, 颗粒间多呈点-线状接触（见图3k）。鲕粒间可为淡水白云石或方解石胶结。鲕粒多为同心鲕, 其成分为泥晶白云石, 当岩溶影响较强时, 鲕粒和淡水胶结物受泥晶化影响, 鲕粒内部组构遭到破坏（见图3l）。该类储集岩以溶扩残余粒间孔为特征, 当岩溶影响较强时, 可出现渗流砂间微孔（见图3k）。

2.1.3 微生物白云岩类

微生物岩是指由底栖微生物群落通过捕获与粘结碎屑沉积物, 或经与微生物活动相关的无机或有机诱导矿化作用在原地形成的沉积物岩^[10]。研究区内马五₄— 马五₁亚段微生物白云岩较不发育, 但基于宏观组构特征和显微组构特征, 将区内常见的微生物碳酸盐岩分为凝块白云岩、叠层白云岩、纹层白云岩和粘结砂屑白云岩4类, 储集层主要发育于凝块白云岩中。

2.1.3.1 凝块白云岩

呈褐灰— 灰色纹层状, 微观上微生物凝块呈深褐色— 黑色网状或团簇状, 可见由“ 似球粒” 集合状组成, 个体较大, 为生物格架结构（见图3n）。格架间多为粘结微生物生长的空腔, 通常呈现被填隙物及多期胶结物半充填或全充填, 如渗流粉砂、中— 粗晶白云石或粗— 巨晶方解石胶结物, 同时也存在格架孔扩溶的现象, 边缘圆滑。区内微生物白云岩储集层主要发育于凝块白云岩中, 储集空间以（溶扩）残余格架孔为主。

2.1.3.2 叠层白云岩与纹层白云岩

叠层白云岩由不断钙化和泥晶化的蓝细菌群落构成, 其纹层形态类型较多, 可分为近水平状、微波状和半球状（见图3d）。宏观上表现为富菌层和贫菌层反复交替的特征, 暗层为富菌泥晶白云石, 有机质含量高, 厚度为0.2~1.0 mm, 其边缘凹凸不平; 亮层为褐灰色泥粉晶白云石, 厚度为1~5 mm不等（见图3d）。

纹层结构边缘通常呈高低起伏或断续分布的特征, 表明微生物席表面存在不规则的微起伏。在镜下通常可见顺层分布的窗格孔（也称平底晶洞）（见图3o）, 通常解释为潮上带泥质的湿润和干燥作用、细菌席干燥后褶曲隆起、顺层分布的腐烂有机质脱气作用等多方面因素共同造成的^[11]。纹层白云岩一般出现于微生物丘序列的下部, 以近水平状纹层发育为特征（见图3d）, 微观上可见平底晶洞（见图3o）。这两类白云岩的晶洞充填程度高, 储集能力较差。

2.1.3.3 粘结砂屑白云岩

微生物粘结砂屑白云岩由蓝细菌及其分泌物粘结、缠绕砂屑生长而成。岩心表现为灰色— 深灰色, 通常致密无孔, 偶见针状孔, 镜下可见砂屑颗粒呈棒状、椭球状和球状, 含量一般为50%~90%, 粒径为0.1~0.7 mm, 分选较差, 磨圆较好, 砂屑间主要为亮晶方解石胶结物充填（见图3p）。砂屑颗粒边缘可见富有机质的暗色泥晶套, 解释为蓝细菌等微生物在颗粒表面钻孔粘结、分泌细粒沉积物的结果^[12]。此类岩石中颗粒形态保存较好, 内部重结晶作用较弱, 局部可见粒内溶蚀。

基于区内钻揭马家沟组马五₄— 马五₁亚段29口取心井（见图1）的353.52 m岩心精细观察与描述, 结合1 000余块薄片分析, 发现该层位高频向上变浅序列发育良好, 按纵向岩性序列可分为以下4种类型：①泥质白云岩（— 泥晶白云岩）— （含）溶模孔泥粉晶白云岩（— 泥晶白云岩）（见图4a、图4b）; ②泥质白云岩— 粘结砂屑白云岩— 凝块白云岩（见图4c）; ③泥质白云岩— 纹层状泥晶白云岩— 颗粒白云岩— 叠层白云岩— 纹层白云岩（见图4d）; ④微生物白云岩、颗粒白云岩与（含）溶模孔泥粉晶白云岩（见图4e、图4f）的复合序列。

图4

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	图4 苏里格气田东区马五4— 马五1亚段向上变浅序列类型（GR— 自然伽马, API）

从单个（含）溶模孔泥粉晶白云岩的序列岩性组合看, 岩性从泥质白云岩（— 泥晶白云岩）— （含）溶模孔泥粉晶白云岩（— 泥晶白云岩）的变化, 反映了海侵初期盐度相对正常, 向上逐渐封隔浓缩和咸化。石膏和石盐等蒸发盐类矿物可从高盐度海水中沉淀, 从而形成分散状赋存于泥粉晶白云岩中的蒸发盐类矿物。从微生物白云岩、颗粒白云岩与（含）溶模孔泥粉晶白云岩的共生组合序列看, 向上变浅序列岩性可从（含）溶模孔泥粉晶白云岩向上变为具逆粒序的颗粒白云岩或微生物白云岩, 再复变为（含）溶模孔泥粉晶白云岩（见图4e、图4f）, 表明（含）溶模孔泥粉晶白云岩应该形成于浪基面之下的低能环境。而在复合的变浅序列中, 微生物丘滩之上, 仍然出现（含）溶模孔泥粉晶白云岩, 这可能与丘滩体叠置迁移, 导致向上逐渐封隔, 浪基面扰动深度协同减小有关。结合前述的溶模孔形貌特征, 可以认为其古环境应该是从蒸发海水中沉淀成因, 而非前人认为的是潮间— 潮上环境。

据此认为, 研究区马五₄— 马五₁亚段存在局限海— 蒸发海、局限海— 颗粒滩— 台坪、局限海— 微生物丘、局限海— 蒸发海— 微生物丘（滩）4种向上变浅的古环境演替序列, 其中蒸发海、颗粒滩、微生物丘等有利储集相带主要发育于沉积序列的中上部。从复合序列看, 表明古环境的向上封隔浓缩也可能与微生物丘（滩）的叠置迁移相关。台地内, 向上变浅序列的发育, 也说明区内极可能存在高频海退驱动的早期暴露。

①岩性突变面与暴露面。高频沉积旋回顶部与上覆的另一旋回初始海侵沉积之间, 主要以岩性突变的不平整界面分隔, 主要呈现深灰色云质泥岩/泥粉晶白云岩（或溶模孔白云岩）和云质泥岩/无定形的近原地角砾岩等岩性突变面（见图5）。通过T42井和T14井的典型取心序列表明, 岩性突变面之上的纹层状暗色云质泥岩或泥质白云岩向上逐渐相变为纹层状白云岩或泥晶白云岩, 表明其应是上覆的沉积产物, 而非加里东期— 海西早期岩溶系统充填物（见图5）。因下伏岩溶微地貌坡折, 暴露面之上的上覆高频海侵初期沉积加载, 常发育重力断层和滑塌沉积（见图5i）。在早期旋回的岩溶系统中, 可见典型的后期的高频海侵沉积物充填特征（见图5h、图5j）, 这是高频早成岩期岩溶最为直接的证据。

图5

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图5 苏里格气田东区马五4— 马五1亚段早成岩期岩溶特征 （a）T42井, 岩心, 3 405.78 m, 马五2亚段, 褐灰色泥晶白云岩, 下部为深黑色泥质白云岩; （b）T42井, 岩心, 3 405.90 m, 马五2亚段, 深灰色泥质白云岩夹灰黑色海侵泥质沉积物; （c）T42井, 岩心, 3 406.02 m, 马五2亚段, 灰黑色泥质白云岩, 可见薄层状褐灰色泥晶白云岩; （d）T42井, 岩心, 3 406.12 m, 马五2亚段, 暴露侵蚀面, 暴露面之上为灰黑色泥质白云岩, 之下为褐灰色灰质角砾白云岩、去云化; （e）T42井, 岩心, 3 406.22 m, 马五2亚段, 褐灰色灰质角砾白云岩, 去云化; （f）T42井, 岩心, 3 406.28 m, 马五2亚段, 褐灰色灰质泥粉晶白云岩、去云化; （g）T42井, 岩心, 3 406.48 m, 马五2亚段, 褐灰色灰质角砾白云岩, 去云化; （h）T42井, 岩心, 3 406.66 m, 马五2亚段, 褐灰色灰质角砾白云岩, 去云化; （i）T14井, 岩心, 3 612.48 m, 马五4亚段, 褐灰色藻纹层白云岩, 重力断层与滑塌变形; （j）T14井, 岩心, 3 612.66 m, 马五4亚段, 暴露面, 之上为灰黑色泥质白云岩, 之下为去云化的褐灰色灰质角砾岩, 角砾间为上覆高频海侵沉积物充填; （k）T14井, 岩心, 3 612.80 m, 马五4亚段, 褐灰色花斑状灰质白云岩; （l）T14井, 岩心, 3 612.96 m, 马五4亚段, 深灰色花斑状灰质白云岩, 去云化, 近水平溶洞为渗流物和方解石全充填; （m）T14井, 岩心, 3 613.06 m, 马五4亚段, 浅灰色灰质白云岩, 去云化; （n）T14井, 岩心, 3 613.25 m, 马五4亚段灰色灰质白云岩, 去云化

②选择性溶蚀与渗流充填物。选择性溶蚀主要发育在（含）溶模孔泥粉晶白云岩中（见图3c）, 以形成溶模孔为特征, 偶见颗粒岩的粒内选择性溶蚀, 主要表现为粒内溶孔（见图3m）。溶模孔内以方解石充填与白云石渗流粉砂半充填为主（见图3g）, 偶见中下部渗流粉砂疏松充填, 与上部未充填或方解石充填部分构成示顶底构造（见图3g）。

③花斑状溶蚀和角砾化。花斑状溶蚀或海绵状溶蚀是早成岩期岩溶的典型特征^[18]。马五₄— 马五₁亚段高频旋回内此类溶蚀特征发育, 由深色的泥粉晶白云岩原岩和岩溶改造相对强烈的褐灰色的泥粉晶白云岩构成, 因颜色差异而形成斑块状（见图3b）。角砾化在马五₄— 马五₁亚段的高频旋回中普遍发育, 甚至出现整个旋回角砾化现象。角砾颜色较浅, 粒径变化大, 多呈无定形或塑性, 一些角砾与邻近的围岩或角砾具有可拼合性（见图5h、图5j）, 角砾间可为渗流物或后期高频海侵沉积物充填（见图5h、图5j、图5l— 图5m）。

④溶沟、溶缝、溶洞及充填物。马五₄— 马五₁亚段高频旋回内溶沟、溶缝及溶洞发育, 根据其产状特征, 可分为水平溶缝、垂直溶沟和水平溶洞, 可见溶沟、溶缝切割溶模孔现象。溶沟、溶缝多发育于旋回上部, 而水平溶缝和层状溶洞发育于旋回中下部, 但中上部也可发育水平溶缝和小型溶洞（见图6）。这些岩溶系统边界不规则, 内部充填物多样, 可为渗流砂、近原地角砾和后期初始海侵沉积物充填（见图5j、图5k）, 一些小型溶洞可为泥质和方解石充填, 形成示顶底构造（见图5l）。

图6

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	图6 T51井3 427.72~3 430.83 m段（马五1亚段）向上变浅序列与岩溶特征 （a）含溶模孔泥粉晶白云岩, 连通的溶模孔充填程度高, 铸体薄片, 单偏光; （b）含溶模孔泥粉晶白云岩, 连通的溶模孔充填程度高, 铸体薄片, 单偏光; （c）亮晶颗粒白云岩, 含竹叶状砾屑, 淡水白云石胶结, 铸体薄片, 单偏光; （d）含溶模孔泥粉晶白云岩, 铸体薄片, 单偏光; （e）泥质泥晶白云岩与泥粉晶白云岩互层, 普通薄片, 单偏光

⑤去云化与大气淡水胶结物。受暴露岩溶的影响, 高频向上变浅序列的中上部, 常因岩溶影响而去云化, 从而形成旋回中上部的灰质角砾岩（见图5d、图5e、图5g、图5h）和花斑状灰质白云岩（见图5k、图5l）。同时, 在颗粒岩中, 可见干净白云石胶结物出现在颗粒的某一侧或颗粒的接触处（见图3k）, 有的因持续淡水影响而呈现泥晶化特征（见图3l）。这类淡水白云石是早期大气淡水渗流带的典型识别标志^{[20, 21]}。

根据上覆高频海侵沉积物进入早期岩溶系统的特征, 可以确定区内马五₄— 马五₁亚段存在明显的高频海平面驱动的暴露和早成岩期岩溶, 伴以花斑状溶蚀、近原地角砾化和大气淡水胶结物等典型特征, 足以证明马五₄— 马五₁亚段碳酸盐岩受到早成岩期岩溶叠合改造影响。从区内高频旋回上部普遍角砾化来看, 其可能为准同生期中长期暴露^[22]。

前已述及, “ 溶模孔” 泥粉晶白云岩原岩可能为含蒸发盐矿物泥粉晶白云岩, 因硬石膏和石盐矿物溶解度是碳酸盐沉积物的30~70倍^{[23, 24]}, 当高频较长时间暴露时, 蒸发盐矿物首先溶蚀和迁移形成溶模孔, 因而有理由认为, 高频早成岩期岩溶作用是马五₄— 马五₁亚段溶模孔形成的主要动力。

对于高频暴露驱动的早成岩期岩溶的判识, 虽然岩心和镜下岩石学证据已能很好地确定, 但是为了更为直观地提供岩石学证据, 选取3个完整的岩心序列并配以典型序列的微观特征予以精细解剖。

3.2.1 旋回1：纹层状泥质泥晶白云岩— 泥粉晶白云岩— （含）溶模孔泥粉晶白云岩

该旋回顶、底部均以岩性突变构成的不平整面与早期高频旋回分隔, 根据序列岩性组合和岩溶特征, 自下而上可以划分为以下5个单元（见图6）。

①单元Ⅰ （厚17 cm）：灰色纹层状泥粉晶白云岩, 代表旋回初期的快速海侵沉积。

②单元Ⅱ （厚28 cm）：灰色泥粉晶白云岩, 岩性致密, 作为暴露岩溶的隔水层, 岩溶不发育。

③单元Ⅲ （厚78 cm）：褐灰色含溶模孔泥粉晶白云岩, 岩溶主要体现为蒸发盐矿物的溶解和迁移, 形成溶模孔, 同时, 局部区域因差异岩溶和渗流充填而呈现初始的小型花斑化。

④单元Ⅳ （厚13 cm）：褐灰色含溶模孔泥粉晶白云岩, 斑块状岩溶明显, 局部因优势岩溶通道切割而开始角砾化。

⑤单元Ⅴ （厚15 cm）：褐灰色含溶模孔泥粉晶白云岩, 因受溶模孔逐渐联通形成的优势岩溶通道等的切割和渗流物充填而呈现角砾化, 残余的溶模孔也因渗流物等充填而使储集性能变差。

基于序列岩溶特征可将垂向岩溶序列分为近地表岩溶带（近地表角砾化带, 单元Ⅴ ）— 垂直渗流带（花斑状岩溶带, 单元Ⅳ 和单元Ⅲ ）。从规模看, 其以垂直渗流岩溶带发育为特征, 与经典的风化壳岩溶分带相比, 缺乏深部缓流带, 岩溶带的规模相对较小。同时, 因本旋回水平潜流带刚开始发育, 指示其岩溶强度中等偏弱, 但对储集层的优化改造作用明显。

3.2.2 旋回2：颗粒白云岩— （含）溶模孔泥粉晶白云岩

该旋回顶底皆为不平整的岩性突变面, 底部是薄层状泥晶白云岩与下伏的角砾化泥粉晶白云岩分界, 顶部为深灰色泥质泥晶白云岩与（含）溶模孔泥粉晶白云岩分界, 自下而上可以划分为以下6个单元（见图6）。

①单元Ⅰ （厚15 cm）：褐灰色砂屑白云岩, 代表快速海侵、海域水动力增强; 该单元岩溶作用相对较弱, 体现为粒间孔的扩溶和白云石渗流砂充填。

②单元Ⅱ （厚10 cm）：褐灰色砂屑白云岩, 与单元Ⅰ 构成逆粒序; 该单元底部发育近水平状的网状优势岩溶通道, 其切割使原岩开始一定程度角砾化。

③单元Ⅲ （厚10 cm）：褐灰色含溶模孔泥粉晶白云岩, 岩溶作用较弱, 主要呈现花斑化特征。

④单元Ⅳ （厚23 cm）：褐灰色含溶模孔泥粉晶白云岩, 以近水平状优势岩溶通道发育为特征, 并开始形成厘米级的近水平溶洞, 但充填物为渗流物和优势岩溶通道切割的假角砾, 缺乏机械成因角砾, 表明水平潜流带溶洞处于初始发育期; 其物性因混合充填而变差。

⑤单元Ⅴ （厚68 cm）：褐灰色含溶模孔泥粉晶白云岩, 以溶模孔和近水平溶缝发育为特征, 溶缝充填物颜色与下一旋回初始海侵沉积物相似, 微观上为白云石渗流砂和泥质构成; 岩心上, 水平溶缝下部为溶模孔较少的泥晶白云岩, 表征海水盐度降低; 水平溶缝的发育可能与海水间歇性补给与盐度降低有关, 溶模孔不发育的泥粉晶白云岩作为隔水层, 致使之上发育水平溶缝。

⑥单元Ⅵ （厚4 cm）：褐灰色含溶模孔泥粉晶白云岩, 下部近水平状溶缝, 上部角砾化; 岩溶系统充填物明显有下一旋回初始海侵沉积物混入, 这也从序列特征上印证了具此类特征的岩溶为高频暴露驱动的早成岩期岩溶。

根据岩溶特征可将旋回2的岩溶带划分为近地表岩溶带（弱的角砾化和近水平溶蚀, 单元Ⅵ ）— 垂直渗流带（选择性溶蚀与近水平溶蚀, 单元Ⅴ ）— 水平潜流岩溶带（小型水平溶洞与近原地角砾充填, 单元Ⅳ ）— 深部缓流带（花斑状溶蚀, 单元Ⅰ — Ⅲ ）。与旋回1相比, 岩溶分带趋于明显, 且仍以渗流带岩溶发育为特征。不同之处为渗流带因岩性组合差异, 出现近水平状溶蚀。从规模看, 其水平潜流岩溶带较旋回1发育, 但未出现搬运角砾和洞穴垮塌角砾。这说明其岩溶强度仍处于中等, 但较旋回1强。总体而言, 岩溶对储集层改造仍以建设性为主。

3.2.3 旋回3：岩溶角砾岩

这类旋回特征为整个向上变浅序列均是岩溶角砾岩, 形成似层状的角砾岩段。角砾颜色和岩性多样, 可由灰色泥晶白云岩、褐灰色泥粉晶白云岩、含溶模孔泥粉晶白云岩和颗粒岩等构成, 但角砾成分仍是源内角砾（见图7）。角砾间充填物为白云岩砂、小砾、白云石渗流粉屑、洞穴化学沉积形成的方解石以及上覆高频海侵的泥质或泥云质沉积物（见图5h、图5j、图7）。角砾大小混杂, 尖棱角状与具磨圆的角砾混杂, 体现出机械搬运和垮塌成因。该序列表明其受到的岩溶作用影响强烈, 已经形成了一定规模的水平溶洞和浅表暗河系统, 后由于暗河搬运角砾和洞穴总体垮塌而形成整体角砾化, 其可能是整体暴露时间和岩溶强度大所致, 也可能是受岩溶地貌单元控制, 发育于高频暴露期的局部高地的斜坡下部。从大量的整体角砾化序列统计来看, 岩溶角砾岩的角砾间极易为白云岩砂、上覆高频海侵沉积物等充填而使储集能力基本丧失（见图7）。

图7

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	图7 T44井3 623.68~3 625.49 m段（马五3亚段）向上变浅序列与整体角砾化 （a）角砾白云岩, 角砾间为泥晶白云岩充填, 普通薄片, 单偏光; （b）角砾白云岩, 角砾间为泥晶白云岩充填, 普通薄片, 单偏光; （c）角砾白云岩, 角砾颜色为浅灰色和深灰色, 角砾间为泥质、石英等充填, 普通薄片, 单偏光; （d）泥粉晶白云岩, 富泥质, 普通薄片, 单偏光

早成岩期岩溶以花斑状溶蚀、近原地角砾化及渗流粉砂充填而与晚成岩期风化壳岩溶相区分^{[16, 17]}, 研究区马家沟组马五₄— 马五₁亚段高频旋回上部以普遍角砾化为特征。这类角砾因大气淡水沿先期发育的白云石晶间隙流动, 首先溶蚀易迁移的蒸发矿物, 形成以膏模孔和盐模孔为代表的溶模孔（见图3c）, 随晶间溶孔和溶模孔构成的流体渗滤系统的建立, 当岩溶持续进行时, 相邻溶模孔和邻近晶间溶蚀微孔逐渐联接形成优势岩溶通道或强岩溶影响区（见图6）。若优势通道内岩溶影响时间较短, 通道内以近原地物质的溶蚀解离或晶粒变小为特征。优势通道内, 因物质成分差异变化而呈现斑块状, 称为花斑状溶蚀, 其优势岩溶通道与原岩界限相对模糊（见图3b）。当岩溶持续进行时, 优势通道逐渐联结形成网状系统, 并切割形成原地角砾化（见图3c）。而角砾形态受控于优势通道的三维形态, 因而显现出无定形或塑性角砾特征, 且邻近的角砾具一定程度的可拼合性（见图5h、图5j）。当岩溶持续进行时, 优势通道内的溶蚀产物逐渐因化学溶蚀和机械搬运迁移, 则发育成为溶洞, 但这类溶洞主要为近原地角砾、离散的渗流砂及上覆高频海侵沉积物充填（见图5j）。

如前所述, 岩心上可识别出多个向上变浅序列, 并在纵向上叠置发育, 暗示了海平面的频繁升降过程, 呈现出高频沉积旋回特征。就单个向上变浅旋回而言, 不同沉积旋回的岩溶发育程度具有差异性, 如, 选择性溶蚀、整段角砾化等。总体上, 岩溶发育程度自上而下呈现逐渐变弱的特征, 旋回中下部常以发育溶模孔、花斑状溶蚀、少量角砾为特征, 顶部常以发育溶沟、大量角砾为特征（见图6、图7）。由此判定岩溶发育程度受到单个沉积旋回顶部暴露时间长短或早成岩期岩溶微地貌单元的控制, 且暴露时间越长或处于高地边缘, 岩溶强度越大。根据上述岩溶发育特征, 大致划分出3个岩溶发育演化阶段（见图8）。

图8

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	图8 岩溶发育演化阶段及物性特征

4.2.1 选择性溶蚀与易溶矿物迁移阶段

成岩早期, 在蒸发盐矿物与碳酸盐沉积物共生体系中（见图8a）, 刚刚或还在经历海水成岩作用的沉积物遭受短期暴露, 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^{[23, 24]}, 从而会造成石膏、石盐等易溶矿物优先溶蚀形成溶模孔（见图8b）, 导致所谓选择性溶蚀作用的发生。此时, 基质白云石晶间溶蚀微孔尚未大量发育, 以溶模孔为主的储集空间相对孤立, 对储集层的改造体现为孔隙度提升, 但渗滤性能改善较小（见图8b）。

4.2.2 岩溶分带形成阶段

随着暴露时间增长或岩溶强度增大, 以基质晶间溶蚀微孔和溶模孔等早期孔隙系统构建的岩溶水输导体系得以改善, 优势渗流通道开始大量发育。在旋回的顶部, 发育的网状通道系统也因溶蚀晶粒变小和泥晶化使岩石特征出现近原地角砾化特征, 而优势通道因渗流物或上覆初始海侵沉积物混合充填而使物性变差。旋回中上部受大气淡水渗流影响, 岩溶通道使其呈现角砾化或花斑状溶蚀; 若原岩为颗粒岩, 可发育有较为典型的淡水白云石胶结物（见图3k）。在旋回下部, 因高频海侵形成的低渗层作为隔水层, 岩溶水主要呈水平缓慢流动, 并逐渐形成优势通道切割的假角砾化（见图8c）。若因上覆高频海侵而导致岩溶终止发育, 岩溶优势通道系统可为渗流砂、近源砂砾或上覆高频海侵沉积物混合充填（见图5h、图5j）。此阶段, 一方面岩溶通道因充填而使储集物性变差, 但因岩溶导致的组构差异化和上覆地静压力影响, 极易产生为裂缝; 另一方面因基质内晶间溶蚀进一步发育, 从而形成晶间溶蚀孔与溶模孔复合储集层, 储集性能进一步优化（见图8c）。

4.2.3 过度岩溶（整段角砾化）阶段

当长时间的暴露或岩溶强度更大时, 中上部优势岩溶通道持续扩展, 角砾化特征更为明显, 早期溶模孔储集层遭到破坏（见图3c）。而中下部的水平潜流带, 因溶蚀和机械搬运可发育似层状溶洞, 但因早成岩期固结程度不高, 极易为离散的角砾、砂和渗流物混合充填。或因上覆沉积时地静压力加载, 而导致整体坍塌, 而使得沉积序列的整段角砾化, 从而形成基质丰富、角砾各异的杂乱角砾岩段（见图7）。此时, 岩溶通道因细粒物质充填影响, 储集物性变差（见图8d）。

早成岩期岩溶在溶蚀过程中, 明显受到岩性、岩相的控制, 具有鲜明的“ 相控岩溶特征” ^[18]。研究区马五₄— 马五₁亚段主要储集层岩类为含溶模孔泥粉晶白云岩、颗粒白云岩以及微生物白云岩, 以发育良好的溶模孔、粒间孔、格架孔为特征, 这些岩石具有较好的孔渗性, 受岩溶改造明显, 并以发育花斑状溶蚀、溶沟, 溶洞、角砾化和混合充填为特征（见图3b、图3c）。然而, 不含溶模孔的泥粉晶白云岩普遍致密, 受岩溶改造较小（见图3a、图3e）。总之, 研究区马五₄— 马五₁亚段碳酸盐岩储集层是相控早成岩期岩溶成因, 其储集层预测应回归到沉积微相和早成岩期储集层发育规律。

根据岩溶强度, 可以将岩溶演化阶段分为选择性溶蚀与易溶矿物迁移阶段、岩溶分带形成阶段以及过度岩溶阶段。本次研究采用储集层的物性特征与演化阶段相结合的方法, 对采集的626组受岩溶影响的样品按照上述3个阶段进行分类, 进而讨论岩溶阶段与储集层的关系。结果表明：沉积阶段形成的易溶矿物, 如硬石膏、石盐, 更易进行选择性溶蚀, 形成孤立的溶模孔, 平均孔隙度为2.74%, 平均渗透率为0.26× 10^-3μ m²（见图8b、图8e）。随后, 溶模孔扩溶和基质晶间溶蚀微孔及其岩石组构差异化导致后期的微裂缝形成, 孤立的溶模孔之间相互连通, 极大地提高了储集层的渗透率, 储集空间类型为溶模孔、晶间和粒间溶孔, 此时储集物性最好, 平均孔隙度为3.62%, 平均渗透率为0.94× 10^-3μ m²（见图8c、图8e）。随着溶蚀作用的增强, 角砾化及角砾间细粒物质充填, 主要孔隙类型为残余溶模孔、残余基质微孔, 此时平均孔隙度最低, 仅为1.59%, 渗透率也很低, 为0.21× 10^-3μ m²（见图8d、图8e）。

因此, 有理由认为, 随着暴露时间的增加, 岩溶强度由弱变强, 岩溶影响范围从未发展到影响几乎整个向上变浅旋回, 岩石也逐渐从保存完好到整体角砾化, 孔隙度和渗透率具有先变好后变差的特点, 表明早— 中期暴露或岩溶强度弱— 中等的时候, 早成岩期岩溶优化储集层, 当岩溶强度进一步增大时, 储集层遭到破环。

4.4.1 加里东期— 海西早期风化壳岩溶对储集层的改造有限

前已述及, 研究区内马五₄— 马五₁亚段的3类储集岩的成因皆与高频早成岩期相控岩溶相关。而关于加里东期— 海西早期风化壳岩溶对储集层形成的贡献如何, 岩溶古地貌单元是否控制储集层发育也成为问题的焦点。为此, 本次研究选取Sh243井风化壳上下的取心段及过不同岩溶地貌单元的储集层对比剖面为例说明。

Sh243井奥陶系顶部取心段为马五₁亚段白云岩与上覆的本溪组铝土质泥岩直接接触。其风化壳岩溶具有如下几方面特征（见图9）：①岩溶影响深度较小, 一般为几米至十几米; ②岩溶系统为上覆的本溪组铝土质泥岩充填, 岩溶改造段呈具有氧化特征的杂色, 并混有粗粒陆源碎屑; ③岩溶也呈现对先期孔渗层更易叠合特征, 且对先期溶模孔层叠合形成杂色板块, 并破坏先期孔渗层, 如3 227.05~3 227.45 m井段; ④在紧邻风化壳处, 岩溶改造而形成小型残余溶洞。这些特征可与高频早成岩期岩溶的溶模孔、花斑状溶蚀、原地角砾化等典型特征相区别。总体而言, 加里东期— 海西早期风化壳岩溶叠合改造和破坏先期孔渗层, 但也可在先期孔渗层溶蚀改造形成新的少量小型孔洞。这一改造特征与区内1 500多口钻井少见放空和井漏等现象是相符合的, 也表明白云岩风化壳岩溶与灰岩风化壳岩溶的大缝大洞特征存在显著差异。

图9

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	图9 Sh243井3 219.57~3 229.57 m（马五1亚段— 本溪组）取心段岩溶及储集层特征

为进一步说明白云岩风化壳岩溶对储集层发育的控制, 本次研究基于已有的测井解释成果, 选取过岩溶高地、斜坡及沟槽等不同地貌单元的钻井剖面进行储集层对比分析（见图10）, 发现前述岩相控制的储集层发育与地层的保存状况有关, 而与岩溶古地貌单元关系较小。当不同地貌单元皆残余马五₄亚段时, 各井皆发育中上部的岩相控制储集层; 而当岩溶高地和斜坡皆残余马五₃亚段岩层时, 储集层发育可能受岩相横向变化控制, 如T13和T39井的马五₃亚段储集层发育位置相当, 此时, 岩溶沟谷因侵蚀使储集层段缺失, 容易误认为这类相控储集层发育与岩溶古地貌相关（见图10）。

图10

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	图10 过不同岩溶地貌单元的储集层对比剖面图（马五4亚段底拉平, ϕ — 孔隙度, %, 剖面位置见图1）

4.4.2 风化壳岩溶与侵蚀沟谷使源储邻接而控藏

与塔里木盆地奥陶系良里塔格组和鹰山组、四川盆地中二叠统茅口组相比, 研究区内马五₄— 马五₁亚段为白云岩和蒸发矿物分散混合的多旋回地层。受早成岩期相控岩溶影响, 研究区大量发育层位稳定、横向变化不均匀的似层状孔隙层（见图11a）。后期叠加加里东期— 海西早期长期的大气淡水淋滤和风化剥蚀, 形成全中国独一无二的, 卯梁交错、沟壑纵横的风化壳岩溶古地貌, 破环了早期相控型准层状储集层的连续性（见图11b）^[25]。

图11

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	图11 苏里格气田东区早成岩期相控岩溶控储、加里东期— 海西早期风化壳岩溶控藏模式示意图

但另一方面, 加里东期— 海西早期岩溶改造之后, 风化壳之上披覆了上古生界煤系。研究表明, 鄂尔多斯盆地中东部风化壳气藏烃源岩主要有两个来源：①来自马家沟组低丰度的海相泥质碳酸盐岩烃源岩, 主要生成油型气^[26]; ②来自上古生界煤系烃源岩生成的煤成气以及石炭系石灰岩生成的少量油型气所形成的的混合气^{[27, 28]}。研究区天然气组分以煤成气为主, 油型气为辅, 表明研究区烃源岩主要来自披覆于风化壳之上的上古生界煤系烃源岩^[29]。因而加里东期— 海西早期岩溶和侵蚀的最重要作用是使下古生界储集层与上古生界煤系烃源岩呈镶嵌式接触, 形成侧生侧储、上生下储的源储匹配关系, 侧向及垂向近距离运聚成藏（见图11c）。

总体而言, 加里东期— 海西早期风化壳岩溶破坏了早成岩期形成的孔隙, 仅在旋回上部形成了少量溶蚀孔洞, 表明加里东期— 海西早期岩溶对储集层的优化作用是有限的, 甚至是以破坏作用为主, 储集层仍主要受相控早成岩期岩溶所控制。但从后期地层充填特征来看, 更重要的是加里东期— 海西早期岩溶形成的沟槽使源储直接接触, 起到控藏的作用。综合认为马五₄— 马五₁亚段具有早成岩期相控岩溶控储、加里东期— 海西早期风化壳岩溶控藏的石油地质特征, 按此模式, 具有有利成藏条件的沟谷系统也将是下一步的勘探有利区。