鄂尔多斯盆地东南部奥陶系马家沟组硬石膏溶蚀孔隙中的矿物充填及其成因

摘要

结晶器孔隙胶结作用是制约研究区储层物性的关键因素。鄂尔多斯盆地东南部奥陶系马家沟组硬石膏溶蚀孔中普遍被白云石、方解石、黄铁矿、石英等矿物充填，占模具总数的90%以上，导致孔隙体积显著减小。而盆地中东部靖边气田硬石膏溶蚀孔隙中极少被矿物充填，霉菌含量在30%以上，保持开放状态，成为良好的储集空间。研究表明，硬石膏溶蚀孔洞中方解石的填充相对负向δ¹⁸O值(-15.58‰~-8.96‰VPDB)为负值δ¹³C值(-7.56‰~0.26‰VPDB)解释为硫酸盐热化学还原(TSR)。较高的均质温度(140-234°C)和较高的盐度(19.13-23.18 wt。方解石中原生包裹体的% NaCl当量)证实了上述解释。白云石是TSR的副产物，在方解石的沉淀作用下富集Mg，形成了第二丰富的碳酸盐^{2 +}/ Ca^{2 +}孔隙水的比值。黄铁矿是由H₂S和Fe一起从TSR中释放出来^{2 +}在地平线上，它是由它的立方习惯支撑而相对较高的δ³⁴S值(10.50‰~24.00‰VCDT)。石英具有较高的均质温度(113-154℃)，被认为是经TSR沉淀的方解石和黄铁矿在低ph溶液中析出。鄂尔多斯盆地东南部古地理位置远低于靖边气田，在海水从东南方向涌入的过程中，靖边气田长期淹没在海相潜水环境的海水中。TSR的发生是由于孔隙水中硫酸钙富集，导致白云石、方解石、黄铁矿、石英等矿物充填在模具中，导致研究区低孔低渗。

1.简介

鄂尔多斯盆地东南部奥陶系马家沟组广泛分布硬石膏结核白云岩。硬石膏结节通常发生在解释为sabkhas的环境中[1，2]，潮间带至浅潮下[3.]，甚至更深的潮下环境[4］．本例中的硬石膏结核形成于蒸发潮坪相，但大部分被淡水淋滤[5］．结节状形态提示为石膏或硬石膏的前体。石膏通常在浅埋条件下脱水成硬石膏;因此，结核在深埋时通常被硬石膏填充。然而，在加里东造山运动期间的一次地面暴露过程中，硬石膏已被淡水溶解[6]形成了鄂尔多斯盆地的主要储集空间。然而，硬石膏的溶蚀孔隙通常被白云石、方解石、黄铁矿和石英等矿物填充，导致显著的孔隙度和体积减小。模具内的矿物质通常被解释为在近地表条件下形成的。然而，模子胶结可能发生在从造世到中代再到终代的埋藏周期的任何时间。

硬石膏溶解孔被方解石和白云石填满，可以解释为各种水文过程(如细菌硫酸盐还原)驱动下的碳酸盐取代硫酸盐[7- - - - - -9］．皮埃尔和鲁奇[7解释低δ¹³C值来自有机起源和低δ¹⁸细菌硫酸盐还原过程中释放的大量能量引起的O值。它也可能是活火山系统的结果[2]甚至与海水通过海中脊热液硬石膏循环有关[10］．据报道，蒸发岩结核的晚期方解石置换也与热化学硫酸盐还原(TSR)有关[11，12］．然而，最广泛记录的过程与活跃潜水区的大气水有关，而与深地下的大气水无关[13- - - - - -15］．硫酸盐的溶解和矿物的沉淀可以显著改变地层的孔隙度和渗透率。研究蒸发盐置换的结构和形成过程，具有经济和科学意义。以鄂尔多斯盆地东南部露头和井心为研究对象，通过薄片观测、稳定同位素分析、扫描电镜(SEM)和流体包裹体分析，研究蒸发岩置换的时间、过程和条件，为孔隙流体性质提供有价值的信息，预测储层质量。

2.地质背景

鄂尔多斯盆地位于中国中西部，是中国第二大盆地，面积达 ［16］．奥陶系马家沟组受盆地西部贺兰裂谷张拉作用的影响，裂谷肩隆起，形成中央隆起(又称“L”形古隆起群)[17- - - - - -19］．在地壳均衡补偿作用下，盆地中东地区形成了补偿性的陕北坳陷，在干热气候条件下沉积了硬石膏岩盐。靖边气田位于中部隆起与陕北坳陷的过渡带1)．靖边气田在局限-半局限台地发育了一套白云岩-细晶白云岩。研究区位于盆地东南部，远离中央隆起，沉积有蒸发台地相含硬石膏结节白云岩。

晚奥陶世加里东期盆地抬升，暴露140余万年，在马家沟组上方形成明显的区域不整合面[6］．奥陶系马家沟组可分为6段。6段大部分地区受侵蚀，仅在盆地南部发现，厚度为10 ~ 20 m。成员马₁对马₅遍布整个盆地，可向外延伸数公里。由于海平面的周期性变化，马家沟组沉积了一套海侵-海退旋回₁,马_3.和妈妈₅蒸发台地相中白云岩、硬石膏为主₂,马₄和妈妈₆段以灰岩和白云岩为主，处于开阔台地相1) [16，20.］．多达10个子成员(Ma₅¹,马₅²马,…₅¹⁰)已在成员5中确定，其旋回碳酸盐岩-蒸发岩段与短期海平面变化有关(图1) [5］．的马₅¹对马₅⁴亚段主要由细微晶白云岩、硬石膏、岩溶角砾岩和硬石膏结节白云岩组成。由于大气水对硬石膏结核的溶蚀作用，马上四亚段发育了有利的储层₅段，成为主要产气层。2014年钻探的伊坎1井生产 马燃气日₅¹和马₅⁴发育硬石膏结核、白云岩和裂缝的亚段。

靖边气田和鄂尔多斯盆地东南部硬石膏溶蚀孔隙均占孔隙类型的90%以上。结晶器孔隙胶结作用是制约研究区储层物性的关键因素。靖边气田硬石膏溶蚀孔隙以白云岩为主，占总孔隙度的70%以下，且孔隙丰富，保持开放状态，而鄂尔多斯盆地东南部一干1井硬石膏溶蚀孔隙以矿物为主，占总孔隙度的90%以上，导致孔隙度明显降低(图1)2) [21，22］．因此，靖边气田与鄂尔多斯盆地东南部孔隙度的差异主要是由硬石膏溶蚀孔隙的填充程度造成的。准确分析孔隙中矿物充填的成因，有助于了解流体活动过程，预测有效储层。

3.样本和方法

利用光学显微镜对鄂尔多斯盆地东南部一参1井奥陶系马家沟组2631 ~ 3132 m地层60余个样品进行了观察。采用靖边气田其他井的数据进行对比。

碳酸盐岩的手工标本是用一个小钻头选择性地从一个非常有限的区域获得样本的。用于碳氧分析的样品主要来自石膏模和白云石基质。提取石灰石、白云石和硬石膏的粉末样品(每个样品约30-50毫克)用于碳和氧同位素测量。将粉末样品加热除去有机物，然后与无水磷酸在真空下反应释放CO₂在25℃下放置24小时。的有限公司₂然后在斐尼根MAT251质谱仪上分析碳和氧同位素。所有的碳和氧数据都是相对于维也纳Pee Dee Belemnite (VPDB)标准的‰单位(Hoefs, 2009)。两者的精确度δ¹³C和δ¹⁸O测量值优于±0.1‰。使用melin型扫描电子显微镜(SEM)(卡尔蔡司公司)对超结构进行了研究，该显微镜工作在15-20 kV、10 nA光束下，工作距离为10 mm。利用背散射电子图像(BSE)观察矿物组成，利用中国石油大学(地球科学学院)的能谱仪(EDS)测定微米级斑的元素浓度和空间变化，生成高分辨率、高倍率的碳酸盐纹理图像。

对14个黄铁矿样品的硫同位素比值进行了分析。将30 mg黄铁矿与铜混合₂O在1100°C的真空下产生SO₂．所以₂然后用δ v +同位素比质谱仪进行分析。的δ³⁴S值是相对于维也纳峡谷Biablo三立石(V-CDT)标准而报道的[23］．精度优于0.1‰。

通过ZEISS Axioskop 40 a Pol和Linkam THMS600加热和冷却台进行了流体包裹体的加热-冻结分析。利用紫外荧光系统识别油气包裹体。最终熔化温度还有均匀化温度对所有样品进行了测量。均匀化温度和熔化温度的测量精度分别为±1℃和±0.1℃。根据标准方程将熔化温度转换为盐度值(等效wt.% NaCl) [23］．大部分样品的体熔化接近于NaCl共晶熔化。

4.结果

4.1.岩相学

硬石膏结核主要赋存于薄层状白云岩中，白云岩也与硬石膏层间赋存。薄层积白云岩中硬石膏结核的含量由下向上递增。结节呈球形、卵球形，在某些情况下呈拉长状，直径从1到2毫米不等(图3(一个)- - - - - -3 (d)而且4(一)- - - - - -4 (k))．同沉积和早期成岩的结节状和扭曲硬石膏构造是现代潮汐环境的共同诊断特征[10］．硬石膏结核部分或全部溶解，碳酸盐岩内部微观结构呈孔洞状，留下模子来增加储层的整体性质。靖边气田硬石膏溶蚀孔较发育，很少或部分被矿物充填(图3(一个)- - - - - -3 (d))．而在鄂尔多斯盆地东南部，结晶体通常被方解石、白云石、石英等胶结，导致部分岩心层段原生孔隙度显著降低。

4.1.1.白云石

在硬石膏溶蚀孔中发现了两种类型的白云岩。第一类是结节底部的细小结晶白云岩(见图)3(一个)- - - - - -3 (d)而且4 (c)- - - - - -4 (j))．结节底部的白云石晶体比基质白云石晶体大，尺寸在0.01 ~ 0.04 mm之间。结晶密度降低，尺寸从结节底部向模具中心增加。细晶白云岩通常位于结核的底部，作为“渗水粉岩”，形成指示层位顶部的顶岩构造。细小结晶白云岩占结节总数的60%-70%，其余孔隙开放(图3(一个)- - - - - -3 (d))或充满其他矿物质(图4(一)- - - - - -4 (k))．靖边气田孔隙主要被这类白云岩充填，其余孔隙开放(图2)2)．剩余孔隙占结岩的20% ~ 30%，形成了该单元的主要储集空间。

另一种白云石以自形白云石晶体形式存在于结核上部，晶体大小在50-500之间μ(数据4 (c)- - - - - -4 (e))．结晶呈菱形，表面浑浊。荧光图像显示，在结核底部渗流淤泥的孔隙中富含烃类包裹体，在白云石晶体的晶格缺陷中观察到一些烃类包裹体(图4 (f))．一些白云石晶体有微弯曲的晶体，波露消光，如鞍状白云石(图4 (g))．

4.1.2.方解石

不同于许多文献记载的由一系列不同类型的石英和碳酸盐岩相定义的同心结构[10，24]，本研究的结核通常由底部的“渗流粉砂”和顶部的碳酸盐岩相和石英组成。这些模具是由硬石膏溶解形成的，填充了块状方解石(图4 (h)- - - - - -4 (j))．方解石晶体的形态由孔隙空间的外层包络勾勒出来。单晶通常为粗晶至极粗晶约500-1000粒必威2490μ直径M。一些晶体是透明的，有交叉孪晶，显然没有蒸发包体(图4 (h))．如荧光图像所示，许多方解石含有原生烃包裹体4 (k))．

4.1.3.石英

石英被观察到填满了方解石，方解石与通常垂直于表面的长轴直接接触，它们是一个单自面体晶体(如图)4 (d)而且4 (h))．晶体透明，夹杂物少，呈单位消光或波状消光。单自面体晶体主要为六边形、双锥体，长可达0.5 mm。扫描电镜照片显示，模具底部细小结晶白云岩孔隙率高，自形黄铁矿和石英以及方解石晶体充填在模具孔隙中(图)4(左))．

4.1.4.黄铁矿

黄铁矿以毫米大小的立方晶体形式存在，分散在层状白云岩中，或在某些情况下在硬石膏溶解孔中(图4 (c)而且4 (e))．黄铁矿的赋存常伴有硬石膏，表明其与硬石膏的溶蚀作用密切相关。在透射光下，晶体显示黑色。扫描电镜下，黄铁矿呈白色，从EDS图像中识别出Fe和S光谱(图1)5)．

4.1.5.无水石膏

硬石膏存在于远离不整合面的地下岩心结核中，而在不整合面附近的结核中很少见到，说明不整合面附近的碳酸盐经历了相当大的蒸发岩后期浸出，形成了明显的次生孔隙。

4.2.地球化学数据

测定了方解石水泥和基质白云石的稳定同位素组成。数据绘制在图中6．方解石胶结物具有稳定的同位素值δ¹⁸O从-15.58‰到-8.96‰VPDB，平均-12.12‰VPDBδ¹³C从-7.56‰~0.26‰VPDB，平均-4.66‰VPDB。有基质白云岩δ¹⁸O从-10.95‰到-6.75‰VPDB，平均-8.47‰VPDBδ¹³C从-6.87‰到0.18‰VPDB，平均-1.84‰VPDB。硫同位素分析结果表明δ³⁴黄铁矿S值在10.50‰~ 24.00‰VCDT之间，平均为17.33‰( )．

4.3.流体包裹体均一温度

方解石中的流体包裹体大小在1-10之间μM，但大多小于5μm作为单个或组(图7(一)- - - - - -7 (c))．部分流体包裹体为液气两相包裹体，可分为原生包裹体和次生包裹体。原生包裹体作为单一包裹体出现在晶体中，或与其他包裹体分离(图7 (c))．研究中还使用了流体包裹体组合(FIA)的概念，因为它们是同一宿主矿物中同一来源的不同类型包裹体的共同出现[25］．利用紫外荧光系统识别油气包裹体。在光学显微镜下，液体烃类包裹体在透射光下呈浅棕色或草黄色，气体烃类包裹体通常为棕色(图7 (d))．一些气体烃包裹体在透射光中呈棕黑色(图7 (e)而且7 (f))，而在紫外荧光下，碳氢化合物总是显示荧光颜色由绿色(图7 (g))、浓黄色(图7 (h)而且7(我))，随着热演化程度的增加，颜色逐渐变为淡蓝色和橙色。

方解石和白云石中原生包裹体的均一温度在140 ~ 234℃之间( ）190和193°C ( )，分别(表1)．nacl当量盐度范围为19.13 ~ 23.18 weight %，接近岩盐饱和。必威2490硬石膏溶蚀孔隙中的石英充填物具有与伴生方解石胶结物相似的流体包裹体均一温度，范围为113-154℃，平均为131℃( )．

4.4.地层水总矿化度

地层水总矿化度分析如表所示2．鄂尔多斯盆地东南部奥陶系马家沟组地层水总矿化度很高，可达295.04 g/L，平均为150.31 g/L。水的类型主要是CaCl₂．地层水的高矿化度表明CaSO₄浓度非常高，如表所示2．

5.讨论

含硬石膏结节白云岩被解释为由萨勃喀蒸发潮坪的准同生白云石化方式形成[26］．硬石膏和白云岩循环层是潮下至潮上浅层蒸发作用的典型特征。加里东造山运动期间，在空中暴露的一段时间内，溶蚀模体被大气水渗透，因为它们被限制在不整合面以下的最上面10米[6］．然而，模具的胶结可能发生在后期的埋葬环境中。

5.1.硬石膏溶蚀孔洞中矿物充填的成因

5.1.1.方解石

干净的方解石不含硬石膏包裹体，说明它们在硬石膏被除去的开阔空间中生长缓慢，这被模具底部存在的渗水淤泥所证实。底部渗流淤泥中方解石和残留孔隙中的油气包裹体表明，方解石可能是在油气运移过程中与孔隙中溶解的硫酸盐发生反应时析出的。马家沟组原生孔隙水可能为普通海水-蒸发卤水，其寄主岩为下部浅层海相台地灰岩和上部广泛的蒸发相[27- - - - - -29］．在长期的地面暴露期间，盆地大部分地区的初始孔隙流体可能被大气水稀释[29］．结晶器内方解石充填的含水流体包裹体含量较高值(140-234°C)和高盐度(19.13-23.18 wt。% NaCl当量)。出现的流体盐度高于海水(约3.5 wt.%)，直接表明没有受到大气水的影响。排除了大气水的参与，尽管有很长一段时间的空中暴露表明，模具中的方解石填充可能发生在空中暴露事件之后，很可能是在埋藏条件下。方解石和白云石均一温度分别为140 ~ 174℃和190 ~ 196℃，反映了深埋藏成岩环境。因此，模具中的方解石填充被解释为来自盆地中局部保存的残余蒸发盐水的沉淀。碳酸盐岩储层与硬石膏相结合，如硬石膏溶蚀孔隙，是TSR的最佳位置，蒸发盐水残留在孔隙中。

硬石膏溶蚀孔中方解石的碳氧同位素组成进一步支持了这一解释。模具中可能存在碳氢化合物，方解石中碳同位素极低(-7.56‰~0.26 VPDB)(图6、表3.)表明方解石沉淀是在液态烃存在的情况下发生的[30.］．硬石膏溶蚀孔中方解石充填氧同位素的VPDB范围为-15.58‰~ -8.96‰，与基质白云岩中方解石充填氧同位素的VPDB范围为-10.96‰~ -6.75‰显著负相关(图1)6、表3.)表明温度升高的影响驱动了成岩碳酸盐岩的热分馏[31- - - - - -33］．因此，方解石最有可能是TSR的副产物，碳氢化合物在深埋条件下的高温下与残留孔隙水中的硫酸盐反应。由于自生方解石和白云石的沉淀，导致孔隙丧失。

最简单的TSR反应可以写成[34］

该反应为自生方解石的发生和碳被纳入方解石的有机物的氧化提供了最合理的解释[35，36］．

尽管TSR的最低温度存在争议，但现有数据表明，作为一种概括，TSR的最低温度范围约为100-140℃[必威249037］．因此，在大多数地质环境中，只要存在必要的“成分”(硫酸盐、活性有机物和一些还原形式的硫)，一旦温度达到这一范围，TSR就会发生[38］．由于加里东期的隆升和侵蚀作用，奥陶系地层一直被埋至晚白垩世[39)(图8)．地温梯度为36°C/km，地表温度为20°C, 100°C反映了早三叠纪约2200 m的深度。必威2490TSR在晚白垩世可从2200 m一直进行到最大深度约5000 m。必威2490

5.1.2.白云石

结核底部的细小结晶白云岩通常被解释为硬石膏的溶解和白云石溶质的再沉淀形成的“渗流粉土”。因此，这种白云石的成分与基质白云石相同，但晶体尺寸通常比基质白云石大。渗流粉砂的发生是后生阶段大气水冲蚀的典型特征。

硬石膏溶蚀孔中的乳白色、中至粗晶鞍状白云岩很可能为TSR白云岩。结晶器底部渗砂孔隙和白云岩晶体晶格缺陷中丰富的烃类，表明烃类的运移与结晶白云岩的形成是同步的。波露消光鞍状白云岩是典型的水热作用特征[33，40，这是由其高达193°C的均质温度所证实的。白云石是TSR的副产物，是第二丰富的碳酸盐。TSR白云岩几乎完全局限于与TSR方解石伴生的硬石膏白云岩。压力溶液被认为是镁的主要来源^{2 +}为TSR白云岩[37］．方解石的析出增加了镁的含量^{2 +}/ Ca^{2 +}孔隙水的比例，这也促进了白云化。

5.1.3.黄铁矿

黄铁矿普遍以立方自面体晶体(10-1000μM)在模具底部或周围。黄铁矿的立方性(以及草莓状黄铁矿的缺乏)可能表明其非细菌起源，在高温埋藏成岩作用中晶体生长速度相对较慢。

黄铁矿可由铁反应生成^{2 +}和S^{2 -}只要在联系。年代^{2 -}可起源于火山作用中的深部岩浆[41]，有机质脱硫[42]，细菌硫酸盐还原(BSR) [43，44或TSR。之前的研究表明δ³⁴深部岩浆S值为-5.6‰~ 5.5‰[45］．鄂尔多斯盆地是一个稳定的克拉通盆地，排除了火山作用的可能性。BSR形成的黄铁矿通常带负电δ³⁴S值，平均为-42.7‰~ -5‰[46，47］．BSR的已知地质环境范围从0°C到约80°C [必威249048，49］．方解石中流体包裹体的均一温度在140 ~ 234℃之间，此时硫酸盐还原菌停止代谢。的δ³⁴TSR黄铁矿S值普遍为正，据报道四川盆地灯影组黄铁矿S值为8.9‰~ 23.4‰[50]，上寒武系为30‰~ 33‰[36］．本研究的黄铁矿有一个范围δ³⁴S从10.50‰到24.00‰，平均17.33‰( )，这只能从TSR中获得。

H₂S是TSR最令人信服和最广为人知的副产品[51，52］．然而，H₂宜参1井S浓度极低，仅在2823.7 m处观察到，S浓度较低。黄铁矿广泛存在而H₂S是由于大量铁的存在^{2 +}在地平线上( ）(表4)．H₂TSR释放出的S最初溶解在H地层水中⁺和S₂^{2 -}反应(2)及(3.))。后者与Fe反应^{2 +}在数秒至数分钟内形成金属硫化物(反应(4))。H₂只要有贱金属可用，S就会以金属硫化物沉淀的形式几乎瞬间被有效去除[38］．的铁^{2 +}内容可以达到 (表4)在H₂一参1井S产层，具有丰富的H₂S从TSR释放。Fe之间的反应^{2 +}和H₂S降低了H的浓度₂S和增加黄铁矿的普遍赋存。

5.1.4.石英

蒸发岩的硅化通常被认为发生在重大埋藏之前(小于500米)[11］．石英通常被解释为从含较高硅浓度的溶液中析出，这些溶液来自碎屑石英和泥岩或周围碎屑沉积的其他硅酸盐的溶解。因此，石英对硬石膏的溶解和取代表明了二氧化硅过饱和地下水的循环[24］．在目前的情况下，石英中缺乏硬石膏包裹体表明石英比硬石膏的溶解晚。石英的自形形态表明，石英生长在足够的空间中，在那里硬石膏可能被移走，形成中央的空洞，后来才允许自形晶体生长。石英中流体包裹体相对较高的均一温度(113-154℃)，强烈提示其形成于较深的埋藏条件下，可能与TSR有关。石英被认为在动力学上有利于从低ph值溶液中析出[53- - - - - -55］．H⁺从方解石中释放(反应(1)和黄铁矿析出(反应(2)和(3))有望局部降低地层水的pH值，这有利于自生石英的析出。这可以很好地解释方解石与石英紧密的时空联系[55］．因此，在本研究中，硬石膏模中的自生石英充填是作为埋藏成岩过程而不是早期成岩过程形成的。

5.2.成岩作用演化及其与靖边气田的比较

鄂尔多斯盆地东南部古地理位置远低于靖边气田[56］．靖边气田沉积环境以潮上带白云岩扁亚相和含硬石膏的白云岩扁亚相为主，而鄂尔多斯盆地东南部则以潮间带硬石膏白云岩扁亚相和硬石膏湖亚相为主(图9)．当海平面下降时，潮上带靖边气田开始形成硬石膏结核。靖边气田蒸发时间越长，硬石膏结核越丰富，结核尺寸越大(图1)3.,数据9(一)和9(b))。

晚奥陶世加里东期造山运动隆升时，地层经历了大气水的淋滤，导致硬石膏结核溶解，使霉菌富集在硬石膏溶解水中(图9(c)和9(d))。石炭-二叠纪时期，随着海平面的升高，鄂尔多斯盆地东南部随后被南、东方向的海水淹没[22］．地层长期淹没在海洋潜水环境的海水中，导致孔隙水在海水中富集。由于海平面的周期性变化，原生海洋孔隙水在浅层埋藏过程中被少量的蒸发水局部改变，导致孔隙水富含硫酸钙(表5)2)．大多数矿物都具有亲水性，因此即使在含油气储层中，残留的水膜也会沿着颗粒骨架排列[57］．这种残余水的量一般为岩石孔隙体积的~10%。发生在溶液中的反应通常比气体和固体之间的反应快好几个数量级[58］．因此，碳氢化合物在残余水膜中与溶解的硬石膏溶液发生反应，而不是固气反应[34］．鄂尔多斯盆地自下古生界晚奥陶世加里东造山运动抬升以来，经历了连续的埋藏，直到早白垩世埋藏最深，如前人研究所示(图8) [39］．早三叠世2200 m埋藏温度已超过TSR所需的最低温度约100℃(以36℃/km为地温梯度，20℃为地表温度)，孔隙水中富集的硫酸必威2490钙将与烃类反应生成H₂S和CO₂．TSR将持续到最大埋藏约5000 m，相当于200°C的温度。必威2490根据本研究的岩石学和地球化学证据，方解石和白云石被解释为形成于晚成岩阶段(图9(e)和9(f))。方解石的空间分布，以及次生白云石、自生石英和黄铁矿的空间分布，结合碳氧数据进一步表明，硬石膏溶解孔洞中的方解石与硫酸盐热化学还原具有遗传关系。

与鄂尔多斯盆地东南部不同的是，靖边气田位于古地理构造高位，其开放体系中经大气水淋滤后的硬石膏溶蚀水被带走，使得模具处于开放状态(图1)9(e))。靖边地区内未出现东南向海水泛滥。由于孔隙水中缺乏溶解的硫酸盐，很少发生TSR反应。靖边气田部分地层虽然也有矿物充填，但充填程度远低于鄂尔多斯盆地东南部(图1)2)．因此，结晶器中形成的孔隙度得以保留，从而形成了靖边气田的高孔隙度和高渗透率2而且3.)．

6.结论

鄂尔多斯盆地东南部马家沟组上部广泛分布硬石膏块状白云岩。然而，硬石膏的溶蚀孔隙通常被白云石、方解石、黄铁矿和石英等矿物填充，这导致了显著的孔隙度和体积减小。硬石膏溶解孔洞中方解石的填充被解释为TSR副产物沉淀，其相对负性支持了TSR副产物的形成δ¹⁸O值(-15.58‰~-8.96‰VPDB)为负值δ¹³C值(-7.56‰~0.26‰VPDB)。较高的均质温度(140-234°C)和较高的盐度(19.13-23.18 wt。方解石中原生包裹体的% NaCl当量)证实了上述解释。白云石是TSR的副产物，在方解石的沉淀作用下富集Mg，形成了第二丰富的碳酸盐^{2 +}/ Ca^{2 +}孔隙水的比值。黄铁矿是由H₂S和Fe一起从TSR中释放出来^{2 +}在地平线上，它是由它的立方习惯支撑而相对较高的δ³⁴S值(10.50‰~24.00‰)。石英具有较高的均质温度(113-154℃)，被认为是经TSR沉淀的方解石和黄铁矿在低ph溶液中析出。

鄂尔多斯盆地东南部古地理位置远低于靖边气田，靖边气田在海水从东南方向涌入时，长期淹没在海相潜水环境的海水中。由于海平面的周期性变化，浅埋过程中少量的蒸发水局部改变了原生海洋孔隙水，使孔隙水富集硫酸钙。靖边气田位于古地理构造高位，未被海水冲出。由于缺乏富集的孔隙水，TSR很少发生。因此，结核中形成的孔隙被保存下来，很少被其他矿物填充，从而形成了靖边气田高孔隙度、高渗透率的特征。

数据可用性

本研究中提供的数据可向通讯作者索取。

利益冲突

作者声明没有利益冲突。

作者的贡献

概念化、方法学、初稿撰写均由刘立红完成。调查和写作(审查和编辑)由王春莲完成。资源和资金由杜志立获得。验证、可视化和项目管理由江华龚完成。所有作者都已阅读并同意出版版本的手稿。

致谢

国家自然科学基金(No. 41802173)、中央公益性基本科研业务费(No. 41802173)资助;KK2005)和中国地质调查局项目(编号DD20160175、DD20190106、DD20190708、DD20190090、DD20190606)。该工作是第一作者(北京大学)博士论文成果的一部分，导师为马永生教授(中国石化股份有限公司)和刘波教授(北京大学)，受到了广泛认可。我们非常感谢张雪峰博士的建设性意见和建议，大大改进了稿件。我们要感谢北京大学的刘宏光和蒋启才在处理样品时从孔隙中提取矿物。我们衷心感谢所有参与实地研究的人。

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