古岩溶是地质历史由于沉积岩暴露或者构造作用引发的溶蚀作用的表现，因此可以作为划分层序界面的重要标志。由于区域性的大规模的构造运动所伴生的区域性风化壳岩溶，根据构造运动的规模一般可以作为1～2级层序界面（于炳松等，2007）。在研究区主要表现为怀远运动造成的早奥陶世的区域性风化壳岩溶及加里东运动造成的晚奥陶世—中石炭世风化壳岩溶。这两次岩溶分布广泛，发育稳定，是划分二级层序的良好标志。
表6.1 古岩溶的层序成因类型
在碳酸盐岩地层中，能够识别出的三级层序界面主要是I型和II型层序界面。这两类层序界面都是由于海平面相对下降所产生的，只是形成层序界面时，海平面下降的幅度和持续的时间不同。当海平面迅速下降且速率大于碳酸盐岩台地或滩边缘盆地沉降速率、下降幅度相对较大（一般下降70～150m）、海平面位置低于台地或滩边缘时，就形成了碳酸盐岩的I型层序界面。在I型层序界面上可广泛发育受淡水淋滤的溶蚀角砾。在上、下马家沟组这类层序界面特征表现明显，特别是在上、下马家沟沉积期，三级层序界面附近多伴生膏溶角砾岩沉积，这主要是由于南华北地区奥陶纪局限台地、潮坪湖地区广泛发育膏盐沉积所致。当海平面再次上升时这类层序界面被覆盖，受后期成岩作用改造强烈，在深埋阶段由于原始接触面的孔隙度好，是埋藏期岩溶发育的有利层段，对油气储集具有重要意义。但是经过构造抬升再次暴露后，膏盐多转化为粉末状粘土夹杂在灰岩角砾中。这一特点在鹤壁棋县奥陶系剖面中表现特别明显，在OSQ4和OSQ5之间的岩溶角砾中夹有大量粉末状红土，仅残留少量石膏假晶。
图6.5 鹤壁棋县上马家沟组一段剖面结构及同生期岩溶发育位置
同生期岩溶不仅是识别三级层序界面的重要标志，对划分高频旋回的期次也有重要意义。通过对鹤壁上马家沟组一段膏溶角砾岩在垂向上发育的层位及沉积微相的划分（图6.5），同生期膏溶角砾岩主要在三级沉积旋回的高位体系域发育，并可划分出四级旋回，在单个旋回的上部膏溶角砾岩最为发育。
6.2.1.1 高频层序界面与古岩溶发育的关系
同生期岩溶作用受海平面升降的影响明显，一般主要发育于相对海平面下降期，同时受到沉积环境的控制，多发育在潮坪、湖及台内滩环境，即主要发育同生期潮坪、台内滩型岩溶。
（1）同生期台内滩、潮坪型岩溶
整个奥陶纪研究区为碳酸盐岩台地型陆表海沉积，因此同生期台内滩、潮坪型岩溶发育。早奥陶世受海平面周期性升降的影响，同生期岩溶作用在本区多发生于间歇性暴露的潮坪和台内浅滩之中（图6.6）。早奥陶世冶里期，研究区开始抬升，发生海退，在登封、徐州一带准同生白云岩发育，主要为云坪、云灰坪沉积环境。主要岩性为灰、灰黄色泥质白云岩（准同生白云岩）及少量竹叶白云岩，其中准同生白云岩含量较高，可见潮上带标志，如冲刷面、鸟眼构造及干裂等。亮甲山期海平面进一步下降，高盐度的蒸发环境发育，在徐州一带为间歇性暴露的浅水潮坪，此时期在登封以竹叶状砾屑和砂屑为主的浅滩发育，受间歇性暴露影响。到中奥陶世下马家沟初期，广泛海侵，同生期岩溶作用减弱。下马家沟期末，海平面下降，在三门峡—郑州—宿州以北，广泛发育膏岩及膏溶角砾岩沉积，为同生期岩溶提供有利条件。经过再次海平面升降旋回后，上马家沟期末浅水潮坪发育。
图6.6 南6井下马家沟组鲕粒滩沉积剖面结构及同生期岩溶发育位置
台内滩、潮坪型同生期岩溶单个旋回的上部，位于潮上低能带，以藻叠层石白云岩、泥—粉晶白云岩为主，多处于大气渗流带中，可形成少量溶沟、溶缝、膏盐类矿物假晶和晶间溶孔等。单个旋回的中部，属于潮间高能带，主要由砂屑、砾屑白云岩构成，常处于大气淡水潜流带中，发育马牙状白云石胶结物、粒间溶孔、粒内溶孔和颗粒铸模孔等（图版Ⅲ—6），小溶洞中充填渗流粉砂。单个旋回的下部，属于潮下低能带，多由泥晶白云岩、泥质泥晶白云岩、灰质泥晶白云岩和颗粒白云岩等组成，主要位于海底潜流带，粒间发育少量纤状环边白云石胶结物，见少量残余粒间孔，局部见粒间溶孔、粒内溶孔和颗粒铸模孔等。
（2）同生期岩溶发育规律
整个奥陶纪海平面升降频繁，变化幅度大，因此在区域上同生期岩溶主要发育在登封—上蔡一带的潮坪相区。在地层沉积演化序列上，同生期岩溶多发育在高位体系域的末期，向上变浅序列的末端（图6.7）。表现为角砾状白云岩或膏溶角砾岩、溶蚀孔洞发育，但是溶蚀洞穴多被充填，充填物为淡水胶结物、膏溶泥质物及海相沉积物，但该段岩溶为后期岩溶改造的有利部位，发育深度可从几十厘米至几十米不等。
图6.7 南华北地区奥陶系同生期岩溶发育模式
6.2.1.2 三级层序界面与古岩溶发育的关系
通过河南鹤壁棋县及十八盘等野外剖面及钻井岩心观察，同生期层间溶蚀作用明显，最直接的表现是由同生期层间溶蚀作用形成的含膏溶角砾岩层、泥灰岩、白云岩组成韵律层的多次重复出现。层间岩溶主要是指沉积物沉积成岩阶段层间流体（有机酸溶液、压释水、热水、无机酸）顺层面在层间发生的溶蚀作用。这种溶蚀作用最容易发生在岩性不同的两个岩层面之间，在岩性不同的层面间，由于溶蚀流体对上下层间溶解后溶液中成分不同造成的pH值差异，岩溶作用比较强。这种岩溶作用界面在下马家沟组一段及上马家沟组一段发育，对应于三级层序OSQ3与OSQ5的底界面。
实验表明，在表生与相对浅埋藏的温压条件（低于75℃，20MPa）下，石膏或硬石膏的存在可不同程度加速白云岩的溶解，随着实验温度和压力的升高，石膏（或硬石膏）的存在将阻止白云岩的溶解（黄思静等，1996）。研究区中奥陶统广泛发育膏盐层，在准同生期的浅埋藏期，层间岩溶发育。由于石膏溶解速度很快（硬石膏的溶解速度是方解石的190倍），同时加速白云岩的溶解，但持久性比碳酸盐类岩石短暂，形态则与碳酸盐类岩溶相似，多形成膏盐角砾。
（1）层间岩溶的物质基础及发育条件
由第四章研究可知，区内中奥陶世潮上膏盐湖、潮间云坪、湖发育，特别是在上、下马家沟沉积期海退旋回中，广泛发育膏盐层沉积。由于石膏具有高度塑性，含石膏夹层的碳酸盐岩地层，其原始沉积结构很难长久保存。而整个奥陶纪，南华北地区处于构造隆升阶段，因此膏盐层一般在遭受溶蚀破坏之前均已遭到塑性流动和张拉破碎作用的破坏。当塑性物质在某种强大的挤压力作用下发生流动时，与其共生的刚性岩层由于层面拉力的作用往往发生张性破裂，同时塑性物质随即压入刚性的角砾之间。另外，在原始沉积过程中，石膏经过脱水排出结晶水也可以造成巨大的流体压力，这种流体压力可使尚未完全固结的沉积物发生流动，使岩层发生变形。
（2）层间岩溶的主要成岩作用
1）石膏的溶滤和岩层的沉陷作用。常温常压下，石膏的溶解度约为2g/L，比碳酸盐矿物（方解石、白云石）高5～20倍。当硫酸盐和碳酸盐矿物共生时，硫酸盐类矿物一般总被优先溶滤。最终碳酸盐组分和非溶物组分一起作为溶余残渣保存下来。由于大量石膏的溶滤，岩层体积缩小，顶板岩层发生沉陷。在各钻井中“角砾状泥灰岩”厚度有成倍地变化，在露头上“角砾状泥灰岩”顶板起伏很大，这些都表明沉陷作用是不均匀的。这种大面积的不均匀沉陷就像煤田采空区地面沉陷一样，必然引起上覆地层的裂隙化和破碎化。这应该是本区中奥陶统灰岩破碎化的主要原因。
2）去白云化作用。由于石膏溶解，水中钙离子浓度大大增加。在同离子效应支配下，CaCO3沉淀、CaMg（CO3）2溶解，结果方解石取代白云石（黄思静等，1993，1996），这就是在石膏溶液作用下岩石的去白云化作用，可用如下反应式表示：
Ca2++SO42－+CaMg（CO3）2→Mg2++SO42－+2CaCO3
去白云化作用的产物有两种：交代作用彻底时形成次生灰岩；交代作用不彻底则形成蜂窝角砾状白云岩。在上马家沟组灰岩中去白云化作用比较普遍，特别是在下马家沟组上部及上马家沟组上段。
（3）膏溶角砾岩的形成机制（图6.8）
在早期成岩阶段，由于水体盐度较高，膏盐沉淀形成多层石膏夹层。在碳酸盐岩层里有多层膏盐岩夹层存在，由于溶蚀性的差异，在这些夹层或透镜体的接触处产生局部含水层，发育局部岩溶作用，这样就产生地层中岩溶发育程度的不均匀性。这种不均匀性一旦发生以后，在成岩发育过程中就会表现得愈来愈强烈。当海平面下降或者构造隆升时，膏盐层受上覆地层压力或者构造作用发生挤压变形。在可溶性较差的碳酸盐岩层的基底沿着与膏岩层的接触带，岩溶作用比较强烈，而在不透水层以下的可溶性岩中，岩溶就不发育。在溶蚀破坏初期，先形成一些不规则的脉状角砾岩体，角砾岩体逐渐扩大，越到后期残留的石膏越少。如果在石膏层的下部是透水岩层，那么在石膏岩层底板上，就见不到强烈的局部岩溶发育。此外，在石膏岩层的上部，如没有其他岩层或松散物质覆盖，可溶性岩层直接裸露于地表，岩溶就更加容易发育。
图6.8 中奥陶统膏溶角砾岩形成机制
6.2.1.3 二级层序界面与古岩溶发育的关系
（1）埋藏期岩溶
1）埋藏期溶蚀流体及溶蚀作用。在中-深埋藏环境中，溶蚀流体主要为有机酸溶液、压释水、热水、无机酸。酸性流体主要来源于有机质成熟过程中产生的有机酸、CO2及H2S，其次来源于泥页岩的酸性压释水及其他地下酸性水。矿物反应产生的CO2及深部来源的CO2都可能作为其他地下酸性水的来源。有机质成岩过程中生成的流体，主要形成于盆地演化的后期，由有机质的成熟作用及续发的烃类降解作用中产生的有机酸及各类气体所致（Surdam et al.，1982，1984）。这些有机酸和气体对地下流体系统的侵入，改变了地层水的化学性质，使之具有溶蚀碳酸盐岩的能力。碳酸盐岩经过胶结、压实、压溶作用之后，岩石骨架变得稳定而又坚固，岩石孔隙度基本上降低到最低限度。在封闭的埋藏环境中，碳酸盐岩地层的总孔隙度基本上保持不变，溶蚀作用和胶结作用处在一个物质—空间相平衡的状态中，即溶蚀量近似等于胶结充填量。虽然地层的总孔隙度基本保持不变，但是通过溶蚀—充填作用，地层的孔隙组构却发生了变化，造成孔隙度的转换，使局部的孔隙度升高或降低，导致储层发育位置的变化，储层质量从而向好、坏两个方向转化。南华北地区存在寒武系、中下奥陶统和上覆太原组等多套烃源岩。这些烃源岩在有机质成岩过程中可能都提供了一定数量的有机酸和CO2，增加了地层水对奥陶系碳酸盐岩溶蚀作用的能力，但是不同区块的地层序列、埋藏史和有机质演化史存在着明显的差异，即使是同一套烃源岩在不同地区的有机质热演化史也有差别。根据本区下古生界烃源岩289块碳酸盐岩样品常规分析表明，其镜质体反射率R。一般为1.64%～2.32%，山西组底部煤层的镜质体反射率甚至已达到2.41%（周参7井）～3.4%（南3井）之高，热演化程度较高，达到了过成熟阶段（李余生等，1996）。根据所测的太参3井下古生界碳酸盐岩裂缝充填脉中8个包裹体样品的32个数据，包裹体温度主要集中在100～150℃范围，其中以120～140℃为最多，占总包体数的44%左右，其平均温度为128.7℃。下古生界地层的烃源岩要达到这样高的成熟度和地层温度，必须要有一定的埋藏深度。据太康地区钻井资料，在丁庄—邸阁背斜中奥陶统上覆地层现保留的最大厚度不过1900多m，这样的覆盖厚度不能促使下古生界地层达到如此高的成熟度和地层温度。而三叠系原始沉积厚度超过3000m，显然研究区下古生界烃源岩的生油气高峰期最迟是在三叠系沉积末期。烃源岩的演化表明，埋藏期古岩溶的主要溶蚀作用发生在燕山运动之前。
2）发育规律。加里东运动后自晚石炭世开始，华北地台整体下降，接受了晚石炭世至二叠纪的沉积，奥陶系碳酸盐岩进入埋藏封闭作用水文地质期。奥陶纪灰岩被上覆石炭系—二叠系沉积物所掩埋，地层压实不断挤出压实水（主要是上覆地层的压实水，又称为压释水）。压释水进入奥陶纪灰岩岩层中并与之作用（伴有温度、压力等因素变化）而发育的岩溶。三叠纪开始的印支运动，使本区之前的新老沉积层发生褶皱变形，特别是早侏罗世末开始的燕山运动—古近纪早期的喜马拉雅运动，不仅使早期断裂复活，且产生了许多新的张扭性、张性断裂并随之伴有多期岩浆喷发，局部背斜或隆起处产生强烈剥蚀，致使奥陶系碳酸盐岩裸露地表遭受淋滤作用，但大部分奥陶系碳酸盐岩仍处于深埋状态。在中生代强烈构造作用和岩浆活动条件下，大气淡水和深部热液通过局部奥陶纪灰岩露头或断裂进入奥陶纪灰岩岩层中并与之作用而发育岩溶。一般在充填带的下方或下倾方向，即流体来源方向，则可能是溶蚀孔洞缝的发育带。埋藏有机溶蚀次生孔隙总是在具有先期孔洞的储层中发育，尽管这些先期孔洞已不同程度地被充填，但其充填残余部分仍然是地下流体渗流的通道。本区奥陶系碳酸盐岩地层由于埋藏时间长，经历了多期构造运动的影响，因而产生了多种埋藏期成岩流体运移通道：先期存在的孔隙层或孔洞层、断层及裂缝系统、不整合面、缝合线构造。由于上覆地层持续广泛埋藏，随埋深增大，上覆石炭系、二叠系煤系地层压释水携带有机酸、H2S、CO2等进入，并形成一定的地下水循环途径而发育岩溶，同时温度、压力增大及粘土矿物、石膏的脱水均有利于白云岩溶蚀。埋藏岩溶广泛发育，主要以塑造小型洞穴体系为主；受压释水循环途径控制，溶蚀区以建造孔洞为主，充填物主要为方解石、次生灰岩、次生矿物及炭质、沥青质等。其间发育的岩溶主要有4种特征类型：即裂缝—孔洞状云岩、孔洞状云岩、膏溶角砾岩及充填—交代岩。孔洞状云岩的孔洞、裂缝以未被充填或很少充填为特征，孔洞是含硬石膏结核云岩经同生岩溶或风化壳岩溶改造，再经埋藏改造发育而成。淡水白云石或方解石充填物全部或部分溶蚀后，有少量高岭石、沥青质等在孔洞内沉积或被铁白云交代，由于本期不时可出现高压流体而产生胀裂，故孔洞状云岩可在胀裂作用下进一步形成裂缝—孔洞状云岩。
（2）风化壳岩溶
1）风化壳岩溶的分带特征。现代岩溶研究表明，风化壳岩溶发育的分带现象受其地下水运动的控制。侵蚀基准面不仅控制了风化壳古地貌的发育，同时控制了地下水水位的升降运动。地下水运动及其分带总是趋于与侵蚀基准面相一致的状态，通常情况下侵蚀基准面即是地下水的排泄基面，于是决定了风化壳内地下水由补给到排泄运动的基本分带特征。地下水运动基本规律大体以潜水面为界，其上为大气降水补给的垂直循环带；垂直循环带至潜水面，地下水运动由垂直转为水平，故进入水平循环带，水平循环带内水流速度最快的部位是在潜水面附近，越往深部流速越低，直到趋于停滞。水平带之下更深的循环称之深部循环带。地下水位的形态大体与地形形态相似，但水位变化的幅度略小于地形变化的幅度，地下水流动总是力图沿水力坡度最大的途径运动，但水流之间的相互排挤，总有一部分水流要沿水流坡度小的途径运动，于是产生了地下水的深部循环。但深部循环水仍向侵蚀基准面的位置排泄，因此地下水深部循环最深的部位在分水岭地区，向排泄区不断变浅，以至排泄于地表。以上是对于均质含水介质的模式描述，非均质含水介质地下水循环的特征变得更加复杂（图6.9）。地下水循环强烈地带，岩溶作用强烈，地下水循环特征控制了岩溶发育的分带性。垂直循环带形成垂直岩溶带，水平循环带形成水平岩溶带，深部循环带形成深部岩溶带。季节性变动带水位多变、水流速度快，故岩溶异常发育，往往在该带形成水平岩溶管道或暗河。水平岩溶管道的不断扩大，顶板失去支撑，在重力作用下将压裂或塌落，而形成巨大的洞穴。
图6.9 溶蚀台地水流模式及岩溶分带（据蓝光志等，1995）
2）发育规律。从中奥陶世沉积之后至中石炭世本溪组开始沉积前，历时约132Ma，这期间南华北地区奥陶系顶部普遍发育了风化壳岩溶。根据与上覆层压释水有关的次生黄铁矿发育深度推测，该期岩溶推进深度大体在150m左右；其后随着海侵的到来，岩溶洞穴不断被充填，继而在其顶部接受沉积，并被覆盖、埋藏，形成一个完整的发生—发展—消亡的古岩溶发育过程。借鉴上述现代岩溶发育的分带依据，其岩溶岩在剖面上如沉积岩溶一样也呈三段式结构，即上部的溶蚀—填积岩和塌积—拉裂岩、中部的水平洞穴沉积岩（或堆积岩）和底部的膏溶角砾岩（图6.10）。①残积角砾岩带（地表岩溶带）：残积角砾岩为风化壳顶部致密岩带，特别是受石炭纪沉积作用影响的残积角砾岩内的孔、洞、缝，除被同生淡水方解石胶结及风化残余粘土渗流充填之外，还受石炭系沉积物中沉积成岩组分的充填，这是造成残积角砾岩致密的主要原因，太参3井下古生界顶部残积角砾岩中有石炭系底部广泛发育的粉晶菱铁矿化产出是最好的例证。②垂直岩溶带：位于残积角砾岩底界到水平岩溶带上界。在该岩溶带，局部可见切割层理现象，裂缝上下两壁可以相互嵌合而恢复原岩面貌，裂缝多为云泥质物充填，可能为暗河洪水期冲积物充填所致。水平洞穴之上由角砾岩、假角砾化岩及拉裂岩组成，间互产出，其上覆有铝土岩。从可恢复它们的原岩叠置关系看，应是暗河洞穴引起的塌陷所造成，角砾岩是其直接产物，假角砾化岩及拉裂岩是其派生的。③水平岩溶带：水平岩溶带以水平洞穴砂砾岩出现为鉴别标志，故水平洞穴岩溶带产出的层位、厚度及井深则是水平岩溶发育状况的体现，受客观条件限制，对水平洞穴砂砾岩的厚度无法确定，只能对所见水平洞穴砂砾岩的井深层位加以肯定。④深部岩溶带：水平岩溶带下界到原生带之间谓之深部岩溶带。岩溶带发育深度的确定是确定风化壳厚度的关键，即研究区淡水影响的最大深度。研究区深部岩溶带下限应是硬石膏消失的下界或硬石膏出现的上界，在枣庄唐庄剖面硬石膏消失的下界层位是上马家沟组中段，但在中段上部内未见硬石膏出现，加之实际材料少，要确切定出深部岩溶带下限是不现实的。
图6.10 南华北奥陶系风化壳相模式