岩溶型(本文“岩溶”指狭义岩溶)碳酸盐岩储层常形成大型-超大型油气田，因而在油气勘探中占据重要地位。已发现的该类超大型(>10亿桶油)油田包括墨西哥白垩系黄金巷(Golden Lane)油田、阿联酋迪拜白垩系法塔赫(Fateh)油田、美国德州西部二叠系叶茨(Yates)油田等(Moore，2001)。

塔里木盆地塔北地区奥陶系风化壳岩溶储层发育，是主要的勘探目标之一。已有的研究表明，这些岩溶型储层大部分发育于中上奥陶统之间的不整合面之下，储层基质孔隙较差，溶洞和裂缝是主要的储集空间和渗滤通道(闫相宾等，2005)。哈拉哈塘地区位于塔北隆起中部，平面上东邻塔河油田、东南侧接哈德逊油田、北邻牙哈油田、西北侧接东河塘油田、西邻英买力油气田(崔海峰等，2009)。哈拉哈塘地区奥陶系具有丰富的油气资源，是近期塔北油气勘探的突破新区，同时也是目前塔里木油田公司进行开发前期评价的重点区域(崔海峰等，2009；倪新锋等，2010)。但在实际勘探过程中发现该区块地质条件复杂、储层非均质性极强，对储层发育规律的认识不清，理论研究严重落后于勘探实践。因此，开展本区岩溶型储层发育特征及岩溶模式的研究具有重要的理论和实际意义。本文拟在前期勘探和前人研究的基础上，通过对储层的沉积、构造演化特征分析，依据大量钻井、岩芯、薄片、地震响应等资料，探讨本区储层发育的主要岩溶期次和岩溶模式，为下一步储层预测和勘探实践提供理论借鉴。

哈拉哈塘地区在构造区划上位于塔北隆起南缘斜坡中部，其西部、北部和东部分别为英买力低凸起、轮台凸起和轮南低凸起，虽然在古构造背景中相对低洼，但总体上仍属于轮南-英买力奥陶系鼻状低凸起构造的一部分(图 1；崔海峰等，2009)。其南部紧邻满加尔生烃凹陷，资源潜力丰富，在其周缘已经发现了英买力、哈德逊、牙哈、东河塘和塔河等大型-超大型油气田(崔海峰等，2009)。该区区域位置十分有利，总勘探面积达4369km²(崔海峰等，2009)，具有良好的油气勘探前景。本次研究主要针对哈6区块(图 1)。

图 1

Fig. 1

图 1 塔北哈拉哈塘构造区划及研究区位置图(据倪新锋等，2010修改) Fig. 1 Structural units of northern Tarim basin showing location of Halahatang(modified after Ni et al.，2010)

哈拉哈塘含油气构造的形成与塔里木盆地的构造演化密不可分。塔里木盆地在震旦纪形成统一基底，并成为克拉通盆地(贾承造和魏国齐，2003；戴福贵等，2009)；早加里东期盆内以伸展作用为主，主要发育断陷盆地；中-晚加里东期盆地北部由拉张变为挤压环境，由于区域不均衡的构造抬升，轮南-哈拉哈塘-英买力地区形成一大型南倾斜坡(张宗命和贾承造，1997)，哈拉哈塘地区位于古隆起的南斜坡区(何登发等，2007；张光亚等，2007)；同时，由于构造抬升，一间房组、良里塔格组和桑塔木组沉积末期均发生暴露，桑塔木组、良里塔格组、吐木休克组在研究区整体由南向北依次剥蚀尖灭，最北部为志留系柯坪塔格组覆盖于奥陶系一间房组潜山之上；早海西期哈拉哈塘地区遭受持续性弱挤压作用，志留系和泥盆系稳定沉积(刘学锋等，1996)；中海西期南天山洋消亡，塔北处于NW-SE向的挤压应力场中，在早期大斜坡的背景上形成了东部NE-SW向的轮南大型背斜和西部英买力低凸起雏形，哈拉哈塘地区发育为轮南背斜向西延伸的鼻状凸起构造；晚海西期至印支期塔北断裂与断块活动强烈，哈拉哈塘全区发育巨厚火山岩构造，由于挤压应力的持续，英买力低凸起成型；印支末期英买力低凸起、轮南低凸起与轮台断隆共同夹持着哈拉哈塘地区，形成了与现今近似的基本构造格局，哈拉哈塘地区地层表现为北高南低的斜坡背景，志留系、泥盆系、石炭系、二叠系和三叠系南厚北薄；燕山至喜马拉雅期受库车坳陷整体沉降的影响，塔北隆起整体北倾并快速沉降，哈拉哈塘作为塔北古隆起的一个构造单元，中新生界和古生界部分地层随之发生“翘翘板”式构造反转，地层由北高南低转变为现今南高北低的构造形态(徐国强等，2005；焦志峰和高志前，2008；安海亭等，2009；高计县等，2012)。

多期构造运动，造成哈拉哈塘地区裂缝发育。区域上，自晚加里东期至喜山期主要发育4期裂缝(朱庆杰和王波，1999)，裂缝成因类型包括构造缝、风化缝、溶蚀缝和成岩缝。平面上，以一组“X”型共轭剪切断裂和一组反“S”型断裂为主要特征，在大断裂背景下发育多种类型次级断裂(高计县等，2012)。

哈拉哈塘地区发育震旦系-泥盆系海相沉积、石炭系-二叠系海陆交互相沉积和三叠系-第四系陆相沉积地层。其中，奥陶系蓬莱坝组以(半)局限台地相粉晶灰岩、含云灰岩、云质灰岩和灰质白云岩为主；鹰山组以开阔台地相台内滩和滩间海沉积的泥晶灰岩、砂屑灰岩为主，部分白云岩；一间房组以开阔台地相台内浅滩(砂屑滩和生屑滩)夹滩间海沉积，岩性以泥/亮晶生屑灰岩、砂屑灰岩为主；吐木休克组为淹没台地相-斜坡相沉积，岩性以泥晶灰岩和含泥灰岩互层为主；良里塔格组以陆棚斜坡相灰岩、瘤状灰岩和藻粘结灰岩为主；桑塔木组为混积陆棚相沉积，岩性以灰质泥岩、泥岩、泥质灰岩、含泥灰岩为主(表 1、图 2)。

表 1

Table 1

表 1(Table 1)

表 1 哈拉哈塘地区古生界地层简表 Table 1 Generalized stratigraphy of Paleozoic, Halahatang area

表 1 哈拉哈塘地区古生界地层简表 Table 1 Generalized stratigraphy of Paleozoic, Halahatang area

图 2

Fig. 2

图 2 哈拉哈塘奥陶系地层沉积相及层序地层综合柱状图 Fig. 2 Generalized Ordovician geogram,Halahatang area,showing sedimentary facies,sequence stratigraphy,possible seal and reservoir sections,and main karstification stages

研究区主要的储层段为奥陶系一间房组和鹰山组一段地层。其中，鹰一段以开阔台地台内洼地沉积为主，间夹台内砂屑滩沉积，横向展布稳定；一间房组沉积时期海水变浅，沉积相演变为开阔台地相台内滩亚相砂屑滩、生屑滩、鲕滩微相及滩间沉积，横向展布稳定，滩体时常暴露，形成层间不整合岩溶孔洞层，为奥陶系优质储层段(图 2)。纵向上，滩体不连续性发育，其间为滩间海低能沉积；横向上，多个滩体叠置、不连续性发育，单个滩体总体呈透镜状，厚度一般较小(<1米~几米)。平面上，台内砂屑滩呈片状、透镜状不均匀分布(图 3)，主要受控于当时的海底古地貌条件。

图 3

Fig. 3

图 3 哈拉哈塘一间房组地层沉积微相及其沉积末期的河流分布(据地震资料) Fig. 3 Micro-facies of the Yijianfang Formation and the paleostreams after its sedimentation,Halahatang area

储层岩石以粒屑结构为主，部分泥晶结构；岩性主要为灰岩，部分硅质灰岩，包括亮晶或泥晶砂屑灰岩、亮晶或泥晶生屑灰岩、砂屑亮晶或泥晶灰岩、藻灰岩和(含砂屑)泥晶灰岩(图 4)。生屑以棘屑为主，含有腕足类和三叶虫等。

图 4

Fig. 4

图 4 哈拉哈塘奥陶系一间房组地层主要岩石类型 (a)-H601-4井，1(13-14/69)块，亮晶砂屑灰岩；(b)-H601-4井，6649.84m，亮晶砂屑灰岩；(c)-H12-2井，1(6/56)块，泥晶砂屑灰岩；(d)-H12-2井，6676.62m，泥晶砂屑灰岩；(e)-H601-4井，1(19/69)块，亮晶生物灰岩，含较完整的生物化石；(f)-H601-4井，6653.23m，亮晶生屑灰岩，含大的棘屑；(g)-泥晶灰岩；(h)-H601-4井，6649.69m，泥晶藻屑灰岩 Fig. 4 Petrology of Ordovician Yijianfang Formation,Halahatang area

前人对塔里木盆地不整合面下的岩溶型储层进行了大量成岩作用的研究，划分了准同生岩溶、埋藏岩溶和表生风化壳岩溶作用(倪新锋等，2009)；区分了(1)对原始孔隙具破坏性的胶结、压实及硅化作用和(2)产生了次生孔隙的溶蚀、白云岩化、压溶和破裂作用等(艾华国等，1998；倪新锋等，2010)。其中，与抬升暴露相关的大气淡水溶蚀(岩溶)作用是本区奥陶系储层发育的关键(艾华国等，1998；何发岐，2002；倪新锋等，2009，2010)。岩溶作用的发育与区域海平面的下降密切相关。研究表明，奥陶纪共经历了多期、多幕的海平面升降旋回，在每次海平面下降的过程中，均对应了不同范围的岩溶型储层的发育(鲍志东等，2006，2007；吕海涛等，2009；倪新锋等，2009)。

哈拉哈塘地区的储层所经历成岩作用类型与塔北整体相似。由图 5可知，本区储层基质孔隙度极低，不能成为有效储集空间。而钻井、录井、测井、地震及试油气等资料显示，在一间房组和鹰山组一段地层钻井漏失和放空现象普遍(图 6)，洞穴、溶洞和裂缝是主要的储渗空间。因此，控制本区储层发育的主要因素是岩溶作用和破裂作用。

图 5

Fig. 5

图 5 哈拉哈塘一间房组和鹰山组岩芯储层孔渗关系图 Fig. 5 Measured borehole permeability versus porosity for Yijianfang and Yingshan formations,Halahatang area

图 6

Fig. 6

图 6 哈拉哈塘奥陶系碳酸盐岩钻井漏失和放空情况 Fig. 6 Blow off and dropout in Ordovician carbonates,Halahatang area

台地上升暴露造成岩溶作用发育，形成岩溶孔洞或洞穴，一般与以下因素相关：1)暴露程度；2)气候；3)岩性；4)相对海平面变化的速度(Mylroie & Carew，1995)。前人研究表明，哈拉哈塘地区东侧的塔河油田共发生了加里东中期Ⅰ幕、Ⅱ幕、Ⅲ幕、海西早期和海西晚期5个阶段的表生岩溶(吕海涛等，2009)。由哈拉哈塘地区的构造沉积演化史(图 2)可知，本区气候条件、沉积相和岩性及相对海平面变化速率均与塔河类似，总体岩溶阶段应与塔河一致，在一间房组沉积末期-吐木休克组沉积早期(加里东中期Ⅰ幕)、良里塔格组沉积末期(加里东中期Ⅱ幕)、桑塔木组沉积末期(加里东中期Ⅲ幕)、海西早期(泥盆纪早期)和海西晚期(石炭纪晚期)共发生了5次较大规模的海平面相对下降过程，发生的同生-表生成岩作用均对本区奥陶系地层产生了不同程度的影响。其中，在加里东中期Ⅱ幕岩溶发育时，由于塔北地区整体抬升幅度不大，良里塔格组部分剥蚀，且由于吐木休克组地层为泥质含量较高、砂屑含量较低的致密灰岩层，在良里塔格末期岩溶发育时，作为区域稳定隔水层，其下的一间房组和鹰山组地层含承压地层水，难以造成溶蚀，因此此期溶蚀对一间房组和鹰山组一段地层的影响较小。海西期的抬升则同样由于一间房组之上的吐木休克组、良里塔格组、桑塔木组地层的阻挡，而使该时期的岩溶作用难以影响到一间房组和鹰山组地层。而加里东中期Ⅲ幕岩溶作用，则因哈拉哈塘北部地区抬升并剥蚀了桑塔木组、良里塔格组和吐木休克组地层，一间房组出露地表而发生表生岩溶作用。因此，主要的岩溶阶段是加里东中期Ⅰ幕和Ⅲ幕。

加里东中期晚奥陶纪早期，本区发生了一次较大规模的海退(俞仁连，2005；张涛等，2005；鲍志东等，2006，2007)。一间房组地层由于构造隆升而发生大范围暴露。此时一间房组刚刚经历沉积-弱固结成岩过程，发生了部分海底胶结作用，由于岩石未经强烈埋藏压实、压溶和胶结作用，仍具较高的基质孔隙度和渗透率(倪新锋等，2010)。此类岩石在暴露后，一方面会发生风化和大气淡水溶蚀；另一方面也同时发生胶结，并固结成岩。具体表现在：(1)选择性或非选择性溶蚀孔洞的发育(图 7a，n)；(2)渗流带渗流粉砂充填物(图 7b，c)、重力悬垂胶结物(图 7e，f)；(3)潜流带胶结物(图 7g，h)；(4)虫孔构造(图 7i)、微亮晶藻灰岩(图 7j)、钙结壳(图 7k，l)、微不整合面(图 7m)等地表暴露岩溶标志。

图 7

Fig. 7

图 7 哈拉哈塘加里东中期Ⅰ幕岩溶发育特征 (a)-H7-1井，6581.5m,O2yj，含生屑砂屑亮晶灰岩，发育生物体腔孔(箭头)，其中亮晶方解石和沥青半充填；(b)-H9井，6620.2m,O2yj，亮晶砂屑灰岩，渗流粉砂(虚线框)；(c)-H15井，6590.12m,O2yj，亮晶砂屑灰岩，渗流粉砂(虚线框)；(d)-H12-2井，6676.62m,O2yj，亮晶质泥晶砂屑灰岩，示顶底构造(箭头)；(e)-H601-4井，6647.23m,O2yj，亮晶砂屑灰岩，重力悬垂胶结物仅在颗粒下部发育(箭头)，渗流带胶结；(f)-H601-4井，6653.57m,O2yj，泥晶藻屑灰岩-亮晶砂屑灰岩岩性转换面，遮蔽孔、重力悬垂胶结物(箭头)；(g)-H11-1井，6683.1m,O2yj，含砂屑泥晶灰岩，溶洞充填亮晶方解石和部分碎屑(箭头)；(h)-(7g)的微观照片，潜流带溶洞中柱纤状方解石相向生长，后期部分碎屑充填残余孔隙(箭头)，左为单偏光，右为正交光；(i)-H601-4井，6652.78m,O2yj，泥晶藻屑灰岩，生物钻孔构造(箭头)；(j)-H601-4井，6649.69m,O2yj，亮晶藻屑砂屑灰岩，藻纹层、微亮晶，暴露的标志；(k)-H601-4井，6648.72m,O2yj，亮晶砂屑灰岩，钙质结壳和钙纹层(箭头)，暴露的标志；(l)-H601-4井，6653.96m,O2yj，亮晶砂屑灰岩，含钙质结壳，表面具氧化边，暴露的标志；(m)-H601-4井，6654.2m,O2yj，亮晶砂屑灰岩，含微不整合面(虚线)，有碎屑充填(箭头)，暴露的标志；(n)-哈11-1井，6684.0m，含泥泥晶灰岩，箭头所指为早期形成的溶洞，后期由于压实作用，造成溶洞空间被完全挤压而消失，但残留洞壁具凹凸状、手感光滑 Fig. 7 Penecontemporaneous karstification during the first episode of Mid-Caledonian,Halahatang

岩石风化过程中，会产生风化缝，可能对准同生期岩溶的发育起到较大的促进作用(Guidry et al.，2007)。在溶蚀过程中，部分岩溶水体沿早期风化缝、节理缝等向下渗透，形成较大溶洞；大部分岩溶水体呈分散面状快速、均匀地向下淋滤，在潜水面之上的渗流带形成分散、均匀的溶蚀孔洞，这些孔洞以选择性的粒内孔、铸模孔、粒间孔(被部分胶结减小)和非选择性的溶蚀孔洞为主，规模较小，但相互连通(图 8a；Meyers，1988；Vacher and Mylroie，2002；Ritorto et al.，2009；Gulley et al.，2011)。但是，由于本期暴露岩溶作用持续时间较短，虽然在巴楚地区表现强烈(可见风化粘土层)，但在塔北地区至多仅造成2~4个牙形刺带的缺失(俞仁连，2005；张涛等，2005；鲍志东等，2006，2007；吕海涛等，2009)，没有发生古土壤化，暴露时间相对较短，无法发育大型岩溶作用，但该期暴露后形成大量的河流，可形成一定规模的短期岩溶。河流总体自地势较高的北部向南流动，局部河流走向受控于沉积古地貌，起源于沉积高地(滩)，汇聚于沉积洼地(滩间)(图 3)，之后台地迅速被淹没并沉积了吐木休克组地层。

图 8

Fig. 8

图 8 高渗灰岩和低渗灰岩岩溶发育模型(据Meyers，1988) (a)-高渗灰岩岩溶模型(diffuse karst model)：基质孔渗较大的碳酸盐岩发生岩溶时，岩溶水体沿基质孔均匀地呈片状下渗，发育近地表角砾岩和渗流带溶蚀，形成连通性较好、但规模较小的溶孔、溶洞和溶蚀扩大缝系统；(b)-低渗灰岩岩溶模型(confined karst model)：基质孔渗较小的碳酸盐岩发育岩溶时，岩溶水体只能沿局限的通道，如节理缝、层理面等下渗，发育潜流带溶蚀，形成近孤立的较大溶道、洞穴等 Fig. 8 Diffuse karst model(a)and confined karst model(b)(after Meyers，1988)

综合以上分析认为，一间房组沉积末期发育的岩溶作用使得一间房组地层普遍遭受弱淋滤作用，一方面形成规模较小的溶蚀孔洞和风化缝；另一方面岩石通过胶结作用完成固结成岩过程，一定程度的胶结在破坏了大部分原始孔隙的同时，使得岩石具备了较强的抗压实能力(Croizé et al.，2010)，从而对此期岩溶形成的次生溶蚀孔洞起到保护的作用，使其得以部分保存，成为后期岩溶作用的基础(图 8a)或现今油气储集空间。

一间房组和鹰山组一段地层，在吐木休克组、良里塔格组和桑塔木组沉积之后，埋藏深度最多可达几百米，此时虽然压溶作用不强，但由于浅埋藏压实和胶结作用而使加里东中期Ⅰ幕岩溶作用形成的溶蚀孔洞和风化缝部分被破坏(图 7n)，孔隙度持续降低，也有部分孔洞缝仍被保存下来，直至桑塔木组沉积末期，受构造运动影响哈拉哈塘被整体抬升，而以北部为甚，形成山区；南部地势较平缓。由于吐木休克组尖灭线以北桑塔木组、良里塔格组和吐木休克组均被剥蚀而依次出露地表，发生潜山岩溶；吐木休克组尖灭线以南地层则受北部水体顺层进入的影响，发生顺层岩溶。

北部一间房组地层在表生成岩期由于构造作用而抬升，直接接受大气淡水岩溶作用。在此过程中，一方面，抬升会产生较多构造裂缝；另一方面，会形成大量河流，总体向地势较平缓的南部发育。在此条件下，北部地势较高处暴露区的岩溶发育有如下模式：

(1) 岩溶作用优先沿构造缝、节理缝、层间缝进行，在吐木休克组尖灭线以北地区形成纵向上比较完整的渗流带-潜流带岩溶旋回，并在潜流带形成较多落水洞，同时在潜水面上下形成较大规模(几米~几十米)的洞穴(图 8b；Meyers，1988；Vacher and Mylroie，2002；Ritorto et al.，2009；Gulley et al.，2011)；

(2) 山区地表水由山脊(分水岭)向山谷汇聚，并形成较多支系河流，多个支系河流汇聚形成自北而南的区域性河流；地下水的流向受潜水面和气候控制，一般在雨季是地下水以泉水的形式补给河流，或在洪汛期河水向泉水倒灌，均能发生大规模的溶蚀，并在潜流带中形成较多暗河、洞穴等(Gulley et al.，2011)；在旱季由河流补给到潜流带，甚至河流干涸，较难形成溶洞；

(3) 在北部山区，仅在吐木休克组尖灭线以北一间房组直接暴露地表，发育潜山岩溶，岩溶发育主要与裂缝、河流有关(图 9)；在吐木休克组尖灭线以南的北部山区，一间房组之上依次覆盖了吐木休克组、良里塔格组和桑塔木组地层，这些地层均对地表岩溶水体起阻隔作用；除非河流下切到一间房组地层，此时河流对一间房组及其下地层的岩溶有直接控制作用，裂缝发育促进岩溶发育(图 10)；

图 9

Fig. 9

图 9 哈拉哈塘北部一间房组暴露区加里东中期Ⅲ幕潜山岩溶模型图 Fig. 9 Burial mountain karst model of the exposed Yijianfang Formation during the third episode of Mid-Caledonian,northern Halahatang area

图 10

Fig. 10

图 10 哈拉哈塘地区北部一间房组未暴露区加里东中期Ⅲ幕岩溶模型 (a)-哈8井区河流与裂缝发育平面图，哈8井在河流附近，且裂缝发育；(b)-过哈8井十字地震剖面，显示一间房组串珠状地震反射，是洞穴/溶洞的响应特征，漏失和放空现象明显；(c)-哈8井柱状图及一间房组洞穴放空情况；(d)-北部山区一间房组未暴露区岩溶发育模型图，河流下切至一间房组并在河流两侧一定范围内形成暗河或洞穴，在远离河流的区域，北部一间房组暴露区淡水补给，顺层产生岩溶，在潜水面附近发育溶洞/洞穴裂，裂缝发育促进岩溶作用的发生 Fig. 10 Karst model of unexposed Yijianfang Formation during the third episode of Mid-Caledonian,northern Halahatang area

(4) 在古地貌突变的地带(北部山区到地势较平缓的南部，典型地如哈10井区)，水体(地表河流、地下暗河、潜流带水)势能快速减少，由北部山区水体携带的陆源碎屑、渗流粉砂等物质在此卸载，发生洞穴、孔洞被充填的情况(图 11)。

图 11

Fig. 11

图 11 哈拉哈塘地区南部加里东中期Ⅲ幕顺层岩溶和混合带岩溶模型 (a)-顺层岩溶和混合带岩溶模型：南部靠近山前的地区，呈向南缓倾的斜坡，一间房组及鹰山组一段位于潜流带，潜流带水体在先前溶蚀孔洞缝的基础上，进一步岩溶形成洞穴/孔洞；局部断裂/裂缝发育，形成上升泉，并沿裂缝形成较大洞穴；在南部靠南的地区，地势更为平缓，潜流带水与哈拉哈塘以南的海水潜流带相接，形成淡水-海水混合水岩溶带，并在其中形成洞穴或孔洞；(b)-哈10井区裂缝分布平面图；(c)-哈10井地震剖面和裂缝发育图，显示串珠状地震反射，表明溶洞发育；(d)-哈10井岩芯柱状图；(e)-哈9井裂缝分布平面图；(f)-哈9井地震剖面和裂缝发育图，显示串珠状地震反射，表明溶洞发育；(g)-哈9井岩芯柱状图 Fig. 11 Layered karstification along Yijianfang and Upper Yingshan formations and karstification along the mixed zone during the third episode of Mid-Caledonian,southern Halahatang area

在南部地势平缓地带，一间房组及其下的鹰山组地层未能抬升暴露地表，其上覆盖了厚度较大的吐木休克组、良里塔格组和桑塔木组地层，它们作为局部的隔水层，分割了上层滞水和下部潜水，难以被地表河流完全切割，因此，地表河流对一间房组及其下地层几乎没有影响。一间房组和鹰山组地层由于保存了部分加里东Ⅰ幕岩溶所形成的溶蚀孔洞，在北部山区发育的水体顺层进入，水体呈现潜流带水的特征。潜水面与地形基本一致，即自北向南缓慢倾斜，直至哈拉哈塘以南与海平面大致相接。岩溶在先前发育的溶蚀孔洞的基础上由北至南沿潜流带顺层进行；在裂缝发育带，大气淡水沿裂缝下渗并形成相关溶蚀，或裂缝沟通潜水，潜水由裂缝向上运移至地表，形成上升泉，并发生溶蚀。潜水自北部水位较高处流向南部水位较低处，直至哈拉哈塘南部或以南地区，与海水潜流带混合。因此，在南部地区，以顺层进行的潜流带岩溶为主，在最南部可能有海水、淡水混合水岩溶发育(图 11)。

综合前面的分析可知，储层岩溶发育模式在平面上受控于古地貌。根据志留系沉积之前的古地貌，可以把哈拉哈塘地区分为4个区，每个区域的岩溶发育模式均有所差异(图 12)：

图 12

Fig. 12

图 12 哈拉哈塘志留系沉积之前一间房组和鹰山组一段沉积古地貌(a)和岩溶平面分区(b) Fig. 12 Palaeogeomorphology(a)and the karst zonation(b)before Silurian sedimentation of Yijianfang Formation and the first member of Yingshan Formation,Halahatang area

Ⅰ区：北部潜山区，一间房组抬升暴露，发育古潜山岩溶，受控于裂缝和河流；

Ⅱ区：北部山区，一间房组被吐木休克组、良里塔格组和桑塔木组不同程度地覆盖，山区裂缝和河流发育，可能下切至一间房组，岩溶一方面由北至南顺层进行，另一方面通过裂缝切割或河流下切至一间房组及其下地层而发生；

Ⅲ区：南部斜坡区，地势呈平缓向南倾斜的斜坡，河流较平缓，下切深度有限，加上一间房组之上的吐木休克组、良里塔格组和桑塔木组总体厚度较大，表面河流对一间房组及其下的地层几乎没有影响；岩溶在先前发育的溶蚀孔洞的基础上由北至南沿潜流带顺层进行；在靠近Ⅱ区的位置(图 12b阴影区)，水体(地表河流、地下暗河、潜流带水)势能快速减少，是卸载区，发生洞穴、孔洞被充填的情况；在裂缝发育带，大气淡水沿裂缝下渗并形成相关溶蚀，或裂缝沟通潜水，潜水由裂缝向上运移至地表，形成泉，并发生溶蚀；

Ⅳ区：南部平原区，地势更为平缓，发育宽缓河流，一间房组和鹰山组地层含潜流带水或滞流带水，向南与海水潜流带混合，形成混合水带，并发生相关岩溶；在裂缝发育带，也可形成沿裂缝发育的下渗水或上升泉相关溶蚀。

在以上两期岩溶作用下，哈拉哈塘地区一间房组和鹰山组一段地层发育岩溶洞穴或孔洞，是目前勘探的主要对象。储层基质孔基本不发育，储集空间主要为未被充填或胶结的岩溶洞穴、孔洞、角砾孔和裂缝。单个岩溶洞穴/孔洞的形态多变，具有极不规则性；而多个洞穴/孔洞的组合及其与裂缝的沟通，构成了本区极其复杂的储集空间型式。有的呈孤立洞穴/孔洞状，有的呈多个孔洞由裂缝相互沟通状。多种储集空间组合型式，决定了油气开发过程中的多种地层压力响应特征和油气水显示特征。

本文的主要认识如下：

(1) 哈拉哈塘地区奥陶系碳酸盐岩岩溶储层的主体在一间房组和鹰山组一段，储集空间主要为近层状分布的溶蚀孔洞/洞穴，岩溶储层的发育主要受控于一间房组沉积末期(加里东中期Ⅰ幕)和志留系沉积之前(加里东中期Ⅲ幕)的潜山岩溶和顺层岩溶；

(2) 一间房组沉积末期的准同生期岩溶主要受控于沉积相、微地貌和河流水系，在本区普遍发育，形成规模较小的溶蚀孔洞和风化缝，它们既可以保存至现今成为储集空间，也是后期岩溶的基础；

(3) 志留系沉积之前的表生期岩溶受控于古地貌，在平面上自北而南划分为4个区：Ⅰ区，北部潜山区，一间房组直接暴露、剥蚀；Ⅱ区，北部山区，一间房组被吐木休克组、良里塔格组和桑塔木组不等厚埋藏，且被裂缝和河流切割；Ⅲ区，南部斜坡区，发生顺层及沿裂缝岩溶；Ⅳ区，南部平原区，主要发育与裂缝及与哈拉哈塘南部海水相关的混合带岩溶；

(4) 在以上两期主要岩溶作用的控制下，哈拉哈塘地区一间房组和鹰山组一段地层发育岩溶洞穴、孔洞、角砾残余孔和裂缝，是目前勘探的主要对象。储集空间总体呈近层状，但形态多变，具有极强的非均质性。