四川盆地自贡区块茅口组岩溶储层发育特征及其主控因素

王国锋 张大伟 邓守伟 杨 光 宋文礼

中国石油吉林油田公司

0 引言

自贡区块位于四川盆地西南部，构造主体处于川西南低褶构造带自贡低褶构造，面积达2 838.46 km2，中二叠统茅口组埋深2 100～4 200 m，岩溶储层发育，普遍见油气显示，多井获工业气流，局部已效益开发。目前，研究区发现的岩溶型气藏以岩溶缝洞型、岩溶裂缝型气藏为主，岩溶古地貌对岩溶储层发育特征及其分布规律具有显著的控制作用，岩溶储层的发育呈现出较强的非均质性、岩溶缝洞填充程度较高，岩溶缝洞之间的连通性较差，岩溶储层的产量递减速率较快等特点[1]。从岩溶气藏的分布来看，自贡区块乃至于整个川南地区茅口组已发现的岩溶气藏主要集中在正向构造或断裂带附近，而在斜坡区和负向构造带中，勘探程度较低。随着“突破断裂探索储集层新类型，跳出构造寻找勘探新区带”勘探思路的提出，在云锦、合江—庙高寺、迴龙场向斜的南端等向斜区的孔隙—孔洞型岩溶储层中获得重大突破，揭示了向斜区岩溶储层巨大的勘探潜力[2-3]。正向构造或断裂带附近、斜坡区和负向构造带中的岩溶储层发育和分布规律，以及岩溶储层发育的主控因素等均需要进一步深入研究。通过对自贡区块的构造、沉积以及岩溶古地貌特征的分析，结合钻井揭示的岩溶储层的发育特征，总结分析研究区岩溶储层发育的主控因素和岩溶储层的分布规律，以期指导自贡区块乃至于整个四川盆地茅口组岩溶型气藏的勘探。

1 地质背景

自贡区块茅口组断层较发育，以北东—南西向断层为主，北西—南东向断层也有一定发育，整体构造起伏较大，形成一系列轴向为南西—北东向隆凹相间排列的褶皱构造带，形成了兴隆场、观音场、孔滩、邓井关、青杠坪、青山岭以及斗观山等背斜构造。二叠纪早期全球性海侵，四川盆地全面沉降并接受沉积，茅口组沉积期，海侵自北西方向进入盆地形成海槽，全盆地接受沉积[4-5]，自贡区块茅口组主要发育开阔台地环境，海相碳酸盐岩沉积厚度达125～380 m[4]。茅口组沉积期后，在东吴运动的影响下，整个四川盆地大部分地区隆升出露并遭受强烈的风化剥蚀作用，形成了大陆型早成岩期层控岩溶系统[5-6]。

1.1 断裂构造特征

自贡区块由于经历了晚二叠世末期的东吴构造运动，形成一系列近平行分布相间排列的轴向为南西—北东向的背斜构造，断层多沿着背斜构造的轴部密集发育，走向多为北东向，倾向为西北。研究区茅口组断层多为逆断层，断层的规模较大，断距普遍较大，平均最大垂直断距达37.76 m，其中观2井附近的qs16断层的最大垂直断距达670 m。北东—南西向的断层主要分布于北东—南西向的背斜构造带上，形成4个断裂带，即自流井—唐家坝—观音场断裂带、兴隆场—孔滩—李场断裂带、邓井关—青杠坪断裂带以及青山岭—斗观山断裂带。另外，在北东—南西向的断层近垂直的方向上发育了沿兴隆场—邓先关向的北西—南东向的断裂带（图1）。从断裂带茅口组地层水矿化度来看，北西—南东向走向断裂带附近的钻井中茅口组矿化度介于32～57 mL/L，明显高于北东—南西走向断裂带地层水的矿化度（1.29～26.04 mL/L），主要原因是北西—南东向走向断裂带断入到下三叠统嘉陵江组膏岩层，膏岩的溶蚀提升了地层水矿化度。北西—南东走向的兴隆场—邓先关断裂带上的断层在三叠纪末期受构造应力的作用下，断层对先期形成的油气藏进行调整，使得该断裂带天然气多成藏于嘉陵江组；而北东—南西走向断裂带基本形成于茅口组末期，后期的构造运动对其影响有限[7-8]。

图1 自贡区块茅口组顶界面构造简图

1.2 沉积环境特征

自贡区块茅口组沉积早期海侵期能量较低，中期（茅二b—茅三时期）海退高位域水体能量相对较强，规模台内滩相继承性发育，晚期受东吴运动影响遭受大规模剥蚀。茅口组沉积期以开阔台地环境为特征，水体较浅，气候温和，生物大量繁殖，随着生物代谢并在波浪作用下形成大面积分布的生物碎屑颗粒滩沉积[4,9-10]。结合茅口组的地层划分、岩性组合特征，初步识别出了台内洼地、浅水开阔台地两种主要的沉积环境，其中浅水开阔台地中常见颗粒滩沉积，包括高能滩和低能滩两种类型[11-12]（图2）。从剖面上来看，茅口组的颗粒滩主要发育于茅二b亚段和茅三段沉积时期，其中茅二b亚段的颗粒滩主要发育于东北部，且以高能滩为主，滩体较为连续，研究区南部滩体相对欠发育，仅发育小面积低能滩，滩体连续性较差。茅三段沉积时期，颗粒滩基本覆盖整个研究区，且为高能滩。茅口组沉积时期相对发育的颗粒滩沉积，特别是茅二b亚段和茅三段大面积发育的高能滩沉积为岩溶作用提供了良好的物质基础[13-16]。

图2 自贡区块茅口组茅二b亚段和茅三段沉积相分布图

2 岩溶储层发育特征

根据茅口组岩心观察及测井特征，岩溶储层可划分为岩溶孔隙型、岩溶缝洞型、岩溶裂缝型3种储集空间类型（图3）。岩溶裂缝型储层主要以未充填的裂缝为储集空间，岩心上可见明显裂缝，部分裂缝由方解石填充，在测井上呈现出低自然伽马、低密度（微幅度减小）、高声波时差和高补偿中子，电阻率常见局部负向“跳尖”现象，双侧向电阻率呈小幅度正差异或无差异，常伴有钻井液漏失现象，孔隙度表现为低—较低的特征，在生产曲线上多表现为初产较低、产量递减速度较快的特征。岩溶缝洞型储层的储集空间为直径较大的溶蚀洞穴，裂缝穿过溶洞在岩心上表现出由裂缝连通的串珠状储集空间，铸体薄片中也可见透镜状、相对定向排列的溶蚀孔或溶洞，在钻井中也常见放空、井漏、井喷等现象，在测井曲线上表现为井径扩大，自然伽马呈现低值，补偿中子增大，补偿声波不变或者大幅增大，电阻率均中低值，呈箱型或锯齿状降低，双侧向电阻率呈小幅度正差异，这类储层在生产上初期产能下降速度较快，在中后期能维持稳产。岩溶孔隙型储层的储集空间以溶孔为主，常发育于生物碎屑、砂屑滩相对发育的储层中，多为生物碎屑粒内溶孔和粒间孔，在铸体薄片上可见生物体腔孔、晶间溶孔等，测井信号表现为低自然伽马，补偿密度减低，补偿声波与补偿中子一定幅度的增大，电阻率常呈“箱状”降低，一般不存在“跳尖”特征，双侧向电阻率与岩溶裂缝型储层表现基本一致，其单井初产相对较高，产能缓步下降，表现为高产稳产的特征。

图3 自贡区块茅口组岩溶储层类型及其特征图

自贡区块中岩溶裂缝型储层主要发育于距茅口组顶界150 m范围内；岩溶缝洞型储层相对于岩溶裂缝型储层分布深度更广，在距茅口组顶界超过300 m范围仍有发育，单储层厚度一般介于2～6 m，累计储层厚度可介于15～30 m；岩溶孔隙型储层垂向分布规律性差，与储层埋深相关性不明显，茅一段至茅四段均发育。从层位分布来看，岩溶裂缝型储层和岩溶缝洞型储层集中发育于茅二段及以上地层中，岩溶孔隙型储层的发育与沉积环境呈现高度相关，在茅二b亚段和茅三段高能滩较为发育的地层中，其岩溶孔隙型储层的发育明显高于其层段（表1）。

表1 自贡区块茅口组岩溶储层类型、分布层段和与茅口组顶部的距离表

从整个自贡区块来看，岩溶裂缝型储层和岩溶缝洞型储层主要沿北东走向的断裂带发育，一般分布于断层附近1 km之内。观音场气田中裂缝型储层主要分布于ks02断层沿线，在观音场气田西南端，断层欠发育，岩溶裂缝型储层基本不发育，以岩溶孔隙型储层为主。兴隆场—孔滩—李场断裂带中，岩溶裂缝型储层集中发育于孔滩气田的中—南部断裂较为密集、断距较大的部位，兴隆场气田中北东走向的断层欠发育，以后期活动的北西走向断层为主，其岩溶裂缝型储层欠发育。邓井关—青杠坪断裂带沿线的岩溶储层多见于邓井关气田，以溶缝洞型储层与岩溶裂缝型储层为主，在该断裂带南段的邓45井和邓44井均发现明显的岩溶缝洞型储层，茅口组沉积末期该断裂带南段古地形相对较陡，地表水径流流速快，岩溶性储层遭受强烈溶蚀，岩溶充填作用弱，岩溶裂缝型储层、岩溶缝洞型储层得以保存。在青山岭—斗观山断裂带内也表现出相似的分布规律，即在断裂带南部多发育岩溶缝洞型储层，而北段一般以岩溶裂缝型储层为主。瓦市—杨家山一带的正向构造单元中同样也保存了一定规模的岩溶裂缝型和岩溶缝洞型储层。相对而言，岩溶孔隙型储层的发育受断层分布的控制作用较弱，主要受控于生物碎屑、砂屑滩的分布。

从各类型岩溶储层的分布来看，茅口组岩溶储层的发育主要受同生期—准同生期岩溶作用和表生期岩溶作用影响[16]。岩溶孔隙型储层在同生期—准同生期岩溶作用影响下，高能颗粒滩内的原生孔隙经过溶蚀形成粒间、粒内溶孔；茅口组石灰岩成岩早期已致密化，后期的表生期岩溶作用下的大气淡水难以渗入储层内部，对其岩溶作用影响有限。岩溶缝洞型储层的发育同时受同生期—准同生期岩溶作用和表生期岩溶作用，形成大小不一的溶蚀孔洞，且这些孔洞由断裂连通，可形成相对规模的储集空间。岩溶裂缝型主要在表生期岩溶作用下，对先期、同生期形成的断裂进行溶蚀扩张。两期岩溶作用的叠加形成了自贡区块丰富的岩溶储层类型，同时也控制着岩溶储层的空间分布。

3 岩溶古地貌的恢复及其特征

3.1 岩溶古地形恢复

岩溶古地貌特征控制着岩溶作用的方式和强度，岩溶古地貌控制着岩溶储层类型和发育程度[17]。古地貌恢复的主要方法包括：沉积学法、层拉平法、地球物理法、残余厚度法、印模法等，其中残余厚度法和印模法应用最为普遍[18-19]。残余厚度法的关键在于选择目的层下伏基准面，受东吴运动的影响，茅口组沉积末期发生了不均匀的抬升，单纯利用茅口组残余厚度恢复古地貌在本区并不适用。印模法关键在于选择目的层的上覆基准面，茅口组上覆最近的标志层为上二叠统龙潭组海侵泥岩，由于研究区西南部茅口组峨眉山玄武岩的喷发，分布较为局限，在无玄武岩影响的区域可以利用龙潭组的地层厚度印模法来进行茅口组顶部古地貌的恢复[17]。

为了充分发挥残余厚度法和印模法的优势，摒弃二者的不足，本次研究结合了残余厚度法和印模法各自的优势对研究区茅口组古地貌进行恢复，整体上采用残余厚度法恢复古地貌，细节上由印模法予以修正，即残厚趋势面与印模残差组合法。具体的分析步骤为：①基于茅口组底，利用残厚趋势面方法恢复龙潭组沉积之前茅口组顶面古构造趋势；②通过印模法对沉积间断面上下地层对应关系的分析，在无玄武岩影响的区域以龙潭组顶至茅口组顶面的沉积厚度来恢复古岩溶微地貌；③用上述①和②得到的古地形进行叠加融合，得到茅口组末期古岩溶地形趋势图。

从残厚趋势面与印模残差组合法恢复的茅口组末期古地形趋势图来看，古地形与现今的构造基本呈现负相关关系，茅口组末期呈现出大致沿自19井—兴14井—邓39井—梯3井为分界线，其西南侧地势相对较高，如观音场气田、孔31井区以及斗观山一带形成了研究区内的高地势区。研究区东北部的自流井、兴隆场、瓦市以及邓井关北部地势较低，且往东北侧地势逐步降低的特征，在瓦市、杨家山一带形成了局部的沿北东—南西走向的串珠状小型的低区带。在观音场和孔滩南之间、孔滩南至邓井关之间，以及邓井关与斗观山之间分别呈现出条带状低洼地带（图4）。

图4 自贡区块茅口组岩溶古地形趋势图

3.2 岩溶古地貌特征

根据茅口组残余厚度和上覆龙潭组印模厚度变化规律，通过残厚趋势面与印模残差组合法得到的古地形特征，结合二维和三维地震资料，编制了研究区茅口组顶部沉积时的岩溶古地貌平面图（图5）。区域上研究区古地貌处于岩溶斜坡带地貌，根据现代岩溶地质学理论[20-23]，自西南向东北可明显分成岩溶台地、岩溶坡地两个二级地貌单元，并进一步识别出溶丘、溶峰、峰丛洼地、溶丘洼地、峰丛垄脊沟谷、丘丛垄脊沟谷、岩溶谷地、丘峰洼地等8种三级地貌单元（表2）。

表2 自贡区块茅口组岩溶储层分类及其特征表

图5 自贡区块茅口组岩溶古地貌特征图

茅口末期古岩溶地貌特征来看，自贡区块整体上呈现出西南高、东北低的地形古地貌特征，由西南至东北分别发育岩溶台地、岩溶坡地地貌。岩溶台地地貌区地表远高于潜水面，岩溶作用以垂向渗滤为主，由于该地区水系较为发育，河流水平径流侵蚀作用也较为明显；岩溶坡地是介于岩溶台地与岩溶洼地之间的过渡带，是大气水垂向渗流和水平径流侵蚀最强烈的区域[20,24]。

自贡区块岩溶台地内溶峰发育密集，山体多呈次圆锥—圆锥状，轴向一般为北东向，成连片发育。溶峰之间相间发育有峰丛洼地，局部地区峰丛洼地呈串珠状分布于溶峰之间，形成连续的带状低洼区，是河流发育的有利区，在实际的勘查成果中发现峰丛洼地内的钻井多发生井漏或放空现象。在研究区的中部地区，地势明显降低，岩溶山体高度相对较低，一般仅发育成溶丘，溶丘相对较分散，丘体规模较小，单个丘体的基座直径大多在10 km2以内；丘丛之间形成面积相对较大，其中位于邓先关—青山岭之间的丘丛洼地面积达140 km2。

岩溶坡地主要发育在研究区的中部—东北部，整体地形表现为低矮坡缓特征，一般不发育峰丛地貌，山体多呈低矮丘状、串珠状分布，以发育岩溶谷地、峰丛垄脊沟谷、丘丛垄脊沟谷等次一级地貌单元为特征。岩溶坡地整体地势变缓，岩溶储层同时遭受地表水、地下水在垂向和水平径流方向上的强烈侵蚀作用，同时该地区存在一定的坡度，溶蚀物质可被快速带走，常见大型溶蚀孔洞发育。丘丛洼地多发育于岩溶台地与岩溶坡地的过渡带上，丘丛洼地相对高差不大，地表水系作用时间较长，易发育形成一定规模的溶蚀孔缝。丘丛垄脊沟谷主要发育于自贡区块的东北部，平面上呈串珠状展布，地形坡度较小，相对高差介于10～15 m；地貌上在其沟谷位置多为地下水和地表水的径流区，岩溶作用主要沿着古河道或者地下暗河发育，但是由于受古地形影响，地表水系分流形成小水系，同时受相对隔水层的影响，岩溶作用强度有所降低而岩溶作用范围明显扩大，使得该区域范围内岩溶缝洞规模较小但在空间分布上较广。岩溶谷地一般分布在丘丛垄脊沟谷之间，区域地势相对较低，整体属于低部位地区，岩溶谷地内一般水系发育，以负地形为主。岩溶谷地和丘丛脊垄谷地呈相间分布，岩溶谷地面积相对较大，局部地区还发育了较大面积的丘峰洼地。丘峰洼地与岩溶谷地地貌相似，但是其内部发育地势较高的溶峰，整体地势相对较低，也是地表河流、溶洞发育的有利地区。

根据古地形、古地势特征及古地貌单元平面上相对位置与配置关系[22]，在茅口末期古岩溶面识别出4条由南至北发育的地表水系（图5）。最大的古水系由工区南端的观2井东南侧进入研究区，经过岭1井西侧折向西北的邓18井区至坎1井区后流出研究区；一条为邓45西侧经过孔7井区、自19井区往北流出研究区；一条为观音场构造和孔滩构造之间的构造低点流经兴2井区向北折入自9井区；还有一条由梯5井区跨过青山岭构造在研究区东部向北流出。区域上地表径流具有自西南向东北方向径流特点，河流由南向北逐步变宽，河道相互交结、分离，在研究区北侧基本形成了网状河，整体河床坡度明显变小的特征。

4 岩溶储层发育的主控因素

4.1 岩溶古地貌控制了岩溶储层发育规模

从目前的勘探成果来看，自贡区块高产气藏在岩溶台地和岩溶坡地均为发育，主要分布于溶丘、丘丛垄脊沟谷以及溶峰地貌单元，岩溶储层的发育分布受岩溶古地貌的控制。岩溶台地属于大气淡水补给区，以地表水的下渗侵蚀为主，也有地表径流的侵蚀和冲刷。岩溶台地地势相对较高，易遭受大气淡水的淋滤作用，加之其地形相对较陡、汇水面积有限，一般难以形成地表水的径流，以地表水下渗侵蚀作用为主，在裂缝发育区常发育岩溶裂缝型或岩溶缝洞型储层，由于水动力较强，在侧向上也可以侵蚀形成小规模的岩溶。另外，岩溶台地的微地貌高地的继承性差异抬升，往往是溶峰、溶丘地貌的发育区，该区域也是储集岩相带（颗粒滩）的有利发育区，更有利于岩溶的改造并形成优质储集层[25-26]。如位于岩溶台地中溶峰地貌的观音场气田中，音5、6井产层中的茅三—茅四段储层主要为岩溶型溶孔、溶洞以及裂缝组成，岩溶储层较为发育，孔隙度介于2%～6%，且多见气侵、井漏以及井喷等现象。

岩溶台地和岩溶坡地的过渡地区，由于地形坡度的变化，水系的交汇，水系的侵蚀范围更大，侵蚀强度更强，往往也是岩溶储层发育的有利区。如兴3井区、孔20井区及邓探1井区，正好位于北部水系的交汇处，水系从不同的方位对流交汇，水流流速骤减，水流与碳酸盐沉积层充分接触溶蚀，水体中钙、镁离子迅速饱和状态，可以溶蚀形成规模的溶洞，甚至纵横交错的地下暗河。在地震剖面上可以看到明显的独立存在的圆状、次圆状沟槽，这也反映了前期强烈溶蚀作用形成的规模的溶洞，在后期的构造运动中塌陷而成，钻井上常见井漏或者井喷现象，密度测井信号呈现局部低值特征，如邓探1井在茅口组顶界面褐灰色石灰岩内钻遇3.4 m厚度后发生井漏，最大漏速达8.5 m3/h，明显为溶洞特征，但是后期填充明显，其声波时差和密度测井变化不明显（图6）。

图6 邓探1井茅口组顶界面附近的岩溶储层测井特征图

4.2 广泛发育的高能滩为岩溶储层提供了丰富的物质基础

岩石的可溶性差异是岩溶地貌分异的决定性影响因素，而岩石的可溶性差异主要受控于其沉积时期的矿物成分与结构[25]。广泛发育的高能滩中发育的石灰岩中碳酸钙的含量极高，泥质及其他不溶物质极少，岩溶储层也最为发育。从碳酸盐岩矿物成分来看，岩石中碳酸钙含量越高，质地越纯净，颗粒也越均匀，岩溶储层越发育。在沉积环境中，高能滩往往发育于浪基面之上的微地貌高地处的高能环境中，受波浪的淘洗作用强，沉积速率快，颗粒较大且均匀，质地纯净，生物大量繁殖，随着生物代谢并在波浪作用下形成以生物碎屑为主的颗粒滩，沉积岩性主要为浅灰色中—厚层亮晶生屑灰岩和亮晶藻屑灰岩，生屑颗粒间以亮晶胶结物为主，只要在一定的水体侵蚀下可以形成良好的岩溶储层[27]。碳酸盐岩矿物颗粒越粗，质地越纯，地表淡水越容易渗入岩石中，交换碳酸盐岩石中的孔隙水，并不断地溶蚀碳酸盐岩，加快了岩溶作用的进行；而泥质含量较高的碳酸盐岩，在黏土矿物表层一般存在一定规模的水膜，有效地阻碍了地表水进入碳酸盐岩体内部，严重限制了岩溶作用的强度。研究区茅口组岩溶储层主要发育两期颗粒滩，特别是高能滩沉积中，颗粒滩的发育分布与岩溶储层以及累计产量的分布具有较好的一致性，其中颗粒滩易发育溶蚀孔隙，多形成层状岩溶孔隙型储层。如孔27井—坎3井一线中岩溶孔隙型储层的发育，与颗粒滩的分布高度吻合，且大多发育于高能滩沉积中（图7）。

图7 孔27 井—坎3井高能滩分布与岩溶孔隙型储层发育对比图

4.3 规模发育的断裂带有利于形成岩溶缝洞储层

在不同构造部位，断裂发育程度存在一定差异，形成的岩溶缝洞规模也存在较大的差异。在构造挤压应力的作用下，断层两侧茅口组地层出现重复或隆起形成断背斜，形成局部岩溶高地貌，沿断层形成溶丘、溶峰或者串珠状的丘丛垄脊沟谷，对于断层附近的高地貌区，一般以地表水的下渗侵蚀为主，溶蚀空间有限。当断背斜带与地表水系交汇时，地表水系将沿着断裂带进行侵蚀，形成规模较大的岩溶缝洞系统。如位于西部水系与兴隆场—孔滩—李场断裂带内交汇的孔18井井区，其茅四段岩心裂缝密度达23条/m，并形成丰富的岩溶缝洞、岩溶裂缝以及岩溶孔隙型储层。当不同时期的规模发育裂缝带相互切割时，溶蚀与冲蚀作用在该处易于发生，形成规模较大的岩溶储层，轴向为北东走向的断背斜带与北西—南东向断裂交汇时，挤压应力得到释放，形成“X”形剪裂缝，地表水进入裂缝后溶蚀形成规模较大且相互连通的缝洞系统。如南西—北东向的ds18和北西—南东向的ds35两条断裂交汇处的邓19井在茅一段至茅二段产生近10 m的井漏层段，形成大规模的岩溶缝洞系统。在水体从断裂处经过时，再经过长时间的地质演化，可以形成大型的岩溶缝洞。在断裂的交汇或者伴生的裂缝发育的区域，由于断层之间相互切割，地应力得到释放，地表径流下渗穿透隔水层，加强深部岩溶储层的发育，相互沟通改造了岩溶储层，断裂及伴生裂缝虽然具有一定的储集空间，但更重要的作用是为岩溶水提供渗流通道，增强了围岩的渗透性，发育形成立体岩溶缝洞系统，形成一定规模的缝洞储集空间[28]。

5 结论

1）根据岩心与测井曲线特征，将茅口组岩溶储层划分为岩溶孔隙型、岩溶缝洞型、岩溶裂缝型等3种类型。其中，岩溶裂缝型储层和岩溶缝洞型储层主要沿北东走向的断裂带发育，岩溶孔隙型储层的发育与断层分布的关系较弱，主要受控于生物碎屑、砂屑滩的分布，在整个研究区均有发育。

2）结合残余厚度法和印模法的优势，构建了残厚趋势面与印模残差组合法恢复了茅口组末期的岩溶古地貌图，根据现代岩溶地质学理论，将研究区划分出岩溶台地、岩溶坡地两个二级地貌单元，可进一步细分出8种三级地貌单元。

3）基于岩溶储层的分布特征，结合构造、沉积、古地貌特征研究，总结了研究区岩溶储层发育的主控因素，即：岩溶古地貌控制了岩溶储层发育规模，高产气藏多分布于岩溶台地溶丘、溶峰以及岩溶坡地丘丛垄脊沟谷地貌单元中，且岩溶台地和岩溶坡地的过渡地区由于地形坡度骤变，往往也是岩溶储层发育的有利区。

4）广泛发育的高能滩为岩溶储层提供了物质基础，高能滩在大气水溶蚀作用下有利于形成岩溶孔隙型储层；断裂带的发育极大地改善了渗流条件，断裂带规模越大、断裂带之间以及断裂带与地表水系相交频率越高，有利于形成岩溶裂缝型或者岩溶缝洞型储层。