靖边气田位于鄂尔多斯盆地中部伊陕斜坡的主体部位，面积约4.8×10⁴km²，紧邻靖边气田南部的高桥地区，行政区划分属于靖边、安塞、志丹、吴起四县，东与靖边相邻，西与苏南相接。中奥陶世，鄂尔多斯盆地中部和东部沉积了一套海相碳酸盐岩为主夹蒸发岩的地层，即奥陶系马家沟组(O₁m)(侯方浩等，2011)。加里东运动使这套地层整体抬升，其间缺失了志留纪、泥盆纪与早石炭世沉积，到晚石炭世方又接受沉积。长达1.2~1.5亿年的风化剥蚀作用(张锦泉等，1992；郑聪斌和谢庆邦，1993；马振芳等，2000；李振宏等，2006)；其剥蚀程度各地不等，使奥陶系马家沟组在准平原化背景上形成了潜台、残丘四布，沟谷、溶洼相间的古岩溶地貌景观(郑聪斌和谢庆邦，1993)，从而为奥陶系风化壳碳酸盐岩储集层的发育奠定了基础。

高桥地区马家沟组在纵向上从下往上有六个岩性段沉积，即马家沟组一至六段(简称马一段、马二段……马六段)，其中马五段自上而下由10个岩性段组成(马五₁-马五₁₀)(图 1)。马六段在盆地东部和东南部残存范围较大，局部厚度也相对较大，而在高桥地区仅在少数井中零星 见到。储层主要分布在马家沟组马五段上部。主力产层马五₁₊₂岩性以泥-粉晶白云岩为主，夹泥质白云岩、 灰岩及蒸发岩，含少量凝灰岩。

图 1

Fig. 1

图 1 高桥地区马五41-本溪组综合柱状图 Fig. 1 Comprehensive column of Ma541-Benxi formations for Gaoqiao area

鄂尔多斯盆地奥陶系碳酸盐岩地层因加里东运动使该区块上缺失志留系、泥盆系等地层(何自新等，2001；何自新，2003)。实钻及地层对比表明下奥陶统马家沟组地层在 本区残留层位不一，说明奥陶系马家沟组沉积之后有个长期的沉积间断，为在奥陶系顶部马家沟碳酸盐岩层内发育岩溶作用提供了地层学依据。沉积间断、古岩溶作用的存在已经是不容置疑的事实。地质作用复杂，往往导致同一地质作用的产物不同，故区分出盆地古岩溶特征显得十分重要。从马家沟组的地层对比可以看出，在不同地区古岩溶的发育是不同的，由于古岩溶地貌具有明显的分区和分带性，因此造成马家沟组在不同的地区地层的发育具有明显的差异。 岩石学标志

风化壳岩溶作用不仅形成各种类型的孔洞和岩溶地貌，而且伴生有通过机械、重力、化学等方式发生的沉积作用，形成各种类型的沉积物和岩石，统称岩溶岩或溶积岩(惠宽洋，2005；孟祥豪等，2009)。这是鉴别古岩溶极为重要的标志，其中岩溶角砾岩是古岩溶作用最明显的识别标志，也是判断岩溶作用过程中古水文状况及恢复古地貌最有利的证据之一。因而对岩溶角砾岩进行分类和成因分析，是研究古岩溶作用最重要的基础工作。按成因，岩溶角砾岩分为三类，即裂缝岩溶角砾岩、紊乱岩溶角砾岩和洞穴沉积物充填(Al-Shaieb and Lynch， 1993; Loucks，1999; Loucks et al., 2004; Wang and Al-Aasm， 2002)。

高桥地区岩溶角砾岩在马五₂²-马六小层均可见到，角砾的直径变化大，在0.2~8.0cm之间。少数角砾为棱角状，多数为次圆状。区内岩溶角砾岩多为原地溶蚀垮塌形成，少量经过短距离搬运。该区岩溶角砾岩按照角砾结构可分出：网缝镶嵌状；角砾支撑、基质填隙；角砾支撑、亮晶胶结；基质支撑等类型。按照成因也可分为：表层风化角砾岩(图 2a)、溶塌角砾岩(洞穴坍塌角砾岩，陡壁坍塌角砾岩)(图 2b，e，f)、暗河角砾岩(图 2c，d)。角砾岩成因与岩溶水动力分带具有一定相关性。

图 2

Fig. 2

图 2 高桥奥陶系马家沟组各类角砾岩照片 (a)-S313井马家沟组马六段，3492.16m，表层风化角砾岩，可见大量黄铁矿及泥质充填，与垂直渗流带有关；(b)-S301井马家沟组马五11段，3350.47m，岩溶垮塌角砾岩，砾石杂乱、棱角清晰；(c)-S301井马家沟组马五12段，3358.57m，坍塌-暗河角砾岩，角砾大小不一，棱角清晰，并显示受到一定流动方向的影响，经过短距离搬运；(d)-S301井马家沟组马五11段，3352.11m，洞穴暗河角砾岩，棱角有一定的磨圆，受到水流方向的影响；(e)-G76-14井马家沟组马五22段，3284.78m，岩溶坍塌角砾岩，角砾主要为灰岩，部分为白云质；(f)-G76-14井马家沟组马五22段，3284.78m，岩溶坍塌角砾岩 Fig. 2 Photos of various types of breccias of Ordovician，Majiagou Formation，Gaoqiao area

淡水方解石是古岩溶作用常见的标志矿物，由于淡水方解石可形成于同生到早成岩期及表生成岩期(惠宽洋，2005)，因此这两期形成的淡水方解石如何区分很关键。惠宽洋(2005)在研究鄂尔多斯盆地塔巴庙地区奥陶系岩溶时曾提出过详细的区分依据，这两期淡水方解石在高桥马家沟组的膏化白云岩中均能见到。在表生成岩下，板状硬石膏被溶后形成的膏模孔或被淡水方解石充填的石膏假象，其孔隙壁多呈直线，其充填的淡水方解石晶体干净、明亮、等粒状，晶体由孔壁向中心生长。

鉴别古岩溶发育的形迹是古岩溶研究的基础，岩溶作用除溶蚀作用外还伴生有充填作用、胶结作用和机械破碎作用(惠宽洋，2005)。古岩溶宏观地质特征识别标志：奥陶系碳酸盐岩与石炭系不整合接触，不整合面上发育铝土矿残积层；岩溶岩心识别标志：岩溶角砾岩、溶蚀孔洞、高角度流(溶)痕、高角度溶缝、各种产状的溶缝及网状溶缝等；钻井录井识别标志：严重井漏、放空，钻时明显降低等。 2 岩溶古地貌特征 2.1 岩溶古地貌恢复

高桥地区相对平缓，潜台上沟槽纵横发育，储层与古沟槽展布密切相关。奥陶系顶部风化壳是与不整合面及古岩溶作 用有关的古地貌气藏的重要发育场所。准确地恢复古地貌是揭示储层分布和气藏规模的关键之一。岩溶古地貌图是表示下古生界不整合侵蚀面上当时的古地貌景观。其编制程序为：按古风化壳出露层位，结合地震追踪成果，编制该区前石炭纪古地质图，落实沟槽分布。运用古地质图法、印模法和残厚法恢复岩溶古地貌，编制出岩溶古地貌(地质)图。

古地质图的内容是不整合界面上所出露地层(或称开壳地层)的展布和当时的构造状况，开壳地层的层位是分析古地貌的重要依据之一。根据钻遇不整合界面上的地层资料就能勾绘出地层分布状况。高桥地层产状近于水平，不存在褶皱构造，无需表明地层产状。亦未发现当时有大的断裂构造，仅是地层展布，但它是编制岩溶古地貌图的重要基础图件。由于区内是近于水平产状地层，故地层界线势必呈等高线状，与当时古地形等高线分布应是一致的。

高桥地区往西侧地层剥蚀程度逐渐变强，出露马五地层逐渐变老，整体地形为剥蚀高地，出露地层背景为马五₃。西部岩溶高地主要发育岩溶台地和溶洼；溶洼出露层位为马五₄-马五₅，如S55-S357井区侵蚀层位为马五₄³；岩溶斜坡向东依次侵蚀层位为马五₂、马五₁⁴、马五₁³、马五₁²，马五₁¹；S15井-S374井-G50-2井-S401井以东大部分井出露马五₁¹小层，局部出露马六段，沟槽层位为马五₁²-马五₃，该区域整体地形为丘、洼、沟槽相间的古地貌特征。运用古地质图可以对地层边界和沟槽进行确定。 2.1.1 古沟槽的识别

古沟槽是指岩溶台地内被岩溶水流侵蚀切割而成的排水通道，根据宽度与长度可以划分为主沟槽和支沟槽(何自新等，2006)。高桥特殊地质背景决定了古沟槽的确定是岩溶古地貌恢复的关键，受控于早石炭世东倾的古地貌格局，古地形自西向东平缓倾斜，地表水主要由西向东径流，决定了主沟槽向东延伸。伊陕斜坡少见构造断裂，褶皱不发育，古水流条件是形成古沟槽的主要营力。通过古风化壳上下地层对应关系，并结合钻井风化壳开壳层位及地震剖面解释，可对古沟槽进行识别。高桥地区沟槽地震反射波以同相轴呈波状或倒八字形，振幅弱变或中强、不连续等反射为典型特征。倒八字形反射特征是奥陶系地层遭受风化、淋滤、侵蚀后所呈现的地震相，其形成粗糙的地震反射面反映了侵蚀沟槽反射面(图 3)。

图 3

Fig. 3

图 3 沟槽的地震反射特征(H096708测线叠加剖面) Fig. 3 Seismic reflection features of the trenches(stacked profile of line H096708)

通过近年来的勘探、实钻，靖边气田本部的主沟槽已经基本明朗，展布方向为东西向，本次研究引用靖边南部一条主沟槽，通过沟槽切割地层情况，结合9条地震剖面追踪成果，对主沟槽及其上方支沟槽进行了识别和落实，认为高桥地区东部5条支沟槽近东西向成排分布。 2.1.2 岩溶古地貌恢复

岩溶古地貌恢复方法有很多种，根据高桥资料情况具体在岩溶古地貌恢复中运用了古地质图法、印模法和残厚法。

印模法或残厚法步骤：1)选择合适的等时面(印模法沉积补偿面、残厚法厚度基准面)；2)确定标志层-不整合面之间地层厚度(印模法必要的去压实、古水深及差异沉降校正)；3)古地貌单元识别与古地貌图编制。

①印模法岩溶古地貌恢复

覆于不整合界面之上的充填地层厚度资料是分析岩溶古地貌地形变化的重要依据之一。上覆充填地层厚度的计算存在一个上界面的选取问题，即基准面的选择是关键，以基准面之下的沉积厚度反映加里东期古地貌特征，此方法所反映的古地貌是充填厚度与区域构造的综合反映，因此更客观，结论也更为准确。奥陶系马家沟不整合面上依次覆盖本溪、太原、山西等地层。前人研究认为盆地本溪组主要沉积于盆地中东部，盆地西部缺乏该组沉积，本溪组具有厚度相对变化大、分布不连续的特点；而太原组沉积分布广泛，厚度小而稳定(夏日元等，1999)，采用太原组顶与奥陶系马家沟组顶间的充填地层沉积厚度(本溪组厚度+太原组厚度)利用镜像原理来恢复盆地岩溶古地貌(李道隧等，1994；夏日元等，1999；李振宏等，2006)。但有研究者认为太原组与上覆山西组及下伏中石炭统本溪组间均为沉积间断假整合接触，今日所见太原组顶与马家沟组间的 残存厚度同原沉积的厚度并不一致(何江等，2007)，此厚度不能应用。因此有必要在邻近不整合面附近的上古生界内部重新选择基准面。高桥位于盆地中部，区内本溪组都有沉积，且太原组底界为全区较为稳定且易识别的灰岩层，加上本溪组顶部存在煤层(图 1)，选取此界面作为上覆充填地层厚度计算时的界面误差最小，也最为合适，亦即以本溪组厚度作为不整合面上覆充填地层的厚度。累计标志层至风化壳顶部的厚度(本溪组厚度)，以此方法来镜像反映古地貌形态，其主要问题就在于泥质岩因压实而引起的差异，即要考虑本溪组压实率问题，前人研究：因风化壳地形起伏而产生的最大差异压实量为3.0~5.5m(姚泾利等，2011)。印模法反映的岩溶高地范围相对古地质图法有所扩大，本溪组厚度小于20m。岩溶高地、东部岩溶潜台本溪组厚度为20~77m，东部本溪组厚度大于60m的呈现条带状分布，以此划为3个支沟槽，与古地质图法基本吻合，印模法反映整体地形为丘、洼、沟槽相间的古地貌特征。

落实地层分布是岩溶古地貌恢复及分析储层分布的基础。通过多条连井剖面分析，本溪组顶面拉平，为印模法恢复岩溶古地貌提供纵向上的依据。例如S333井-G46-19井本溪组顶拉平地层对比图(图 4)，S120与G47-11井处厚度明显增大，地层连线出现畸形，和地质背景不吻合，其原因是两井之间为沟槽经过处。

图 4

Fig. 4

图 4 陕333井-G46-19井本溪组顶拉平地层对比图 Fig. 4 Strata correlation of Benxi Formation for well Shan333 - well G46-19 with its top leveled

②残厚法岩溶古地貌恢复

在奥陶系内部选择标志层或基准面，以残留厚度反映古地貌特征。利用奥陶系内部K₃标志层(马五₄¹b底部凝灰质层)(图 1)至奥陶系顶面厚度进行刻画。残厚法是用来恢复古地貌最为直接的方法之一，得到的结果相对较接近实际，是比较真实的。

高桥东南部三条沟槽为厚度50~60m(背景在70m)，相差10~20m厚度间距，与古地质图法沟槽较为吻合。通过连井剖面分析，马五₄^1b底拉平，也可为残厚法恢复岩溶古地貌提供依据。G69-9-G72-26井马五₄^1b底拉平地层对比图(图 5)，S441井到S279井厚度变化较大，从三级地貌单元解释，S441井位于残丘区，而S279井位于支沟槽处，与古地质图法较为吻合。

图 5

Fig. 5

图 5 G69-9 - G72-26井马五41b底拉平地层对比图 Fig. 5 Strata correlation of Ma541b for well G69-9 - well G72-26 with its bottom leveled

把古地质图和上覆充填地层厚度分布图两者重合在一张图上，古地貌轮廓亦就基本上显现出来了，再对三级地貌单元作进一步分析，进而作出古岩溶地貌平面图(图 6)。

图 6

Fig. 6

图 6 鄂尔多斯盆地高桥地区前石炭纪古地质岩溶地貌图 Fig. 6 The pre-Carboniferous paleo-karst l and form map of Gaoqiao area，Ordos Basin

风化残积物铝土矿厚度分布可进一步刻画风化壳古地貌演化特征，铝土矿电性特征非常明显，易识别。高桥地区铝土矿厚度0.88~13.48m，岩溶高地、斜坡区一般由于剥蚀严重难以保存，不发育，沟槽内往往也被侵蚀殆尽，主要分布在中部岩溶潜台和沟槽之间的台地区、溶丘区，分布不均衡，形态不一，面积不等，具备较强的物性封盖能力。铝土矿沉积较厚，面积较大地区往往是地势较低的位置；厚度薄，面积小，局部孤立的往往是沟槽、沟槽间、洼地等地貌位置。 2.2 岩溶古地貌类型(单元)划分及其特征

盆地奥陶系风化壳古地貌特征十分特殊，应该属于构造抬升平缓地区的岩溶作用与构造褶皱或变形大的风化岩溶地区岩溶地貌存在较大差别，岩溶古地貌特征有其特殊性，高桥地区是这类岩溶的典型代表。加里东期构造抬升后，西部古中央隆起带抬升幅度相对较大，风化岩溶时构造位置相对较高，到高桥主体部位，构造抬升后，平缓，东西高差小，一般在5度以内。

根据恢复的奥陶系顶岩溶古地貌，可按岩溶单元划分为岩溶高地、岩溶斜坡和岩溶潜台三个不同水文地质条件的二级地貌(类型)单元，岩溶高地可进一步分为岩溶台地、溶洼(洼地)2种三级微地貌类型。岩溶潜台进一步可划分为岩溶台地、溶洼、溶丘(残丘)、沟槽4种三级微地貌类型。高桥地区与其它盆地岩溶古地貌最大区别在于，由于处于构造平缓地区，岩溶高地、岩溶斜坡区范围很小，大范围为低缓的岩溶潜台区且潜台区东侧沟槽(主沟槽、次沟槽)比较发育，这是其它岩溶型盆地少见的。各岩溶地貌单元的特征和分布简述如下。 2.2.1 岩溶高地

一般岩溶高地以发育峰丛或残丘为主，常见溶洼(落水洞)。高桥地区岩溶高地主要分布在该区西侧，古地形、地势整体相对较高，在原始基底隆起的中央古隆起东侧，由西向东倾斜，出露层位较老。按溶蚀微地貌特征可细分为岩溶台地(主要出露马五₃地层，缺失马五₁₊₂)、高地上的溶洼(7个，出露层位马五₄^1b-马五₅)，未见残丘，大部分区域为岩溶台地，溶洼面积局限(图 6)。以接受侵蚀、溶蚀为主。 2.2.2 岩溶斜坡

岩溶斜坡是位于岩溶高地与岩溶潜台之间的过渡带。高桥地区斜坡分布范围小，倾角较大，从西向东马五₂²-马五₁¹依次剥蚀缺失，具有沿高地一侧边缘产出的特点，厚度明显向岩溶潜台方向增厚，地势呈逐渐向潜台倾斜的坡状变化趋势。存在一个坡内浅洼(S92井，开壳层位马五₂²)和一个坡内残丘(S325，开壳层位马五₁²)(图 6)，此地形条件显然有利于大气降水迅速下渗和顺层排泄。因此，倾斜的岩溶斜坡区往往是大气水垂直渗流和顺层潜流溶蚀最为强烈的部位(马五₁³储层物性最好)，不仅渗流和活跃潜流带厚，而且垂直和水平溶蚀形成的洞穴系统和地下暗河也最为发育，是最有利于古岩溶储层发育的地貌单元。 2.2.3 岩溶潜台

依据古地形、古构造、古岩溶及古水文地质条件，研究者常常将岩溶古地貌单元划分为岩溶高地、岩溶斜坡和岩溶盆地等。高桥地区前两种地貌单元均存在，但由于该区构造平缓，未见明显岩溶水汇集的岩溶盆地，而是存在倾角很缓，分布较广的岩溶潜台区。潜台区地势相对较低，为接收西部岩溶高地、岩溶斜坡单元的地表和地下水的主要过渡区，局部发育小型残丘(19个)和溶洼(3个)，见5条近东西向分布沟槽，其余为岩溶台地分布区(图 6)。潜台区地形起伏变化不大，因地形坡降小和潜水位影响，马五溶蚀削薄作用较弱，地层保存状况相对完整，厚度较大，大部分区域表面出露层位以马五₁¹为主。东部发育5条相对较浅的主沟槽和次沟槽组成树枝状的沟槽网络体系，出露马五₂¹甚至马五₂²地层。潜台区西部靠近供水区，由于地势平缓，排泄流畅且面积大，次沟槽分布多，宽度大，侵蚀浅；东侧沟槽区成为泄水区，水量大，侵蚀深，造成潜台东部沟槽对地层的切割程度比潜台西部严重。 2.3 区域岩溶发育模式

通过高桥地区马五古岩溶发育特征分析及其古地貌恢复，建立构造相对平缓、变形弱区，潜台岩溶发育模式(图 7)。不同地貌单元岩溶作用强度不同，岩溶斜坡区(西部供水区)侵蚀作用较强，岩溶作用相对较强，特别是马五₂段，几套重要的隔水层的作用，马五₁⁴底发育一套区域稳定的凝灰质泥岩、凝灰质泥质白云岩隔水层，为垂直渗流带和水平潜流带的重要分界之一。潜台区岩溶强度变低，东部沟槽附近，因侵蚀深度加大，岩溶作用向下影响到马五₂段，特别是地势更低的主沟槽部位。残丘铝土矿对岩溶作用有影响，在铝土矿连片发育区阻碍垂直渗流作用。

图 7

Fig. 7

图 7 高桥地区奥陶系顶部岩溶潜台区古岩溶发育模式图 Fig. 7 Palaeo-karst model of buried platform at the top of the Ordovician of Gaoqiao area

高桥地区马五₁₊₂段为潮坪环境形成的一套以准同生白云岩为主的碳酸盐岩沉积。储层岩石类型主要包括：①白云岩：微晶-细晶白云岩，岩石结构一般较均一，发育石膏或盐类假晶、膏溶孔、溶斑等；②亮晶鲕粒白云岩；③粉-细晶灰岩：次生灰岩(去白云岩化-灰化作用)；④微晶-细晶灰质白云岩；⑤岩溶角砾岩。溶孔、溶洞、裂缝三大类储集空间类型均存在，构成复杂的裂缝-孔(洞)隙型储层。在白云石化基础上岩溶作用所形成的各类溶蚀孔隙占主导地位。

通过高桥和靖边气田南二区马五₁₊₂储层的实测物性统计(图 8、图 9)结合前人对靖边下古的分析(侯方浩等，2011)，靖边气田及南区下古最好的储集层有马五₁²和马五₁³，其次为马五₁¹、马五₁⁴、马五₂²和马五₄¹层，较差的有马五₂¹和马五₃¹层。此外，可能局部地区发育马五₄²和马五₄³储集层。

图 8

Fig. 8

图 8 马五1+2各小层孔隙度直方图(高桥、南二区) Fig. 8 Porosity histograms for layers of Ma51+2

图 9

Fig. 9

图 9 马五1+2各小层渗透率直方图(高桥、南二区) Fig. 9 Permeability histograms for layers of Ma51+2

西部岩溶高地缺失马五₁₊₂地层，残余马五₃及下部地层，主要出露马五₃，因此在岩溶高地主要储集层被侵蚀，仅有储集性较差的马五₃¹(部分剥蚀)和储集性一般的马五₄¹储层，且马五₃¹由于剥蚀厚度减薄。可能局部地区发育马五₄²和马五₄³储集层。整体储集性较东部岩溶斜坡及岩溶潜台差。 岩溶斜坡储层分布

西部斜坡区同时也是供水区，两套岩溶系统(上部岩溶系统，马₆-马五₁⁴；下部岩溶系统，马五₂)均可以产生垂直渗流和侧向潜流溶蚀。马五₁²-马五₂²地层部分保留，储层条件相对较好(图 10、图 11)，马五₂²-马五₁¹段除马五₁⁴平均孔隙度小于下限外，其它层均能达到储层标准。岩溶斜坡区大部分区域铝土矿缺失，马家沟白云岩储层与石炭系暗色泥岩烃源岩直接接触，各成藏要素配套较好。斜坡区是下一步勘探开发的有利区域之一。

图 10

Fig. 10

图 10 不同地貌单元各小层实测孔隙度分布 Fig. 10 The measured porosity for each layer of different l and form units

图 11

Fig. 11

图 11 不同地貌单元各小层实测渗透率分布 Fig. 11 The measured permeability for each layer of different l and form units

中部潜台区，除溶洼和东侧沟槽外，马五₁₊₂地层相对完整，岩溶残丘处甚至残留马六地层。初期溶蚀岩溶作用强，随着铝土层的沉积堆积，垂向渗流作用减弱，侧向潜流在部分地区存在，总体岩溶作用减弱，储层发育程度变弱，裂缝以表层风化破裂缝为主，常见压溶破裂缝。东部沟槽区，因沟槽的存在，加强了垂向岩溶作用深度，间接增加侧向溶蚀作用，岩溶作用变强，储层发育程度变好，沟槽之间的区域较其它潜台区储层明显变好(图 10、图 11)。此外，主、次沟槽的存在，使地貌存在陡坎地带。这些地带由于表面风化作用形成一些微裂隙，在这些裂隙的基础上，在水等润滑剂存在的条件下，由于陡坎带高部的重力势高，在重力拉张应力作用下可以形成拉张破裂，或垮塌形成堆积角砾岩(周文，1998；王彩丽等，2001)。从而增加沟槽附近区域的渗透性和储集性，形成相对较好的储层，岩溶潜台区特别是东部沟槽处是目前高桥马家沟组天然气的主产区。 4 结论

(1)高桥奥陶系顶部地层缺失等地层学标志，各种角砾岩的岩石学标志，淡水方解石等矿物学标志及古岩溶发育的形迹表明奥陶系马家沟顶存在沉积间断、古岩溶作用。

(2)运用古地质图法、印模法和残厚法恢复了高桥岩溶古地貌，按岩溶单元划分为岩溶高地、岩溶斜坡和岩溶潜台三个二级地貌(类型)单元，岩溶高地可进一步分为岩溶台地、溶洼(洼地)2种三级微地貌类型。岩溶潜台进一步可划分为岩溶台地、溶洼、溶丘(残丘)、沟槽4种三级微地貌类型。

(3)建立构造相对平缓、变形弱区，潜台岩溶发育模式。岩溶斜坡区侵蚀作用较强，岩溶作用相对较强，特别是马五₂段，马五₁⁴底发育一套区域稳定的凝灰质泥岩、凝灰质泥质白云岩隔水层，为垂直渗流带和水平潜流带的重要分界之一。潜台区岩溶强度变低，东部沟槽附近，因侵蚀深度加大，岩溶作用向下影响到马五₂段，特别是主沟槽部位。残丘铝土矿对岩溶作用有影响，在铝土矿连片发育区阻碍垂直渗流作用。

(4)岩溶高地整体储集性较斜坡及潜台差，岩溶斜坡发育两套岩溶系统，储层条件相对较好，成藏要素配套合理，是下一步勘探开发的有利区域之一。岩溶潜台区总体岩溶作用减弱，储层发育程度变差，东部沟槽区，因沟槽的存在，加强了垂向岩溶作用深度，间接增加侧向溶蚀作用，岩溶作用变强，储层发育程度变好，加上裂缝的影响，可以形成相对较好的储层。