碳酸盐岩中的油气储量约占全球油气储量的一半，为重要的油气储集层类型。四川盆地震旦系灯影组是深层古老碳酸盐岩天然气藏，对我国碳酸盐岩气藏研究意义重大^[1-4]。继灯影组古气藏1964年在威远和1994年在资阳地区取得勘探突破后，高石梯—磨溪地区（简称高磨地区）是近年该层系的最新勘探成果，其震旦系灯影组储量达到5 000亿m³。灯影组储层位于四川叠合盆地底部，经历了复杂的构造运动、生排烃、充注等过程，因此高磨地区灯四段优质储层的形成机制存在着很多观点，有沉积相变对岩溶储层的控制^[5]、桐湾作用末期的表生岩溶控制^[6]、中—深埋藏的多期岩溶作用^[7]、TSR作用形成了优质的白云岩储层^[8]、深埋藏过程的有机酸、热液溶蚀作用^[9-10]等，但主要的观点还是认为表生风化壳岩溶作用是优质储层形成的主控因素。不同的发育机理会形成不同的优质储层发育规律，也是影响勘探方向的重要指标。20世纪90年代已有相关学者对风化壳岩溶储层的分带性进行了讨论，郑荣才等^[11-12]从地层特征、古地貌和矿物组成等多方面总结了风化壳岩溶储层发育的特征标志。总体来说，岩溶储层的发育规律研究是从岩石学物质基础到主要岩溶控制作用到垂向分带到平面分区的研究过程。高磨地区28口井进行了31井次无阻流量计算，高石梯区块明显高于磨溪区块，区块间的产能差异表明不能完全依照高磨地区的岩溶储层认识来解决磨溪井区的生产问题^[13]，针对磨溪地区的岩溶储层发育特征进行精细研究，寻找有利岩溶储层发育规律依然重要，能够为下一步勘探工作提供借鉴。

通过岩心观察，测井、地震资料解释，多因素综合控制的岩溶作用及主控因素研究，单井岩溶带的划分和平面有利岩溶区的预测，总结优质储层的岩石学特征，以期探讨磨溪地区下一步勘探方向。

磨溪22井区南部邻近磨溪109井区和高石井区，地理位置紧靠四川省遂宁市（图 1），构造位置在乐山—龙女寺古隆起的东侧，是古隆起背景上的一个大型北东东向鼻状隆起，由西向北东倾伏，南缓北陡，构造呈多排、多高点的复式构造特征，处于古今构造叠合相对较高的部位。

图 1

Fig. 1

下载原图 图 1 四川盆地磨溪22井区位置及地层特征示意图 Fig. 1 Location and stratigraphic column of Moxi 22 well area in Sichuan Basin

高磨地区震旦系—下古生界相继沉积了下震旦统的陡山沱组和上震旦统灯影组，上覆零星沉积有下寒武统麦地坪组，因受到抬升剥蚀，残余的沉积很有限，主要是与下寒武统筇竹寺不整合接触，筇竹寺组作为优质的烃源岩为本区提供了丰富的气源，也与灯影组储层形成上生下储的成藏组合。研究区灯四段钻遇厚度最大达350 m，呈西厚东薄、南北稳定的变化特征。灯四段沉积时期存在2次海侵过程，形成2套大的沉积旋回，依据灯四段的岩性、电性、旋回性等特征，可以细分为上、下2个亚段，研究区内储层主要发育在灯四上亚段。

目前磨溪22井区测试产量为100万m³以上的气井3口，平均单井测试产量为22.1万m³/d，平均无阻流量为52.8万m³/d；自2017年1月起，井区6口气井先后试采，平均单井产量为19.1万m³/d。已投产的层段主要在灯四上亚段，含气性良好，气藏内部未见水，测井解释均为气层，未见水层特征，测试均获工业气流，未产水。测井解释和地震预测均表明储层大面积连片发育。根据井区无阻流量统计可以看出各井开发潜力各异，岩溶是本地区储层发育的主要控制因素，因此对于岩溶带发育特征及规律的研究将推动研究区下一步天然气的勘探。

四川盆地磨溪地区灯四上亚段储层主要发育白云岩，仅在部分地区灯四段顶部发育少量灰岩。储集岩岩性包括藻云岩类、砂屑云岩类和结晶云岩类[图 2（a）—（c）]^[14]。其中藻云岩类是最主要的储集岩类，主要包括藻凝块云岩、藻叠层云岩和藻纹层云岩。藻凝块云岩中观察到明显的溶孔，具有凝块组构选择性溶蚀，溶孔部分被沥青或白云岩充填。砂屑云岩类形成于水动力较强的环境，在容易受到波浪波及的位置，一般为滩相沉积，如果同时藻类丰富，也可以形成藻砂屑云岩，砂屑类云岩的孔隙主要为粒间孔和粒内孔。结晶云岩类主要由白云岩结晶而成，按晶粒粒度分为泥晶云岩、粉晶云岩和细晶云岩，孔隙发育晶间孔和晶内溶孔，但多被胶结物和沥青等充填，孔隙保存较差。

图 2

Fig. 2

下载原图 图 2 四川盆地磨溪22井区灯四上亚段岩石特征和储集空间类型 （a）藻叠层云岩，磨溪 110 井，5 359.06～5 359.21 m；（b）砂屑云岩，磨溪 22 井，5 405.95～5 406.13 m；（c）泥晶云岩，磨溪 105 井，5 347.34～5 347.42 m；（d）砂屑云岩，磨溪 105 井，5 330.66 m，粒间溶孔；（e）藻叠层云岩，磨溪 9 井，5 447.69 m，晶间溶孔；（f）藻砂屑云岩，磨溪 9 井，5 447.50 m，粒内溶孔；（g）藻纹层云岩，磨溪 105 井，5 359.12 m，孔洞发育；（h）藻凝块云岩，磨溪 62 井，5 176.39 m，缝合线发育；（i）藻凝块云岩，磨溪 102 井，5 196.71～5 196.89 m，构造缝 Fig. 2 Rock characteristics and reservoir spaces of the upper sub-member of Deng 4 member in Moxi 22 well area in Sichuan Basin

孔隙类型包括粒间溶孔、晶间溶孔、粒内溶孔、格架孔^[15-16]。粒间溶孔[图 2（d）]是沉积物正常堆积后，经大气淡水淋滤或成岩晚期的热液蚀变形成的溶蚀空间，这类孔隙是砂屑云岩的主要储集空间。晶间溶孔[图 2（e）]主要发育于白云化作用强烈、原组构遭到破坏的藻凝块云岩中，也是灯四段较为重要的储集空间^[17]。粒内溶孔[图 2（f）]主要在藻砂屑云岩和砂屑云岩中，灯四段粒内溶孔直径较小，要形成更好的连通性就需要后期的溶蚀改造。格架孔主要出现在藻叠层云岩、藻纹层云岩、藻凝块云岩中，具有藻生长过程形成的格架形态，但多被白云石、沥青等充填。

整理井区内10余口井，576个柱塞样孔隙度数据和495个柱塞样渗透率数据（图 3）。储层平均孔隙度为2.92%（0.27%~14.47%），孔隙度小于6%的样品占了90%。平均渗透率为0.05 mD（0.05~ 37.12 mD），总体具有低孔、低渗特征。根据储层全直径数据，平均孔隙度为3.35%，平均垂直渗透率为0.09 mD，平均水平渗透率达到16.12 mD，不同渗透率测试结果体现了储层的强非均质性，也反映了高渗透储层是近水平发育的。储层的孔渗相关图（图 4）中可以看出孔隙度和渗透率的相关性差，特别是孔隙度小于4%时，渗透率变化范围大；当孔隙度大于4%时，又与渗透率展现出一定的相关性。

图 3

Fig. 3

下载原图 图 3 四川盆地磨溪22井区灯四上亚段储层物性特征 Fig. 3 Physical properties of the upper sub-member of Deng 4 member in Moxi 22 well area in Sichuan Basin

图 4

Fig. 4

下载原图 图 4 四川盆地磨溪22井区灯四上亚段储层渗透率和孔隙度的相关性 Fig. 4 Relationship between permeability and porosity of the upper sub-member of Deng 4 member in Moxi 22 well area in Sichuan Basin

当灯四段沉积物处于早成岩期，沉积物松软并在较开放的环境中接受大气淡水的溶蚀，这个过程中，一些易受到溶蚀的成分会优先被溶蚀，例如一些生物相关的颗粒和蒸发环境形成的石膏结核；另外同生期大气淡水溶蚀可以对原生的粒间孔隙溶扩，常常呈水平状集中分布，并出现淡水携带来的渗流物质[图 5（a）]；在研究区丘滩体发育，丘滩体向上生长，早期接受大气淡水淋滤，顶部会形成溶蚀间断，形成葡萄花边白云石[图 5（b）]^[18-20]。

图 5

Fig. 5

下载原图 图 5 四川盆地磨溪22井区灯四上亚段岩溶带溶蚀特征 （a）粉晶砂屑云岩，磨溪22井，5 416.42 m，粒间溶孔，晶间孔，准同生岩溶渗流粉砂；（b）泥质泥晶凝块云岩，磨溪22井，5 415.74 m，葡萄花边；（c）泥晶云岩，磨溪108井，5 263.15 m，花斑状岩溶系统；（d）粉晶云岩，磨溪103井，5 311.68 m，沥青沿着缝合线运移；（e）泥晶藻凝块云岩，磨溪105井，5 398.15 m，鞍状云岩，（-）；（f）粉晶云岩，磨溪22井，5 501.14 m，被热液强烈改造，方解石胶结，发育少量晶间溶孔 Fig. 5 Dissolution characteristics of karst zones of the upper sub-member of Deng 4 member in Moxi 22 well area in Sichuan Basin

灯四段受到桐湾运动Ⅱ幕运动影响，早期成岩碳酸盐岩抬升接受剥蚀形成风化壳，并接受岩溶改造。经过早期的同生期岩溶作用，形成了优势的孔渗通道和一定规模的裂缝系统、缝合线等^[21-22]。表生期的岩溶作用会形成各种角度的不规则溶沟、溶缝和溶洞，并且多被充填，这是由于风化壳岩溶的不同岩溶带的水流方向的差异造成的。表生期风化壳岩溶具有特殊的花斑状岩溶系统[图 5（c）]和大型的溶洞和裂缝，研究区内多口井出现井漏、放空现象就是这些溶洞、裂缝的响应。

在晚埋藏期，埋深加大，随着有机质的成熟，生排烃过程会释放大量有机酸、CO₂和H₂S^[23-24]，这些溶蚀性物质随着烃类向储集空间充注，就可以对优势的储集空间进行再改造，这类埋藏期的溶蚀作用通常会伴随着沥青的一同出现[图 5（d）]。当遇到构造运动时，岩浆中的CO₂，H₂S以及HCl等气体可以溶于深部的热液之中，并通过断裂、不整合面等通道向上运移，并在可溶的部位形成溶蚀孔洞。单独的热液溶蚀作用并不会出现沥青，典型的热液矿物、典型的鞍状云岩[图 5（e）]和溶蚀改造后形成胶结物或石英矿物等[图 5（f）]充填等都是热液溶蚀存在过的有力证据。有机酸和热液作用都可以改造已形成的溶蚀孔缝系统，除了一些特征矿物出现的情况，通常不易区分，并且其都具有两面性，既能改造孔隙，也可能造成沥青、石英或矿物充填孔隙，减小储层空间。

通过岩心和野外露头特征的分析，研究区内同生期溶蚀作用形成的孔隙容易受到后期岩溶再改造，白云石、渗流粉砂等物质会充填其中，导致其储集性大大降低；埋藏期的热液作用和有机酸可以有效改善储渗空间，但其往往是在原始的有效空间上继续作用，因此早期形成的储集空间系统才是研究重点。储层上覆有麦地坪组和筇竹寺组烃源岩，如果埋藏期岩溶作用起到主要控制作用，那么灯四段储层应该是上部的储集空间更发育，但从研究结果看，灯四段的储集物性在纵向上具有明显的分带性，因此可以认为表生期的风化壳岩溶作用在研究区的岩溶过程中起到了控制作用。

根据岩心资料、薄片鉴定和测井资料，结合四川盆地磨溪地区地质条件和水文条件，将岩溶带划分为地表岩溶带、垂直渗流带和水平潜流带（图 6）。地表岩溶带在近不整合面的范围内发育，溶蚀强，形成较大的溶洞，常被陆源的泥质或碎屑充填^[25]，在成像测井中可以观察到较大的孔洞[图 7（a）]，暗色充填，具有高的自然伽马值、电阻率离差大，储集性差，厚度较小^[26]，通过常规电阻率和成像测井可以较好地识别地表岩溶带。垂直渗流带发育在地表岩溶带以下至最高潜水面以上的空间，大气水和河流水源经过地表后沿着高角度构造缝[图 7（b）、图 8（a）]或垂直裂缝[图 8（b）]渗入地下，流速大，不能充分接触岩石，主要形成垂向分布的溶洞，根据岩心观察识别出垂直渗流带中孔洞较大，具有高角度的溶缝，成像测井里具有近竖直的暗色条带，不规则交错分布[图 7（c）]，自然伽马值较小，电阻率曲线具有齿状正异常的测井响应特征，并且在研究区内垂向渗流带含有大量酸不溶物，也体现了他源的物质充填的特征，这一特征在研究区的所有井中都有出现，因此酸不溶物含量成为垂直渗流带的识别特征。潜水面以下至埋藏成岩环境以上的空间属于潜流带，包括水平潜流带和深部缓流带，四川盆地磨溪地区灯四上亚段深度范围内只发育水平潜流带。水平潜流带内的水流以水平流动为主，形成的溶蚀孔洞也以水平分布为主，常成蜂窝状聚集，并且以未充填—半充填为主，形成的溶蚀空间储集性能也更佳，成像测井上呈现密集分布的水平暗色条带[图 7（d）]，岩心上可以观察到水平潜流带的孔洞基本顺层排列，发育多层[图 8（c）]。还有一种是高自然伽马峰值的单层，厚度一般不足1 m的洞穴相，这一类洞穴的溶蚀程度较低、规模较小，但在成像测井图像上可以看到明显的溶孔、溶洞特征[图 7（e）]。水平潜流带的上部，常发育有暗河溶蚀、侵蚀形成的水平通道和顺层孔洞，岩溶发育程度随深度变大逐渐减弱，并且由于构造运动、古气候变化，潜水面深度也随之发生变化，加之纵向上的相变，形成了较致密水平潜流带过渡亚带，岩性多为泥晶云岩，以较高自然伽马值和高电阻率值为特征，成像测井图形上呈现高亮块状[图 7（f）]，此类储集层物性差。

图 6

Fig. 6

下载原图 图 6 四川盆地磨溪22井区灯四段岩溶分带模式 Fig. 6 Vertical zoning pattern of karst zones of the upper sub-member of Deng 4 member in Moxi 22 well area in Sichuan Basin

图 7

Fig. 7

下载原图 图 7 四川盆地磨溪22井区灯四上亚段风化壳岩溶的典型成像测井响应 Fig. 7 Typical image logging responses of weathering crust karst reservoir of the upper sub-member of Deng 4 member in Moxi 22 well area in Sichuan Basin

图 8

Fig. 8

下载原图 图 8 四川盆地磨溪22井区灯四上亚段风化壳岩溶的典型岩心照片 （a）磨溪105井，5 308 m，纵向缝被充填；（b）磨溪103井，5 246 m，高角度剪切缝；（c）磨溪103井，5 226 m，顺层分布溶孔 Fig. 8 Typical core photos of weathering crust karst reservoir of the upper sub-member of Deng 4 member in Moxi 22 well area in Sichuan Basin

以3类岩溶带岩心观察为基础，结合成像测井特征及常规测井资料识别并划分研究区内的10口井的岩溶带。以磨溪105井为例，研究磨溪22井区灯四上亚段岩溶作用特征及纵向分布规律（图 9）。磨溪105井地表岩溶带从5 294.8~5 304.2 m，厚度为9.4 m，岩石整体上较为致密，自然伽马值较高，从成像测井图像可见暗黑大洞，洞内可看出角砾的沉积特征，角砾间是开启的构造裂缝，外来泥质或泥浆的充填使得自然伽马值增高、电阻率离差增大；从地表岩溶带到垂直渗流带测井曲线具有明显标志，在5 304.2 m处出现自然伽马高值，电离差从5个数量级的差距到2倍差，垂直渗流带从5 304.2~ 5 321.1 m，厚度为16.9 m，成像测井中可见较大孔洞且相对独立，具有纵向向下分布的小孔，孔洞形状不规则且无定向性，并可见沿着垂向通道向下渗流溶蚀的缝洞，孔洞缝中充填大量酸不溶物（泥质或者硅质）。5 321.1~5 327.1 m是具有高阻特征、低孔隙度的致密过渡亚段，从成像测井也可以看出过渡亚段的致密性。从电阻率曲线特征来看，垂直渗流带呈现正韵律，电阻率值到5 323 m达到峰值，第1水平潜流带（5 327.1~5 353.9 m）呈现反韵律变化特征，并且成像测井看得出从垂直渗流带的小孔纵向分布特征逐渐变为水平顺层分布。根据高电阻率和低孔隙度特征识别出3套过渡亚段，将水平潜流带进一步细分为4个叠合的水平潜流亚带，磨溪105井水平潜流带总厚度为115.8 m，其中第1水平潜流亚带的厚度为26.8 m，第2水平潜流亚带的厚度为30.1 m，第3潜流亚带的厚度为39.4 m，第4潜流亚带的厚度为19.5 m。4段水平潜流带从浅到深，厚度在第3水平潜流带达到最大，从电阻率和三孔隙曲线看，最大孔隙度在第2水平潜流带并且在第1和第2水平潜流带优质高孔隙度储层发育更厚更稳定。

图 9

Fig. 9

下载原图 图 9 四川盆地磨溪22井区磨溪105井岩溶带综合柱状图 Fig. 9 Synthetic columnar section of karst zones in well Moxi 105 in Moxi 22 well area in Sichuan Basin

图 10为灯四上亚段过磨溪22井—磨溪105井—磨溪51井震旦系灯影组四段孔隙度反演连井对比图，井上曲线为测井孔隙度曲线，可以看出反演剖面与测井的孔隙度曲线较吻合，红色对应着高孔隙度段，黄色对应着非储层。并且磨溪105井的单井评价与地震反演规律较吻合，显示第1和第2水平潜流带相对的都是深红色为代表的优质储层，并且具有稳定发育、连续性好的特征，表明第1和第2水平潜流带发育的储层质量好于第3和4水平潜流带这一规律是大范围存在的。

图 10

Fig. 10

下载原图 图 10 四川盆地磨溪22井区过磨溪22井—磨溪105井—磨溪51井震旦系灯影组四段孔隙度反演剖面 Fig. 10 Inversion section of porosity of Z2 d4 across wells Moxi 22-Moxi 105-Moxi 51 in Moxi 22 well area in Sichuan Basin

根据单井的划分标准，可以绘制井区内所有井的岩溶分带单井图，结果显示磨溪22井区地表岩溶带厚度一般为3.9~9.5 m，平均为6.0 m；垂直渗流带厚度一般为9.8~29.9 m，平均为21.3 m；水平潜流带总厚度为18.0~84.5 m，平均为53.7 m，其中第1水平潜流亚带的厚度一般为4.0~29.8 m，平均厚度为17.6 m，第2水平潜流亚带厚度一般为8.0~ 30.9 m，平均为17.2 m，第3潜流亚带厚度为3.0~ 16.5 m，平均为10.1 m，第4潜流亚带厚度一般为3.0~18.0 m，平均为8.7 m。第1水平潜流亚带在磨溪108井、磨溪118井、磨溪105井周围较为发育；第2水平潜流亚带在磨溪105井、磨溪108井和磨溪22井周围较为发育。从剖面井所处的位置来看，处于溶丘东北部斜坡的磨溪22井、磨溪108井和磨溪103井都是第1和第2水平潜流带发育厚度大，第3和第4水平潜流带不发育或较发育，而处于岩溶台地的其他井第3和第4水平潜流带都较发育或发育，这可能因为斜坡地势陡，水流急，水流未能向下渗流到更深部位形成岩溶带，而在岩溶台地，地势平缓，水流可以沿构造缝向下渗流，能在纵向上更大范围内形成岩溶带。

碳酸盐岩地层暴露地表的地貌主要控制古岩溶的发育强度。研究区处于盆地内岩溶台地二级岩溶地貌单元边缘，岩溶台地长期处于剥蚀和溶蚀作用环境，整体岩溶作用强，但微地貌具有明显差异，因此细化微古地貌能为进一步明确高产地区提供依据^[27-30]。金民东等^[31]利用残余厚度趋势方法，恢复研究区灯四上亚段残厚古地貌图（图 11），并根据残余地层厚度和等高线疏密程度区分出4个岩溶微地貌单元：溶丘是厚度大于200 m的地貌单元；溶洼是厚度小于150 m的地貌单元，岩溶台地是厚度在150~200 m的地貌单元，斜坡是溶丘周围等厚线密集的区域，其相对于台地地势变化快。

图 11

Fig. 11

下载原图 图 11 四川盆地磨溪22井区灯四上亚段残余厚度图（a）和岩溶古地貌图（b） Fig. 11 Paleogeomorphic map of residual depth(a)and karst(b)of the upper sub-member of Deng 4 member in Moxi 22 well area in Sichuan Basin

绘制磨溪22井区灯四上亚段岩溶古地貌图（图 11），溶丘分布局限，仅存在研究区中部西侧一小块区域，地貌位置高，溶洼面积也较为局限，主要围绕斜坡的东侧分布，斜坡微岩溶古地貌广布，为有利储层形成提供了自然条件。溶丘斜坡地势高，水头高，降水在地层岩石中主要发生垂向淋滤溶蚀，形成以垂向分布的溶洞，形成了较好的储层。溶丘斜坡是主要的岩溶地貌单元，发育良好的垂直渗流带和水平潜流带，地下水漫流运动形成为水平潜流带形成有效孔缝系统提供能量，溶丘斜坡向外是地势更为平缓的岩溶台地，岩溶台地水流流速小，滞留增大，容易造成溶蚀作用产生的物质残留，影响储层质量。溶洼存在于东北和东南角，地势低，为大气降雨的泄水汇集地，水流方式为集结汇聚，原先形成的溶蚀孔洞被沉淀物充填或根本不存在原始储层，表现为有效缝和岩溶不发育的显著特征。

通过统计研究区各井岩心的岩溶孔洞缝数量和分析成像测井，研究不同岩溶带的孔洞缝发育情况和岩溶储层的发育情况。岩溶带并不具有特殊的岩性组合，溶蚀作用却主要发生在藻凝块云岩、藻叠层云岩和藻砂屑云岩，另外根据研究区内不同相带的储层物性，发现丘滩相的储层物性最好，这些可能表明了岩溶作用更多地选择性发生在丘滩相，相控在研究区岩溶过程起到一定作用。处于不同古地貌的井具有变化的岩溶带储层特征，但总体上对于单井来说，优质储层发育在垂直渗流带、第1和第2水平潜流带，水平潜流带的优质储层多发育在潜水面附近。垂直渗流带的裂缝发育，基质孔隙度中等—较高，孔洞发育程度中等—较高；第1水平潜流亚带的裂缝发育程度中等—较好，基质孔隙度较高—高，孔洞发育程度较高—高；第2水平潜流亚带的裂缝发育程度中等，基质孔隙度较高，孔洞发育程度较高；第3水平潜流亚带的裂缝发育程度较差—中等，孔洞发育程度较差；第4水平潜流亚带的裂缝发育程度较差，孔洞发育程度较差。

统计发现：溶丘斜坡气井单井平均无阻流量最高，平均为43.58万m³/d，开发效果最好；其次是岩溶台地，单井无阻流量中等，平均为6.65万m³/d，开发效果中等；溶洼单井无阻流量最低，开发效果最差，说明溶丘斜坡的储层发育优于岩溶台地。

（1）岩溶储层岩性主要为藻云岩类、砂屑云岩类和结晶云岩类，藻云岩类是主要的储集岩类，主要包括藻凝块云岩、藻叠层云岩和藻纹层云岩；储集空间主要为孔隙、溶洞和裂缝；储层类型分为裂缝-孔洞型和孔洞型。

（2）四川盆地磨溪地区受到的古岩溶作用类型包括同生期大气淡水溶蚀作用、深部热液和有机酸溶蚀作用、表生期大气淡水风化壳溶蚀作用。其中同生期的溶蚀作用时间太早，形成的储集空间难以保留，晚成岩期的溶蚀作用多是对储层的改造作用，表生期的岩溶作用实际控制储集空间的分布和发育质量。

（3）风化壳岩溶带可以划分为地表岩溶带、垂直渗流带和水平潜流带，优质储层发育在垂直渗流带和水平潜流带上部靠近潜水面的位置，平面上优质储层的发育与沉积相和岩溶古地貌相关，主要在丘滩相和溶丘斜坡，下一步勘探目标应该继续集中在溶丘斜坡，同时尝试岩溶台地的其他位置。