劉朱睿鷙，胡素云，谷志東，汪澤成，劉桂俠，翟秀芬，姜華，趙容容，張寶民，莫午零

1 中國石油勘探開發(fā)研究院; 2 中國石油西南油氣田公司

0 前 言

震旦紀是地球演化歷史中最重要的時期之一，是元古代向古生代、軟體動物向后生動物轉(zhuǎn)變的主要時期，也是羅迪尼亞超級大陸裂解向?qū)呒{超級大陸會聚轉(zhuǎn)變的主要時期［1-2］。全球古氣候變化與環(huán)境變遷，全球范圍內(nèi)可對比的微生物白云巖發(fā)育、碳同位素負漂移事件，埃迪卡拉生物群的興亡等一系列地質(zhì)和生物事件都發(fā)生在這一時期［3-4］。

震旦系在華南揚子地塊廣泛分布，自下而上包括陡山沱組和燈影組［5］。近10年來，四川盆地深層天然氣勘探揭示震旦系發(fā)育一條貫穿盆地的近北西—南東向的臺內(nèi)坳槽，臺內(nèi)坳槽的形成演化控制了坳槽周緣燈影組規(guī)模優(yōu)質(zhì)儲層及大氣田的形成與分布［6-10］。目前，四川盆地震旦系臺內(nèi)坳槽東緣已鉆探大量探井，采集了大面積高精度三維地震數(shù)據(jù)，已發(fā)現(xiàn)安岳特大型氣田，前人在震旦系地層序列、沉積演化、儲層特征與天然氣成藏等方面均開展了細致工作，研究總體較為深入［11-13］。但是，臺內(nèi)坳槽西緣鉆井較少，地震資料以二維為主且品質(zhì)較差，龍門山褶皺-逆沖帶構造變形復雜且多期構造疊加，這些問題限制了對坳槽西緣震旦紀地層與沉積演化的認識。臺內(nèi)坳槽西緣震旦系是否發(fā)育完整的地層序列，是否發(fā)育與坳槽東緣類似的沉積演化旋回及規(guī)模優(yōu)質(zhì)儲層等問題還不明確，這也在一定程度上制約了坳槽西緣震旦系的勘探部署實施。

本文選取緊鄰震旦系臺內(nèi)坳槽西緣的綿竹清平大水閘剖面和燕子巖剖面，通過露頭觀察與測量、碳同位素系統(tǒng)取樣與室內(nèi)薄片觀察等分析，系統(tǒng)開展坳槽西緣震旦系地層劃分、沉積演化與儲層發(fā)育特征等研究，對于拓展四川盆地震旦系臺內(nèi)坳槽西緣天然氣勘探具有重要的意義。

1 地質(zhì)背景

四川盆地震旦系臺內(nèi)坳槽由川中向川西逐漸變寬、變深，坳槽兩側(cè)震旦系厚度也逐漸增加，構造沉降曲線揭示川西地區(qū)為臺內(nèi)坳槽形成較早且發(fā)育更為完整的地區(qū)［10］。四川盆地燈影組總體為碳酸鹽臺地相沉積，由碳酸鹽臺地向臺內(nèi)坳槽依次發(fā)育臺地邊緣相、斜坡相和盆地相，臺內(nèi)坳槽主要為斜坡—盆地相（圖1）。本次研究測量的大水閘剖面和燕子巖剖面位于四川省綿竹市清平鎮(zhèn)，緊鄰震旦系臺內(nèi)坳槽西緣，處于燈影組碳酸鹽臺地相區(qū)（圖1）。

圖1 四川盆地中西部燈二段巖相古地理圖（據(jù)文獻［10］，略修改）Fig.1 Lithofacies map of Dengying Member 2 in the central and western Sichuan Basin(cited from reference［10］,modified)

研究區(qū)構造上位于四川盆地西緣龍門山褶皺-逆沖帶中段。龍門山褶皺-逆沖帶位于青藏高原東南緣，由北東向南西延伸約500 km，寬約50 km，以灌縣—安縣斷裂為界與四川盆地相鄰，以汶川—茂縣斷裂為界與松潘—甘孜地塊相鄰［14-17］。龍門山褶皺-逆沖帶至少經(jīng)歷了兩期構造事件：一期為晚三疊世揚子地塊與松潘—甘孜地塊的會聚，另一期為新生代青藏高原與四川盆地的會聚［18-19］。受由北西向南東方向的逆沖影響，研究區(qū)基底花崗巖及上覆震旦系、寒武系（僅底部地層）出露地表。

2 震旦系劃分

2.1 震旦系劃分標準

震旦系對應于國際上的埃迪卡拉系，命名于湖北宜昌峽東地區(qū)，時限約為635~541 Ma，巖石地層包括下部的陡山沱組與上部的燈影組［20-21］。陡山沱組以碳酸鹽巖和碎屑巖混積為主，燈影組以碳酸鹽巖沉積為主，兩者多為整合接觸。湖北峽東地區(qū)陡山沱組可進一步劃分為四段：陡一段為南華系南沱組冰磧巖之上的蓋帽白云巖，陡二段為黑色泥巖與灰色泥質(zhì)白云巖互層，陡三段為灰色白云巖、白云質(zhì)灰?guī)r及條帶狀灰?guī)r，陡四段為頂部的黑色泥巖［22］。四川盆地及周緣陡山沱組普遍缺失下部地層，僅發(fā)育陡山沱組中上部，頂部廣泛分布的黑色頁巖被認為是陡山沱組的標志層之一［23-24］。燈影組在四川盆地被劃分為四段：燈一段以泥晶白云巖為主，微生物貧乏；燈二段為富含微生物白云巖，典型特征是疊層石、葡萄狀、花邊狀白云巖發(fā)育，但上部微生物顯著減少；燈三段為混積巖，包括硅質(zhì)碎屑巖、火山碎屑巖與碳酸鹽巖、硅質(zhì)巖等，普遍發(fā)育藍灰色凝灰質(zhì)泥巖；燈四段以含硅質(zhì)條帶或團塊的白云巖為特征［25-27］。

近年來，除了生物地層和巖石地層，震旦系碳同位素化學地層研究取得了重要進展，被用來約束震旦系的劃分。華南震旦系陡山沱組記錄了3次全球性的海洋碳同位素組成負漂移事件，自下而上分別為陡山沱組底部（陡一段）蓋帽白云巖（EN1/CANCE）、中部（陡三段）白云巖（EN2/VANCE）和頂部（陡四段）白云質(zhì)泥巖（EN3/DOUNCE）。燈影組總體表現(xiàn)為碳同位素正漂移特征（DEPCE）［27-29］。陡山沱組近頂部的碳同位素負漂移事件EN3/DOUNCE/Shuram Excursion 為地球演化歷史上變化幅度最大的一次碳同位素負漂移事件，在全球多個板塊都有記錄，雖然其成因存在爭議，但是依然被認為是全球范圍內(nèi)震旦系化學地層對比的重要標志［30］。因此，陡山沱組頂部的負漂移與燈影組底部的正漂移是震旦系陡山沱組與燈影組劃分對比的良好標志，尤其在碳酸鹽巖深水斜坡與盆地相區(qū)［22,31-32］。

2.2 臺內(nèi)坳槽西緣震旦系劃分

川西地區(qū)，尤其在龍門山褶皺-逆沖帶，由于構造變形復雜及沉積相帶、巖性變化等原因，震旦系陡山沱組與燈影組劃分還不明確。龍門山褶皺-逆沖帶震旦系存在許多地方性地層單元名稱，與揚子地區(qū)陡山沱組、燈影組對應關系還不明確，而且不同剖面震旦系巖石地層單元的對比也存在較多問題。川西地區(qū)震旦系自下而上發(fā)育一套碳酸鹽巖夾碎屑巖地層序列，由于缺乏生物地層、年代地層以及碳同位素化學地層等方面的詳細研究，因此僅憑巖性特征難以準確厘定陡山沱組和燈影組的界線。鑒于碳同位素負漂移事件在震旦系劃分中的重要作用，本文在綿竹清平大水閘剖面系統(tǒng)采集樣品并進行室內(nèi)碳/氧同位素分析測試，利用同位素化學地層學方法并結合巖石地層特征劃分震旦系陡山沱組與燈影組。

綿竹清平大水閘剖面位于龍門山褶皺-逆沖帶中段大水閘背斜東翼，緊鄰震旦系臺內(nèi)坳槽西緣（圖1）。該剖面震旦系發(fā)育于青白口系花崗巖（約760 Ma）之上，自下而上劃分為48 層，下部為硅質(zhì)碎屑巖與碳酸鹽巖混合沉積（1~16 層），上部以中—厚層白云巖為主并夾有薄層硅質(zhì)巖與泥巖（17~48 層）（圖2）。震旦系底部礫巖與下伏花崗巖呈平行不整合接觸，之上為細砂巖、薄層粉砂巖與泥巖互層沉積（1~9 層）；之上為紅色薄層砂巖、紅色薄層泥巖沉積（10~11 層）；第12 層起巖性由碎屑巖轉(zhuǎn)變?yōu)樘妓猁}巖，下部為薄層白云巖、石灰?guī)r夾極薄層泥巖（12~16 層），上部以中—厚層白云巖為主（17~48層）。

本文自碳酸鹽巖開始出現(xiàn)的第12 層起系統(tǒng)取樣至第18 層，共采集樣品35 個，用以劃分陡山沱組與燈影組。震旦系第12~18 層的δ13C 同位素變化曲線顯示，δ13C 自下而上經(jīng)歷了由正漂移至負漂移再至正漂移的演化過程（圖2）。圖2a 顯示實際測量地層的δ13C 曲線變化特征；圖2b 顯示隨地質(zhì)年齡變化的δ13C 曲線變化特征，但第12 層之下的碎屑巖地層的時間約束參考了地層厚度比例，并假定底部年齡接近陡山沱組底界年齡635 Ma。δ13C 曲線顯示首個樣品值為1.9‰，向上逐漸增加，至第14 層中部達最大值4.6‰，第14 層上部δ13C 開始由正轉(zhuǎn)負；至第15 層δ13C 已為負值，最大負漂移值達-7.8‰；至第16 層樣品負值開始減小，均值約為-2.6‰，并有正向漂移的趨勢；第17 層δ13C 值為-4.1‰~2.2‰，均值為0.13‰，由負轉(zhuǎn)正的特征明顯（圖2）。該剖面第15層的碳同位素負漂接近-8‰，與華南震旦系的碳同位素變化趨勢完全一致，是陡山沱組頂部的典型標志，據(jù)此將該剖面陡山沱組和燈影組的界線置于第16 層頂部。第16 層為厚約6 m 的黑色泥巖夾石灰?guī)r結核，也是陡山沱組頂部區(qū)域性對比標志層。

圖2 川西綿竹大水閘剖面震旦系柱狀圖Fig.2 Sinian column of the Dashuizha section in Mianzhu area,western Sichuan Basin

與完整的震旦系δ13C 變化曲線相比，第12 層的曲線有自上而下由負向正轉(zhuǎn)變的趨勢，向下可能進入陡三段，其可能與Gaskiers 冰期相對應（地質(zhì)年齡約為580 Ma），因此第12~16層在地質(zhì)年齡上可能對應于580~551 Ma。但是該剖面下部為碎屑巖地層，其底界年齡由于缺乏古生物與碳同位素約束，還無法準確確定。與湖北峽東地區(qū)巖石地層特征進行對比，該剖面第3~11 層可能對應于陡二段，而底部的礫巖與細砂巖對應于陡山沱組底部的蓋帽白云巖，可能由于川西地區(qū)構造沉積環(huán)境有利于碎屑巖發(fā)育，從而缺失蓋帽白云巖沉積［28］，因此本文仍假定剖面底部地質(zhì)年齡為635 Ma。

根據(jù)震旦系δ13C 曲線變化與巖石地層特征分析，剖面第17~48層應為燈影組，巖石地層特征與四川盆地燈影組相一致，縱向可劃分為4 段：燈一段（17~21 層），為微生物不發(fā)育的薄—中層泥晶白云巖；燈二段（22~44 層），為富含疊層石、葡萄花邊和雪花狀白云巖；燈三段（45~47 層），為厚約8 m 的硅質(zhì)巖夾泥巖；燈四段（48 層），為灰色含硅質(zhì)條帶泥晶白云巖。

綜上所述，川西綿竹清平大水閘剖面震旦系陡山沱組和燈影組均發(fā)育：陡山沱組至少發(fā)育陡二段—陡四段，陡一段的蓋帽白云巖不發(fā)育，可能相變?yōu)樗樾紟r沉積；燈影組4 個巖性段發(fā)育完整。陡山沱組上部δ13C曲線顯示的負漂移特征可與揚子地區(qū)陡山沱組頂部的負漂移EN3/DOUNCE 相對應。該剖面與同為震旦系臺內(nèi)坳槽西側(cè)的威遠、資陽地區(qū)鉆井相比，陡山沱組厚度明顯增加，發(fā)育地層也更為完整；燈影組發(fā)育厚度與盆地內(nèi)類似，但燈四段的厚度明顯增加，發(fā)育地層也更為完整。

3 震旦系沉積演化

3.1 陡山沱組沉積特征

綿竹清平大水閘剖面陡山沱組與新元古界青白口系花崗巖呈平行不整合接觸，底部發(fā)育厚約0.8 m 的礫巖（第1層）（圖2，圖3a），礫石成分主要為花崗巖，為來自附近花崗巖的近源沉積。礫巖之上為厚約26 m 的灰色中—厚層細—中砂巖（第2 層）（圖3a，3b），自下而上巖層厚度逐漸減薄、巖石碎屑粒度逐漸變細，中—厚層砂巖發(fā)育板狀斜層理并夾薄層泥質(zhì)粉砂巖，砂巖下粗上細二元結構特征明顯，應屬三角洲前緣水下分流河道夾分流間灣沉積。剖面第3~6 層為薄—中層粉砂巖、細砂巖夾薄層泥巖、泥質(zhì)粉砂巖（圖3b），整體屬三角洲前緣水下分流河道、席狀砂與前三角洲沉積。剖面第7~9層主要為灰色細砂巖、薄層粉砂巖夾泥巖沉積，滑塌變形構造非常發(fā)育（圖3c，3d），揭示沉積水體逐漸加深，應屬前三角洲與陸棚的過渡帶沉積。剖面第10~11層為紫紅色細砂巖、粉砂巖與泥巖，一般認為紫紅色是淺水暴露環(huán)境的產(chǎn)物，但是缺乏干裂雨痕等典型暴露沉積構造，且深水環(huán)境也可出現(xiàn)紅層沉積，結合下伏地層的滑塌沉積特征及上覆地層韻律層等深水沉積特征推測該套地層也為深水斜坡沉積。自第12層起，巖性由碎屑巖開始轉(zhuǎn)變?yōu)樘妓猁}巖，第12層為灰色泥質(zhì)白云巖，向上可見薄層狀白云巖與硅質(zhì)巖不等厚互層（圖3e），韻律結構清晰，表明為深水斜坡相沉積。第13~15層，主要為灰色薄層白云巖、石灰?guī)r與極薄層粉砂巖、泥巖互層（圖3f，3g），巖層韻律結構清楚，指示深水斜坡沉積環(huán)境。第16層，為黑色硅質(zhì)頁巖、泥質(zhì)硅質(zhì)巖夾硅質(zhì)白云巖條帶和結核（圖3h），雖然實測部分黑色頁巖較薄，但在大水閘背斜北西翼可見厚度較大的黑色頁巖，其內(nèi)夾小型碳酸鹽巖滑塌體，因此該段應屬斜坡—盆地相沉積。

圖3 川西綿竹大水閘剖面陡山沱組典型野外露頭照片F(xiàn)ig.3 Typical photos of Doushantuo Formation of the Dashuizha section in Mianzhu area,western Sichuan Basin

總之，該剖面陡山沱組下部以硅質(zhì)碎屑巖為主（1~11層），上部以碳酸鹽巖為主（12~16層），自下而上陸源碎屑含量逐漸減少，碳酸鹽巖逐漸增加。該剖面揭示陡山沱組沉積期，川西地區(qū)發(fā)生大規(guī)模的海侵作用，新元古界花崗巖逐漸被海水所覆蓋，陡山沱組底部發(fā)育三角洲前緣、前三角洲沉積，隨海侵作用逐漸加強，陡山沱組經(jīng)歷了深水陸棚相、斜坡—盆地相的沉積演化。陡山沱組碎屑巖Th/U 值自下而上逐漸減小，揭示了由貧氧至厭氧環(huán)境的變化（圖2b）。該剖面總體揭示了陡山沱組沉積水體逐漸加深的過程，下部的硅質(zhì)碎屑巖由中—厚層構造轉(zhuǎn)變?yōu)楸　袑訕嬙欤冃务薨?、滑塌透鏡體與碎屑巖韻律結構清晰（圖3c，3d），指示了深水斜坡的沉積環(huán)境。剖面上部碳酸鹽巖主要為薄層韻律結構，并夾硅質(zhì)巖、碳酸鹽巖條帶與結核，指示了深水斜坡相的沉積特征。剖面頂部黑色頁巖表明陡山沱組沉積末期發(fā)生大規(guī)模的海侵，這與區(qū)域上陡山沱組的沉積環(huán)境相一致。

3.2 燈影組沉積特征

燈影組與下伏陡山沱組連續(xù)沉積，整合接觸（圖2，圖3h），燈一段—燈四段各段的巖性特征明顯，主要為碳酸鹽臺地相沉積。

燈一段（17~21 層），為薄—中層含硅質(zhì)泥晶白云巖（圖4a），微生物紋層結構不發(fā)育，自下而上硅質(zhì)含量逐漸減少，白云巖單層厚度逐漸增加。

圖4 川西綿竹大水閘剖面燈影組典型野外露頭照片F(xiàn)ig.4 Typical photos of Dengying Formation of the Dashuizha section in Mianzhu area,western Sichuan Basin

燈二段（22~44 層），為富含葡萄花邊構造（圖4b）和微生物紋層（圖4c）的中—厚層白云巖。葡萄花邊構造、雪花狀構造和微生物紋層構造是四川盆地及周緣燈影組淺水碳酸鹽臺地相的標志。該剖面發(fā)育數(shù)層微生物紋層構造和葡萄花邊構造，也見數(shù)層角礫狀白云巖（圖4d）。

燈三段（45~47 層），與下伏燈二段白云巖平行不整合接觸，為厚約8 m 的黑色硅質(zhì)巖夾泥巖沉積（圖4e）。底部見30 cm 厚的底礫巖，礫石成分為硅質(zhì)巖（圖4f），其上為黑色硅質(zhì)巖夾泥巖。燈三段厚度雖然較薄，但是這套硅質(zhì)巖、泥巖夾于大套碳酸鹽巖內(nèi)部，巖性特征差異顯著，已成為四川盆地燈三段的對比標志之一。該套黑色硅質(zhì)巖與泥巖的發(fā)育，指示燈二段淺水沉積之后，燈三段沉積期又發(fā)生了一期海侵作用，沉積水體明顯加深，應屬斜坡—盆地相沉積。

燈四段（48 層），為薄—中層含硅質(zhì)條帶白云巖（圖4g），與同期川中地區(qū)臺地相的沉積特征類似，說明處于構造條件相對穩(wěn)定的臺地環(huán)境。燈四段與上覆寒武系麥地坪組灰色薄層白云巖平行不整合接觸（圖4h）。

總之，燈影組繼承陡山沱組沉積環(huán)境，但陸源碎屑供給較少，主要為碳酸鹽臺地沉積。燈一段—燈二段，巖層單層厚度逐漸增加，微生物紋層、疊層石等微生物成因構造等逐漸發(fā)育，反映了沉積水體逐漸變淺的演化過程。燈三段黑色薄層硅質(zhì)巖、泥巖的發(fā)育，反映沉積環(huán)境突然發(fā)生變化，揭示新一期大規(guī)模的海侵作用以及深水沉積。燈四段總體為淺水碳酸鹽臺地沉積。因此，燈影組經(jīng)歷了沉積水體由淺（燈一段—燈二段）變深（燈三段）再變淺（燈四段）的沉積演化。

3.3 震旦系沉積演化

揚子地區(qū)震旦系發(fā)育于南華系南沱組冰磧巖之上，代表南華紀大規(guī)模冰期結束之后新一輪的海侵沉積［24］。綿竹清平大水閘剖面震旦系平行不整合于新元古界花崗巖之上，同樣為震旦紀海侵沉積的產(chǎn)物。該剖面陡山沱組發(fā)育近似完整，厚約為200 m，沉積時限約為80 Ma，自下而上經(jīng)歷了三角洲前緣、前三角洲、陸棚、斜坡相的沉積演化；燈影組發(fā)育完整，厚約為680 m，沉積時限約為10 Ma，總體表現(xiàn)為碳酸鹽臺地相沉積。

陡山沱組中下部的礫巖、細砂巖和上覆的粉砂巖與泥巖互層，代表南沱組冰期結束以后海侵沉積開始（圖5a）；陡山沱組上部發(fā)育的薄層韻律結構碳酸鹽巖，指示了深水斜坡沉積環(huán)境（圖5b）；陡山沱組頂部黑色硅質(zhì)頁巖、泥質(zhì)硅質(zhì)巖，代表另一期海侵沉積（圖5c），黑色頁巖應為最大海泛面凝縮層沉積，指示陡山沱組沉積末期海平面上升事件［24,33］；黑色頁巖之上燈一段—燈二段為水體變淺的碳酸鹽臺地相沉積（圖5d）；燈三段的硅質(zhì)巖夾泥巖代表另一期大規(guī)模海侵沉積（圖5e），該期海侵在四川盆地及周緣廣泛發(fā)育，盆地內(nèi)部表現(xiàn)為明顯的碳酸鹽巖退積作用；燈四段發(fā)育的厚層白云巖代表淺水碳酸鹽臺地相沉積（圖5f）。

圖5 震旦系臺內(nèi)坳槽西緣沉積演化模式圖Fig.5 Sedimentary evolution model in west of the Sinian intraplatform trough

震旦系陡山沱組至燈影組總體經(jīng)歷了由深水斜坡相向淺水碳酸鹽臺地相的沉積演化。平面上，研究區(qū)北東方向為震旦系臺內(nèi)坳槽，總體為深水斜坡—盆地沉積環(huán)境，臺內(nèi)坳槽東緣為淺水碳酸鹽臺地相沉積［16］，因此，震旦系發(fā)育了由臺地→斜坡→盆地相完整的沉積演化序列。

4 燈影組儲層發(fā)育特征

四川盆地震旦系臺內(nèi)坳槽東緣PT1井的鉆探表明，坳槽東緣燈二段發(fā)育規(guī)模優(yōu)質(zhì)儲層，是四川盆地近期勘探的重點領域。PT1井燈二段儲層巖性主要為泡沫綿層白云巖、凝塊石白云巖、砂屑白云巖和疊層石白云巖，溶蝕孔洞發(fā)育［34］。臺內(nèi)坳槽西緣燈影組是否發(fā)育類似的規(guī)模優(yōu)質(zhì)儲層是一個非常重要的問題?？紤]到緊鄰臺內(nèi)坳槽西緣的兩個實測剖面中，綿竹清平燕子巖剖面燈二段儲層較大水閘剖面更發(fā)育，本文選取燕子巖剖面開展詳細的露頭觀察與室內(nèi)薄片分析。

燕子巖剖面位于大水閘剖面南側(cè)，僅出露燈二段，未見燈影組下部及陡山沱組，其頂與泥盆系呈不整合接觸（圖6），接觸面見厚約10~30 cm的黃色黏土層。該剖面燈二段出露約100 m，疊層石白云巖與葡萄花邊狀白云巖非常發(fā)育，見多個縱向疊置的微生物丘建造，自下而上微生物丘的規(guī)模逐漸增大。

該剖面燈二段儲層厚約80 m，巖石類型主要為疊層石白云巖和凝塊石白云巖。受燈二段沉積期后海平面下降影響，燈二段整體遭受大氣淡水溶蝕作用，普遍發(fā)育順微生物紋層的溶蝕孔洞（圖6，照片），從而具備良好的儲集條件。薄片觀察發(fā)現(xiàn)溶蝕孔洞多被后期纖狀、葉片狀白云石環(huán)邊膠結物半充填，形成葡萄花邊構造，膠結物充填后的殘余孔洞是燈二段最主要的儲集空間。

綿竹清平燕子巖剖面燈二段儲層巖性類型、厚度等與臺內(nèi)坳槽東緣鉆探結果相類似，表明臺內(nèi)坳槽西緣燈二段也發(fā)育規(guī)模優(yōu)質(zhì)儲層。這也進一步揭示臺內(nèi)坳槽西緣燈影組具備形成天然氣成藏的有利儲層條件，是四川盆地燈影組重要的接替勘探領域。

5 結 論

（1）野外露頭觀測與δ13C變化曲線表明，川西震旦系臺內(nèi)坳槽西緣陡山沱組、燈影組均發(fā)育。陡山沱組發(fā)育近似完整，為混合沉積，下部以碎屑巖為主，上部以碳酸鹽巖為主；燈影組發(fā)育完整，4 個巖性段特征明顯，與臺內(nèi)坳槽東緣可以進行類比。

（2）震旦系臺內(nèi)坳槽西緣陡山沱組以深水斜坡相沉積為主，燈影組以淺水碳酸鹽臺地相沉積為主，陡山沱組至燈影組經(jīng)歷了由深水斜坡至淺水碳酸鹽臺地的沉積演化。

（3）震旦系臺內(nèi)坳槽西緣燈二段發(fā)育與坳槽東緣類似的規(guī)模優(yōu)質(zhì)儲層，儲層巖石類型主要為疊層石白云巖和凝塊石白云巖，順層發(fā)育的溶蝕孔洞是主要的儲集空間。

（4）震旦系臺內(nèi)坳槽西緣發(fā)育與坳槽東緣類似的地層序列、沉積演化旋回與規(guī)模優(yōu)質(zhì)儲層，是四川盆地燈影組未來重要的勘探接替領域。