四川盆地周緣燈影組風暴沉積特征及其地質(zhì)意義

金 鑫 宋金民 劉樹根,2 李智武 文 龍

孫 瑋 1 羅 冰 4 張璽華 5 周 剛 5 彭瀚霖 5 丁 一 1

1.“油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程”國家重點實驗室·成都理工大學 2.西華大學 3.中國石油西南油氣田公司川西北氣礦4.中國石油西南油氣田公司重慶氣礦 5.中國石油西南油氣田公司勘探開發(fā)研究院

0 引言

20世紀50年代末到60年代初，風暴沉積的研究開始興起。在隨后的10年中，其主要理論逐漸趨于完善。風暴沉積是由風暴流及其作用引發(fā)而形成的一系列沉積組合[1-4]，風暴沉積在沉積物的搬運和原生沉積構造的形成過程中發(fā)揮著重要的作用[5-6]。20世紀80年代，孟祥化等[7]和劉寶珺等[8]首先拉開了我國風暴沉積研究的序幕，并取得了諸多進展。我國先后在多個盆地發(fā)現(xiàn)風暴沉積，對其沉積構造與演化特征的研究取得了一系列成果[9]。風暴沉積作為事件性沉積，對古氣候、古板塊、巖相古地理等具有重要的指示作用[10-12]，并且可以作為區(qū)域地層對比的標志[13]。

隨著四川盆地上震旦統(tǒng)燈影組油氣勘探開發(fā)的深入，燈影組風暴沉積研究開始興起。劉明博等[14]和趙燦等[15]分別對陜西寧強胡家壩地區(qū)和湖北宜昌峽東地區(qū)燈影組露頭的風暴巖進行了研究，認為風暴巖指示了燈影期的氣候轉(zhuǎn)型，該時期構造相對活躍、海底地形復雜化是風暴沉積形成的原因之一。在經(jīng)歷南沱冰期之后，震旦紀的氣候和環(huán)境發(fā)生劇烈變化，全球氣候開始變暖，海水溫度逐漸升高，同時羅迪尼亞超大陸開始裂解[16]。新元古代，全球處于構造和環(huán)境的重大轉(zhuǎn)換期，晚震旦世燈影期，上揚子地區(qū)構造趨于穩(wěn)定，為碳酸鹽巖臺地沉積，四川盆地大部分地區(qū)主要為局限臺地沉積，發(fā)育臺內(nèi)丘灘、大陸邊緣丘灘及裂陷邊緣丘灘[17]。目前，從已發(fā)表的燈影組風暴巖文獻來看[14-15]，國內(nèi)對燈影組風暴沉積的研究還較少，對其關注程度不夠，尚缺乏系統(tǒng)性認識。

為此，筆者基于對四川盆地周緣紫陽麻柳、寧強高家山、綿竹清平、峨邊先鋒等剖面的詳測和鏡下鑒定，研究了燈影組風暴沉積特征，揭示了風暴沉積序列和沉積模式，為揚子板塊風暴沉積研究提供了補充。這對于四川盆地震旦紀沉積環(huán)境、古海洋條件、古緯度和巖相古地理等研究，具有重要的約束意義。

1 地質(zhì)概況

四川盆地是我國南方最大的含油氣盆地，是典型的疊合型盆地[18-20]。前人將四川盆地現(xiàn)今構造劃分為6個單元，包括川南低陡褶皺帶、川東高陡褶皺帶、川西南低陡褶皺帶、川中平緩褶皺帶、川北低平褶皺帶、川西坳陷帶（圖1）[21-24]。

圖1 研究區(qū)位置圖及地層柱狀圖

揚子板塊在震旦紀—早寒武世期間長期位于岡瓦納大陸北側(cè)[26-27]，其構造—沉積演化受大陸裂解—聚合旋回的影響，表現(xiàn)為明顯的升降活動，且具有克拉通內(nèi)部相對穩(wěn)定、邊緣相對活動的特點。燈影組沉積期，全球氣候開始轉(zhuǎn)暖，主要發(fā)育燈影組碳酸鹽巖臺地沉積[28-29]，但臺地內(nèi)部水體較淺，為局限臺地沉積，發(fā)育潟湖和臺內(nèi)微生物丘灘微相。根據(jù)燈影組的微生物豐度、巖性及結構特征，將其自下而上劃分為4段[30-34]：燈一段以泥晶石灰?guī)r、泥晶白云巖、含灰白云巖為主，見少量泥質(zhì)白云巖；燈二段以紋層白云巖、凝塊白云巖為主，見少量硅質(zhì)白云巖，具有“葡萄花邊構造”；燈三段以碎屑巖為主，見少量泥質(zhì)白云巖；燈四段以硅質(zhì)白云巖為主，見少量微生物白云巖，受火山活動攜帶而來的地殼深部物質(zhì)影響，硅質(zhì)較發(fā)育[35-36]，水體較燈二段時期深。

2 風暴沉積構造

風暴沉積構造通常是由在風暴作用下產(chǎn)生的風暴流對已沉積的異地或原地沉積物進行改造而產(chǎn)生的沉積構造[37]。通過對四川盆地紫陽麻柳剖面（燈三段）、寧強高家山剖面（燈三段、燈四段）、綿竹清平剖面（燈四段）和峨邊先鋒剖面（燈二段）的詳測和鏡下薄片觀察，在四川盆地周緣燈影組沉積中識別出了典型的風暴沉積構造，主要類型包括底沖刷構造、礫屑層理、粒序?qū)永怼⑵叫袑永怼⑶馉罱诲e層理、水平層理、風暴撕扯構造及菊花狀構造等沉積構造。

2.1 底沖刷構造

底沖刷構造發(fā)育于風暴沉積序列底部，是風暴流對已沉積的沉積物進行侵蝕而成的，是風暴沉積的重要識別標志[37]。四川盆地周緣的紫陽麻柳剖面、寧強高家山剖面、綿竹清平剖面和峨邊先鋒剖面燈影組都發(fā)育底沖刷構造。根據(jù)沖刷面構造的形態(tài)、規(guī)模及發(fā)育位置，將其分為3種基本類型：①低強度沖刷面：形態(tài)為平緩波狀起伏，起伏幅度介于0.5～2.0 cm，寬度介于5～20 cm，發(fā)育于礫屑、砂屑硅化泥晶白云巖底部（圖2-a），能量較弱，形成于風暴初期；②高強度沖刷面：下切程度較低強度沖刷面強，起伏幅度介于5.0～8.0 cm，寬度介于30～40 cm，發(fā)育礫屑黏結白云巖（圖2-b、c），能量較強，形成于風暴高峰期；③平緩沖刷面：下切程度極小，主要表現(xiàn)為與下伏沉積呈平緩狀巖性突變接觸，形成于風暴遠端，指示風暴平息期沉積（圖2-d、e）。綿竹清平剖面和紫陽麻柳剖面主要發(fā)育低強度沖刷面、高強度沖刷面，寧強高家山剖面主要發(fā)育高強度沖刷面和平緩沖刷面，峨邊先鋒剖面主要發(fā)育平緩沖刷面。

圖2 四川盆地周緣燈影組風暴沉積構造及微觀特征圖

2.2 礫屑層理

風暴礫屑層理一般發(fā)育于底沖刷構造面之上。礫屑成分主要有灰色、灰白色泥晶白云巖，分選較差，磨圓為棱角—次棱角狀，鏡下可見其原巖主要為泥晶白云巖（圖2-f）和凝塊泥晶白云巖（圖2-g）。紫陽麻柳剖面礫屑成分為暗色泥晶白云巖，發(fā)育第三期礫屑層理，厚度介于0.3～0.4 m，礫屑大小約為3 cm，磨圓為棱角—次棱角狀，長條狀排列較雜亂，可見風暴撕扯構造（圖2-h）。寧強高家山剖面礫屑成分主要為灰白色泥晶白云巖，礫屑層厚度介于1.0～1.5 m，礫屑大小不一，大者超過50 cm，小者小于2 mm，磨圓呈棱角狀，長條板狀排列，方向不同，發(fā)育菊花狀構造（圖2-c）。綿竹清平剖面礫屑成分為灰白色泥晶白云巖和暗色泥晶白云巖，礫屑層厚度介于0.5～0.6 m，礫屑大小介于1～5 cm，呈板條狀，向上發(fā)育粒序?qū)永恚Ｒ娋栈顦嬙欤▓D2-i）。峨邊先鋒剖面礫屑成分為暗色泥晶白云巖，礫屑層厚度約為3.0 m，礫屑大小介于1～3 cm，呈長條板狀，發(fā)育菊花狀構造（圖2-e）。四川盆地周緣燈影組風暴礫屑層內(nèi)發(fā)育菊花狀構造和風暴撕扯構造，通常表現(xiàn)為長條狀或不規(guī)則狀礫屑沉積物呈放射狀或倒“小”字形排列（圖2-b、h）。

2.3 風暴層理構造

風暴流在運動過程中會對海底已有沉積物進行擾動、再沉積，從而形成各種層理構造[37]。四川盆地周緣燈影組剖面風暴層理構造主要有平行層理（圖2-j、k）和丘狀交錯層理（圖2-l）。平行層理是進入衰減期后，風暴流演變?yōu)榈兔芏葷崃骱笮纬珊蟮某练e構造，巖性為極薄層泥、粉晶白云巖，主要發(fā)育于紫陽麻柳剖面。水平層理是隨著風暴進入平息期，細粒沉積物沉積，主要發(fā)育于紫陽麻柳剖面及寧強高家山剖面。丘狀交錯層理的形態(tài)主要表現(xiàn)為層內(nèi)紋層向上凸起呈圓丘狀，并向四周傾斜，主要發(fā)育于寧強高家山剖面。

3 風暴沉積序列

風暴主要劃分為3個發(fā)展階段：高峰期、衰減期、停息期[38]。風暴沉積根據(jù)風暴的發(fā)展階段發(fā)育不同的沉積構造，一個理想風暴巖序列由5個沉積單元組成，由下至上分別為：侵蝕底面及礫屑段（A）、粒序段（B）、平行層理段（C）、丘狀交錯層理段（D）、遠源風暴濁流沉積（E）[9]。

通過對四川盆地周緣燈影組典型剖面的描述與鏡下薄片鑒定，分析風暴沉積構造特征，發(fā)現(xiàn)燈影組風暴沉積序列發(fā)育不完整，沉積序列的發(fā)育特征也存在差異，主要發(fā)育6種風暴沉積序列。

3.1 序列Ⅰ

該序列由侵蝕底面及礫屑段（A）和遠源風暴濁流沉積（E）構成（表1）。主要發(fā)育在紫陽麻柳剖面燈三段，侵蝕底面及礫屑段（A）主要為泥晶礫屑白云巖，含少量砂屑，礫屑呈雜亂狀，一般厚10 cm，局部可達20 cm，分選性較差，磨圓度以次棱角狀為主，頂部發(fā)育遠源風暴濁流沉積（E）泥巖。風暴礫屑底部發(fā)育侵蝕底面，為低—中強度沖刷面，遠源風暴濁流沉積（E）厚度為5 cm，以泥巖為主。根據(jù)風暴演化規(guī)律及燈三段陸棚環(huán)境沉積背景，該風暴序列發(fā)育于風暴浪基面附近，水體較深。

3.2 序列Ⅱ

該序列由粒序段（B）和平行層理段（C）構成（表1）。主要發(fā)育在紫陽麻柳剖面燈三段，粒序段（B）厚度一般介于40～50 cm，顆粒主要為粉屑泥晶白云巖，分選性中等—較好，磨圓度以圓狀—次圓狀為主；上部平行層理段（C）厚度介于50～55 cm，巖性為白云巖。該序列發(fā)育能量相對較強的粒序段（B）和平行層理段（C），沉積水體較淺，處于正常浪基面與風暴浪基面之間，并且靠近正常浪基面。

3.3 序列Ⅲ

該序列由粒序段（B）和遠源風暴濁流沉積（E）構成（表1）。主要發(fā)育在紫陽麻柳剖面燈三段和寧強高家山剖面燈三段。紫陽麻柳剖面燈三段粒序段（B）厚度介于40～50 cm，主要為粉屑泥晶白云巖，遠源風暴濁流沉積（E）巖性主要為泥巖，厚度介于5～10 cm。寧強高家山剖面燈三段粒序段（B）厚度介于3～4 cm，主要為白云質(zhì)泥質(zhì)砂巖，巨砂石英的磨圓度中等，分選性較差，雜基較多，遠源風暴濁流沉積（E）巖性主要為泥巖，厚度介于5～6 cm，水平層理較發(fā)育。該序列粒序段（B）石英磨圓度好，與上部遠源風暴濁流沉積（E）泥巖組合，表明此時遠離風暴中心，流速較低，以重力分異為主，沉積于風暴浪基面之下。

表1 四川盆地周緣燈影組風暴沉積序列表

3.4 序列Ⅳ

該序列由侵蝕底面及礫屑段（A）構成（表1）。紫陽麻柳剖面燈三段、寧強高家山剖面燈四段、綿竹清平剖面燈四段和峨邊先鋒剖面燈二段都有發(fā)育。紫陽麻柳剖面燈三段礫屑段礫屑大小約為3 cm，長條狀，含有少量砂屑，底部夾1～10 cm雪花狀白云巖。寧強高家山剖面燈四段礫屑段為礫屑黏結白云巖，礫石成分為泥晶白云巖和疊層石白云巖，大小不一，大者超過50 cm，小者2 mm，棱角狀，長條板狀，可見菊花狀構造。綿竹清平剖面燈四段侵蝕底面及礫屑段下部為深灰色薄—中層含礫屑、砂屑硅化泥晶白云巖，可見菊花狀構造，上部為深灰色紋層狀硅化泥晶白云巖。峨邊先鋒剖面燈二段礫屑段礫屑大小介于1～3 cm，呈雜亂分布，礫屑層累計厚度2.85 m。該序列在各剖面都呈現(xiàn)出礫屑根部與下伏沉積相連，礫屑與下伏沉積物巖性一致，表明該序列為原地堆積，沉積水體最淺，位于晴天浪基面附近。

3.5 序列Ⅴ

該序列由侵蝕底面及礫屑段（A）和丘狀交錯層理段（D）構成（表1）。主要發(fā)育在寧強高家山剖面燈四段，下部為平緩狀底沖刷面，向上可見丘狀交錯層理，丘高介于4～5 cm，波長介于15～20 cm。該序列平緩狀底沖刷面代表風暴侵蝕能力相對較弱，丘狀交錯層理為風暴遠端振蕩流、擺動流作用下的產(chǎn)物，表明沉積水體較深，但還是受風暴擾動作用影響，處于風暴浪基面之上。

3.6 序列Ⅵ

該序列由侵蝕底面及礫屑段（A）和粒序段（B）構成（表1）。主要發(fā)育在綿竹清平剖面燈四段，下部為平緩狀底沖刷。礫屑段（A）層厚介于50～60 cm，礫屑大小介于0.1～0.5 mm，向上發(fā)育粒序段（B）。該序列未發(fā)育平行層理段（C）及丘狀交錯層理段（D），在風暴中心逐漸遠離后，直接接受正常沉積，表明水體較淺，處于正常浪基面與風暴浪基面之間，且靠近正常浪基面。

紫陽麻柳剖面風暴沉積發(fā)育在燈三段，主要發(fā)育序列Ⅰ，序列Ⅱ，序列Ⅲ和序列Ⅳ共4種序列，自下而上呈現(xiàn)出序列Ⅰ→序列Ⅱ→序列Ⅲ→序列Ⅳ的演化特征，反映水體先變淺再變深復變淺的旋回。寧強高家山剖面風暴沉積發(fā)育在燈三段和燈四段，主要發(fā)育序列Ⅲ、序列Ⅳ和序列Ⅴ，燈三段為序列Ⅲ→序列Ⅳ，反映燈三段水體變淺。綿竹清平剖面風暴沉積發(fā)育在燈四段，主要發(fā)育序列Ⅳ和序列Ⅵ，反映燈四段沉積期清平地區(qū)水體較淺。峨邊先鋒剖面風暴沉積發(fā)育在燈二段，主要發(fā)育序列Ⅵ（圖3）。

圖3 四川盆地周緣燈影組風暴沉積橫向展布特征圖

一般來說，風暴沉積具有一定范圍內(nèi)的等時對比性[39]。通過對四川盆地周緣燈影組風暴沉積的剖面詳測和鏡下鑒定，同時對剖面的風暴巖段進行統(tǒng)計分析，發(fā)現(xiàn)在燈影組的不同沉積期，風暴巖的發(fā)育位置不同。燈一段時期，風暴巖不發(fā)育；燈二段時期，風暴巖主要發(fā)育在四川盆地西南緣；燈三段時期，風暴巖主要發(fā)育在四川盆地北緣和東北緣；燈四段時期，風暴巖則發(fā)育在四川盆地北緣和西緣。

4 風暴沉積模式

通過對四川盆地周緣燈影組4條剖面風暴沉積特征識別和分析，結合燈影組局限臺地沉積模式，歸納出四川盆地周緣燈影組風暴沉積模式（圖4）。

圖4 四川盆地周緣燈影組風暴沉積模式圖

序列Ⅰ底部發(fā)育底沖刷構造，底沖刷面以低侵蝕平緩狀為主，說明風暴侵蝕能力逐漸減弱，上部主要巖性為泥巖反映水體較深，表明序列Ⅰ沉積環(huán)境處于水體較深的風暴浪基面附近。

序列Ⅱ下伏巖性為砂屑泥晶云巖，底部無沖刷面，粉屑、砂屑分選性中等—較好，磨圓度以圓狀—次圓狀為主，向上發(fā)育平行層理，可見紋層，整體厚度不大。該序列的沉積環(huán)境應處于正常浪基面與風暴浪基面之間，且靠近正常浪基面，在向上的風暴流作用下沉積于臺緣帶。

序列Ⅲ粒序段的形成與風暴回流的搬運有關，重力分異使沉積物粒度變細，同時上部沉積遠源風暴濁流沉積，表明距離風暴中心較遠，沉積水體深度加深，沉積環(huán)境應處于風暴浪基面之下。

序列Ⅳ只發(fā)育礫屑段，礫屑的巖性與下伏沉積巖性一致，因此該風暴序列為風暴高峰期對正常浪基面之上或附近臺地內(nèi)的內(nèi)碎屑灘進行沖刷、拍打、破碎而以原地堆積為主。由于風暴作用主要表現(xiàn)為離岸流，而此類礫屑并未經(jīng)歷搬運，因此代表了最淺的風暴沉積[40]，沉積環(huán)境應處于晴天浪基面附近。

序列Ⅴ發(fā)育平滑的底沖刷面和丘狀交錯層理，平滑的底沖刷面代表當時的風暴開始減弱，丘狀交錯層理指示在重力分異沉積作用下，隨著風暴渦流能量的減弱，較細粒的內(nèi)碎屑在風暴遠端振蕩流的作用下形成，表明沉積水體較深，受風暴擾動作用較弱。層內(nèi)可見石英碎屑，磨圓度較好，表明北方漢南古陸受風暴影響，陸源碎屑經(jīng)風暴搬運沉積，沉積環(huán)境應處于風暴浪基面之上。

序列Ⅵ底沖刷構造較平緩，表明風暴已進入衰減期，侵蝕能力較弱，風暴回流作用占據(jù)主導地位，大量礫屑、砂屑及粉屑進行沉積，由于重力分異沉積作用產(chǎn)生放射狀組構和正粒序，一定程度上反映了風暴沉積隨風暴回流的演變過程。該序列的沉積環(huán)境應處于正常浪基面與風暴浪基面之間，并且靠近正常浪基面。

通過分析四川盆地周緣燈影組風暴沉積特征，筆者建立了燈影組風暴沉積的理想序列（圖5）。風暴沉積自下而上可以劃分出侵蝕底面及礫屑段（A）、粒序段（B）、平行層理段（C）、丘狀交錯層理段（D）及遠源風暴濁流沉積（E），該序列總體上反映了風暴能量由高到低的過程。侵蝕底面及礫屑段（A）在燈影組風暴巖中普遍發(fā)育，厚度差異較大，其發(fā)育強度與風暴渦流有關；粒序段（B）在燈影組風暴巖中厚度差異不大，其發(fā)育強度也與風暴渦流有關；平行層理段（C）僅在燈三段水體較深時發(fā)育，其發(fā)育與風暴渦流和風暴回流都有關，但主要受控于風暴回流；交錯層理段（D）僅在燈四段時發(fā)育，規(guī)模較小，其發(fā)育時期風暴已進入衰應呈正相關[45]。從剖面的風暴沉積發(fā)育來看，燈影組的風暴沉積有著多期次疊加的特點，或許這也是反映震旦紀氣候突變的一種形式。減期，水體還在震蕩，但水體能量已減弱，受控于風暴回流；遠源風暴濁流沉積（E）僅在燈三段發(fā)育，其發(fā)育時期風暴已基本平息，水體能量弱，恢復正常沉積。

圖5 四川盆地周緣燈影組理想剖面圖

結合前人[41]對四川盆地燈影組巖相古地理和燈影組風暴沉積序列的研究成果，紫陽麻柳剖面燈三段沉積時期處于臺緣斜坡區(qū)，其水體深度變化較大，主要為緩斜坡沉積；寧強高家山剖面燈三段和燈四段沉積時期處于臺緣斜坡靠近臺緣的微生物丘灘區(qū)，其水體深度變化較大，也主要為臺緣—臺前斜坡沉積；綿竹清平剖面燈四段沉積時期亦處于臺緣—臺前斜坡沉積區(qū)，其水體深度變化較小，其坡度較麻柳和高家山剖面陡，表現(xiàn)為臺緣微生物灘，與風暴巖共生；峨邊先鋒剖面燈二段沉積時期也曾處于臺緣生物丘灘區(qū)向斜坡一側(cè)，其水體深度變化最小，坡度最緩。

5 地質(zhì)意義

5.1 古緯度與古板塊演化意義

通過對現(xiàn)代風暴[42]的研究，發(fā)現(xiàn)現(xiàn)代風暴多發(fā)于緯度5 ～45°范圍，燈影組風暴巖在四川盆地周緣的廣泛發(fā)育，進一步證實了四川盆地在震旦紀一直處于北緯19°附近[43]，結合前人的研究成果，震旦紀全球從“雪球事件”突變?yōu)闇厥覛夂騕44]。風暴的頻率和發(fā)生緯度范圍與氣候突變的頻率及溫室效

5.2 巖相古地理指示意義

受區(qū)域拉張作用影響，中上揚子板塊克拉通盆地內(nèi)部因同沉積斷裂活動而產(chǎn)生構造沉降分異現(xiàn)象，被近南北向展布的綿陽長寧拉張槽及城口—鄂西斷陷所分割，形成了“三隆兩凹”的構造格局[46]。該時期的構造分異控制了古地貌的發(fā)育進而控制了燈影組碳酸鹽巖沉積分異，在臺地內(nèi)部拉張槽主要為深水沉積，發(fā)育薄層泥質(zhì)白云巖、泥晶白云巖、泥晶石灰?guī)r；拉張槽邊緣的臺緣帶處于水體高能環(huán)境，發(fā)育大量具有格架狀構造的高能微生物丘灘；臺地內(nèi)部處于陸表海環(huán)境，發(fā)育具有水平紋層的低能微生物丘灘體。

巖相古地理背景與風暴沉積具有密切聯(lián)系[47]。風暴作用常發(fā)生在向開闊海方向的斜坡附近，使靠近正常浪基面附近的斜坡沉積物被搬運到正常浪基面之下的開闊海。序列Ⅰ、序列Ⅱ、序列Ⅲ和序列Ⅴ均與風暴回流有關，這種回流的產(chǎn)生要具有一定的坡度，這可以證明紫陽麻柳剖面、寧強高家山剖面、綿竹清平剖面和峨邊先鋒剖面都應位于臺緣—斜坡地帶，結合前人對燈影組風暴的研究[14-15]，為上揚子地區(qū)燈影組巖相古地理提供了約束。

燈影組沉積時期海平面相對上升，海侵進一步擴大。在燈一段和燈二段沉積期，麻柳、高家山、清平等地區(qū)水體較深或為處于臺緣帶，所以未發(fā)育風暴巖，而風暴巖通常發(fā)育在臺緣地區(qū)向海一側(cè)，峨邊先鋒剖面燈二段風暴巖的發(fā)現(xiàn)，可以證明至少在燈二段沉積期，該剖面處在臺緣—臺前斜坡過渡區(qū)，綿陽—長寧拉張槽南段可能已經(jīng)打開。到了燈三段—燈四段沉積期，麻柳、高家山、清平等地區(qū)有風暴巖的發(fā)育，從側(cè)面佐證了當時沉積期的臺緣—臺前斜坡的位置以及北部漢南古陸的隆升。

6 結論

1）四川盆地周緣燈影組風暴巖可劃分出6種沉積序列：序列Ⅰ由侵蝕底面及礫屑段（A）和遠源風暴濁流沉積（E）構成，沉積環(huán)境處于風暴浪基面附近；序列Ⅱ由粒序段（B）和平行層理段（C）構成，沉積環(huán)境應處于正常浪基面與風暴浪基面之間，在向上的風暴流作用下沉積于臺緣帶；序列Ⅲ由粒序段（B）和遠源風暴濁流沉積（E）構成，沉積環(huán)境應處于風暴浪基面之下；序列Ⅳ由侵蝕底面及礫屑段（A）構成，沉積環(huán)境應處于晴天浪基面附近；序列Ⅴ由侵蝕底面及礫屑段（A）和丘狀交錯層理段（D）構成，沉積環(huán)境應處于風暴浪基面之上；序列Ⅵ由侵蝕底面及礫屑段（A）和粒序段（B）構成，沉積環(huán)境應處于正常浪基面與風暴浪基面之間，并且靠近正常浪基面。

2）四川盆地周緣燈影組風暴沉積的發(fā)現(xiàn)說明四川盆地在晚震旦世時期處于低緯度風暴發(fā)育地區(qū)，紫陽麻柳剖面、寧強高家山剖面、綿竹清平剖面和峨邊先鋒剖面均位于臺緣地帶。這不僅為燈影期的巖相古地理提供了約束，同時也為綿陽—長寧拉張槽在燈二段沉積期的活動提供了佐證。