吉林白山地区新元古界碳酸盐岩沉积演化规律及沉积事件探讨:以青沟子剖面为例

刘奇，王金娜，傅锚，贾雨华，王新宇，王德海

吉林大学地球科学学院，长春130061

0 引言

新元古代是地史中隐生宙向显生宙过渡的重要阶段，也是地球构造变动最深刻的阶段，受Rodinia超大陆汇聚旋回的影响，发育有一系列特征明显的沉积事件[1]—臼齿碳酸盐岩事件、叠层石衰减事件等，具有区域性乃至全球性对比意义。

吉林南部地区新元古界发育完整、出露连续、沉积类型多样、相带划分清晰。近年来，相关学者对区内新元古界碳酸盐岩开展了大量研究工作[2,3]，涉及沉积事件的成因、存在时限和区域对比等。但是针对本地区碳酸盐岩沉积演化的研究相对匮乏，因此开展吉南地区碳酸盐岩沉积模式的研究尤为迫切。

本次研究对象为吉林南部地区青沟子剖面，在现有研究成果基础上，结合实测剖面资料，进行吉南地区新元古界碳酸盐岩沉积演化过程的研究，总结碳酸盐岩沉积相模式，为进一步分析沉积事件的成因和演化规律提供重要依据。

1 区域构造背景

吉林白山地区位于长白山西侧，龙岗山脉和老岭山脉斜贯全境，属于吉林浑江地层分区。大地构造位置处于华北地台东北缘的中朝准地台区，北部为龙岗古陆南缘，南部为NNE向展布的辽吉古元古代造山带(图1)[4,5]。

研究区在地质历史时期，经历了复杂的地质作用和强烈的构造运动，在晚太古代时期，地壳经受强烈的构造运动，伴随海底火山喷发和基性岩浆的侵入以及区域变质作用等，经历太古代末期的阜平运动，形成中朝准地台的基底雏形，进入地槽发育阶段。再经过中元古代末期的中条运动，中朝准地台的基底固结，结束地槽阶段，转入地台发育时期[6]。在新元古代时期，中朝准地台进入稳定克拉通阶段[7]，表现为平稳的垂直升降运动，本时期海侵--海退事件频发，罕有火山活动和区域变质作用；在这种背景下，沉积了一套陆表海环境的沉积，底部表现为滨浅海碎屑岩沉积，上部既发育碳酸盐岩台地缓坡沉积，又发育台地边缘礁滩沉积[8]。

2 碳酸盐岩分布

吉林南部地区新元古界地层分布在通化、白山和柳河等地区(图1)；新元古界划分为青白口系和震旦系，研究区碳酸盐岩沉积主要分布于震旦系中，自下而上为万隆组、八道江组和青沟子组。

2.1 万隆组

万隆组是长春地质学院区测队于1965年所建[6]，本次在青沟子剖面测得厚度597 m，下段为中厚层砂屑灰岩、中薄层泥岩和泥灰岩互层，底部发育薄层泥晶灰岩和泥岩，砂屑灰岩单层厚度0.5～2.5 m，泥岩单层厚度1～2.5 m，泥灰岩单层厚度1～3 m，泥晶灰岩单层厚度0.5～1 m；中段为深灰色中薄层泥灰岩和砂屑灰岩互层，夹黄色泥岩和泥晶灰岩，泥灰岩单层厚度1～2 m，砂屑灰岩单层厚度0.5～1 m，黄色泥岩层厚8 m，泥晶灰岩层厚3 m，泥灰岩和泥晶灰岩中大量发育条带状臼齿构造，砂屑灰岩中可见碎屑状臼齿构造；上段为灰色中厚层灰岩、泥灰岩夹泥晶灰岩，灰岩单层厚度3～5 m，泥灰岩单层厚度1～3 m，泥晶灰岩单层厚度1～1.5 m，本段臼齿构造发育较少，波痕、干裂及交错层理大量发育，顶部可见纹层泥晶灰岩、泥灰岩和黄色泥岩组成的风化壳，厚度1.5 m；与上覆八道江组呈风化壳不整合接触[9]。

2.2 八道江组

八道江组由长春地质学院吉南区测队在1960年建立[6]，本次在青沟子剖面测得厚度288 m，岩性以叠层石灰岩为主。下段为浅灰色薄层夹纹层状泥晶灰岩与中厚层叠层石灰岩互层，叠层石规模向上变小且密集，泥晶灰岩单层厚度0.5～2 m，灰岩单层厚度0.8～1.5 m；中段主要为灰白色叠层石灰岩，形态上表现为柱状、分叉柱状、缓波状、穹状交替出现，柱状叠层石灰岩单层厚度0.8～2.5 m，分叉柱状叠层石灰岩单层厚度0.5～1.8 m，缓波状叠层石灰岩单层厚度0.3～0.9 m，穹状叠层石灰岩单层厚度0.2～0.5 m；上段为浅灰色分叉柱状叠层石灰岩夹中薄层缓波状、柱状叠层石灰岩，向上变为分叉柱状叠层石灰岩，顶部为薄层柱状叠层石灰岩，分叉柱状叠层石灰岩单层厚度1.2～3 m，缓波状叠层石灰岩单层厚度2～3 m，柱状叠层石灰岩单层厚度0.5～1.8 m；与上覆青沟子组呈整合接触(图2)。

2.3 青沟子组

青沟子组由长春地质学院吉南区测队在1965年建立[6]，本次在青沟子剖面测得厚度80 m。下段为深灰色厚层角砾状灰岩和灰黑色厚层灰岩，角砾灰岩层厚16 m，灰黑色灰岩层厚9 m；中段为灰黄色中薄层菱铁矿化白云岩与黑色页岩互层，白云岩单层厚0.5～1.8 m，页岩单层厚0.3～1.6 m；上段为黑色中厚层页岩与中薄层菱铁矿化白云质灰岩互层，白云质灰岩单层厚0.5～3.6 m，页岩单层厚0.5～2.7 m，偶见灰岩透镜体，发育大量微古生物化石，与上下相邻地层均为整合接触。

3 碳酸盐岩沉积相类型

自20世纪以来，国内外学者对碳酸盐岩沉积环境的划分标准存在争议，Wilson结合古代和现代碳酸盐岩沉积模式的研究成果，提出9个标准相带的划分方案，建立了碳酸盐岩综合沉积模式[10]。中国地质学家关士聪在Wilson相模式基础上，将碎屑岩和碳酸盐岩沉积作用联系起来，提出了适用于中国古代海域沉积环境的模式图[11]。之后，Tucker在Wilson的沉积相模式基础上，将碳酸盐岩沉积作用和沉积环境相结合提出适用于陆表海碳酸盐岩的相模式[12]。

笔者结合Wilson、Tucker和关士聪等的沉积模式，在野外实测剖面和薄片观察基础上，综合分析研究区碳酸盐岩沉积特征，发现本区的沉积环境具有由缓斜坡向台地转化的趋势，因此将研究区划分为碳酸盐岩台地、台地边缘、台地缓坡和盆地4个相区，并进一步识别出局限台地、台地边缘生物礁滩、浅缓坡、中缓坡、深缓坡和深水盆地6种沉积亚相类型。

3.1 碳酸盐岩台地

在研究区内主要识别出局限台地相，该沉积相带是指台缘礁向内陆一侧闭塞、低能的海岸地带，水体经台地边缘高地势的消能作用之后，能量较低，水体循环受限，盐度较高。局限台地主要发育潮坪、泻湖亚相。

当海平面相对下降，台地边缘生物礁体暴露出水面，发育潮坪沉积，其中潮上带发育泥晶白云岩、白云质灰岩为主，即在礁后局限环境下，气候干热，由毛细管浓缩作用形成的高镁卤水交代灰泥岩引起准同生白云岩化，可看做台地暴露的标志；潮下带部分即为泻湖亚相，环境闭塞，能量极低，岩石类型主要为薄层黑色页岩。

3.2 台地边缘

该相带位于台地缓坡与局限台地之间，台地边缘相是深水沉积和浅水沉积的转换带，通常沉积界限面在浪基面之上，水动力条件较强属于潮下高能相带[13]，研究区发育生物礁和浅滩2种亚相，岩性以叠层石灰岩和颗粒灰岩为主。笔者认为礁、滩相存在共生关系，在强烈的波浪作用下，礁体被击碎成小块，经水流搬运到礁体内侧或外侧，形成浅滩。由于这种浅滩的沉积物来源于礁体，两者构成一个相互转化的沉积体系[14]；因此本文建立礁滩复合体沉积模式，对研究区台缘礁、滩相进行沉积微相的分析。

根据沉积物的特征和古地形分析，将台地边缘礁滩复合体划分为礁前斜坡、礁核、礁间和礁后滩。

礁前斜坡位于生物礁靠台地斜坡一侧，主要为重力流滑塌沉积，当礁体垂向生长过大，受风浪和潮汐作用破碎成礁体碎块，这些块体受重力作用下滑落到礁前斜坡处，岩性以角砾状灰岩、柱状叠层石灰岩为主，可见含硅质灰岩(图3a)。由于礁前斜坡地形平缓，与台地斜坡的地形特征难以区分，只能依靠岩性组合进行区分。

a.含硅质灰岩，八道江组；b.柱状叠层石灰岩，可见檐，八道江组；c.柱状叠层石灰岩，顶面同心圆状，八道江组；d.分叉柱状叠层石灰岩，八道江组；e.波状层理，万隆组；f.臼齿构造，万隆组；g.砂屑灰岩，万隆组；h.深灰色致密灰岩，夹薄层粉砂质泥灰岩，万隆组；i.泥晶灰岩与泥灰岩互层，万隆组图3 白山地区青沟子剖面典型野外沉积特征Fig.3 Sedimentary characteristics of typical Qinggouzi outcrop section in Baishan area

礁核是生物礁对抗波浪和潮汐作用的主体部分，主要由原地生长的叠层石灰岩组成。礁体在(波浪作用间歇期)正常浪基面之上的部分成层性较差，以柱状叠层石为主(图3b,c)，含少量缓波状和分叉柱状，在正常浪基面之下的部位以缓波状和穹隆状为主。

礁间指生物礁之间水体较深的沉积环境，由于受到礁体的障蔽作用，沉积物的粒度细，岩性以深灰色泥晶灰岩、砂屑灰岩为主，属于低能潮下环境。

礁后浅滩位于生物礁体靠近台地一侧，呈席状分布，向台地内侧过渡为局限台地相，由于受礁体遮挡作用，水体深度较浅，波浪作用削弱严重，间歇暴露期变长，属于浅水低能环境，岩性主要以分叉柱状叠层石灰岩为主(图3d)，柱间以颗粒灰岩充填。

3.3 台地缓坡

台地斜坡位于台地边缘和盆地之间，是台地周围地形上具有坡度的深水沉积环境，一般来说，台地边缘生物礁代表高能台缘，与其相连的斜坡类型通常为陡坡或陡崖。但是经过野外实测剖面发现，整个斜坡环境缺乏重力流滑塌沉积、生物扰动作用较弱，在灰岩中发育形态多样的臼齿构造，水平纹层及波状层理发育(图3e，f)，具有典型的缓坡沉积特征。

结合前人对吉辽徐淮地区沉积环境的研究成果及事件沉积的特征，分析本地区碳酸盐岩台地具有前缘发育深水陆棚性质的非常宽缓的斜坡特征，进而识别出浅缓坡、中缓坡和深缓坡3种亚相[2,7]。主要岩石类型为泥页岩、砂屑灰岩、砾屑灰岩、泥晶灰岩和泥灰岩等(图3g-i)。

3.4 盆地

研究区盆地类型为深水盆地，水体深、能量低，发育富含有机质、水平层状的暗色泥岩、泥晶灰岩夹薄层砂质、粉砂质泥灰岩等，水平层理发育，生物扰动作用较弱。

4 碳酸盐岩沉积相模式

由于台地边缘生物礁、滩的演化对碳酸盐岩台地的类型起主导作用，结合研究区碳酸盐岩分布特征和剖面实测资料，以及Tucker的相模式分类方案，提出以发育局限台地--台缘礁滩--台地缓坡沉积相带组合为特征的“封闭型镶边缓坡台地”沉积模式(图4)。

模式中由浅到深的相带展布格局为局限台地--台地边缘生物礁、滩--台地缓坡--盆地。该沉积模式的特点是在正常浪基面和平均海平面之间存在高能的台地边缘--大型的叠层石礁灰岩，而且叠层石礁灰岩分布连续密集，导致台地内水循环受阻，加之地形的平缓，形成闭塞的局限台地环境，发育泻湖和潮坪亚相，主要岩性为泥岩、白云质灰岩和白云岩等；在台缘向盆地一侧，以发育深水陆棚性质的缓斜坡为特征，主要沉积砂屑灰岩、泥灰岩和泥晶灰岩等；在盆地内部主要沉积纹层状泥晶灰岩和黑色页岩。

图4 万隆组—青沟子组缓坡台地沉积相模式Fig.4 Sedimentary facies model of gentle slope platform of Wanlong Formation--Qinggouzi Formation

图5 青沟子剖面新元古代碳酸盐岩沉积演化模式Fig.5 Sedimentary evolution model of Neoproterozoic carbonate rocks in Qinggouzi section

5 碳酸盐岩沉积演化

随着燕辽裂谷盆地的消亡和隆升，中朝板块在新元古代进入稳定克拉通阶段，古构造演化表现为波状隆升与拗陷呈周期性变化，沉积盆地的沉降与隆起呈近南北向的展布[1]。随着沉积盆地中心向东南方向迁移，中朝板块的青白口系—震旦系地层以吉辽皖南一带发育。盆地内的碳酸盐岩沉积以克拉通碳酸盐岩台地及台缘缓坡沉积为主，此时期盆地的沉积充填序列与特征受控于海平面的升降变化[15]并表现为由缓坡型台地向镶边型台地演化的过程。按地质时期可划分为4个沉积演化阶段(图5)。

5.1 万隆组时期

研究区位于吉南浑江坳陷，在万隆组时期地壳开始沉降，而且相对海平面快速上升，早期的坳陷很快被海水淹没，形成了半深水斜坡环境，具有开阔台地--台地缓坡--深水盆地沉积相组合特征的缓坡型台盆体系(图5a)，在水体较浅的开阔台地内发育小型台内滩；至万隆组高水位时期，随着相对海平面下降，台地向陆棚一侧水体快速变浅，开始发育开阔台地--台缘礁、滩过渡相带，向盆地一侧仍然为缓坡台地和深水海盆沉积环境；此时台地类型由前期的缓坡型台地向镶边型台地转化(图5b)。

5.2 八道江组时期

随着万隆组时期海侵结束，受区域性海平面下降影响，研究区进入缓慢而稳定的海退期，有利于浅水碳酸盐岩沉积，在台地边缘区造礁速度最快，台地边缘礁、滩建隆程度达到顶峰，导致开阔台地转变为水循环受限的局限台地，形成了局限台地--台地边缘礁滩--台地斜坡--深水盆地沉积相组合特征的镶边台盆体系，台地边缘相区向盆地相区进积(图5c)。

5.3 青沟子组时期

本时期地壳缓慢上升，海平面继续下降，随着海水的退出，台地间的浅滩间歇性露出水面，伴随着气候的干旱炎热，发育以白云质灰岩、白云岩为主的潮坪沉积和黑色泥岩为主的闭塞泻湖沉积，台缘相区向盆地相进积(图5d)。

综上，吉林南部震旦系万隆组—青沟子组时期整体上经历一次完整的海侵--海退沉积旋回，同时经历了碳酸盐岩缓坡型台地--镶边型台地的动态演化过程。

6 沉积事件分析

6.1 臼齿碳酸盐岩事件

臼齿碳酸盐岩事件泛指在碳酸盐岩中发育形似大象牙齿状的沉积构造，因而定名为臼齿构造(Molar--Tooth Structure，简称MT)，首次发现于北美碳酸盐岩群中[16]，迄今为止在全球范围均有发现，在中国的天津蓟县、吉辽徐淮等地区呈现一定规模[17]。

目前，臼齿构造的形成机制包括无机成因、有机成因和生物--地球化学成因3种[18--26]，但是上述成因模式均存在局限性，不适用于解释全球范围内的臼齿碳酸盐岩。普遍认为臼齿构造是中、新元古代浅水碳酸盐岩斜坡环境的产物，成岩作用具有独特性，形成于早期成岩作用阶段的软泥中[2]；受Rodinia超大陆裂解的影响，在新元古代末期地球进入冰川期，臼齿碳酸盐岩因成岩环境被破坏而消亡[27]。

6.1.1 臼齿构造宏观特征

研究区的万隆组臼齿构造十分发育，形态多样，按形态--成因命名法可划分为原地型和异地型2类[28,29]。

原地型臼齿构造可分为：丝状、条带状、瘤状。丝状臼齿构造常发育在泥晶灰岩中，少见于砂屑灰岩，长2～8 cm，宽1～2 mm，与层面呈垂直或斜交(图6a)；条带状臼齿构造赋存岩石类型复杂，有泥晶灰岩、砂屑灰岩、钙质泥岩和风暴砾屑灰岩等；因而形态多样，具有平直带状、弯曲褶皱状和短柱状等，是臼齿构造的主要形态(图6b)；长度介于2～15 cm，宽2～6 mm，呈平行、垂直和斜交分布于地层中。瘤状臼齿构造主要发育在泥晶灰岩中，直径1～2 cm，常与丝状臼齿构造出现在同一层位中(图6c)。

a.臼齿构造与地层的接触关系，以垂直和斜交层面为主；b.弯曲褶皱状臼齿构造，发育在砂屑灰岩中；c.丝状和瘤状臼齿构造，发育在泥晶灰岩中；d.异地碎屑块状臼齿构造，经搬运后再沉积；e.微亮晶条带与基质的界线清晰，呈突变接触，单偏光，×40；f.微亮晶中的黄铁矿晶体，单偏光，×40.图6 研究区臼齿构造宏观特征和微观特征Fig.6 Macroscopic and microscopic characteristics of molar-tooth structure in study area

异地型臼齿构造主要为臼齿构造被破坏成碎屑块状(图6d)，经过搬运再堆积，磨圆度较高，赋存于风暴砾屑灰岩中。

6.1.2 臼齿构造微观特征

通过对万隆组薄片观察发现，臼齿构造碳酸盐岩由微亮晶方解石条带与基质组成；两者的成分和结构有明显的不同，臼齿条带充填于裂缝及孔隙中，微亮晶方解石颗粒表现为纯净半透明，粒度均匀的椭球形，直径范围5～15 μm；基质多为不纯的泥晶方解石、粉晶方解石组成，表现为暗色中粗粒的不规则多边形碳酸盐岩颗粒，通常含有少量黏土物质、有机质及陆源碎屑组分[30]。微亮晶方解石条带与基质之间具有清晰分明的界线(图6e)，呈突变接触。

研究表明微亮晶方解石的87Sr/86Sr比值明显低于围岩方解石，表明微亮晶方解石比围岩固结早，当微亮晶方解石快速结晶时，基质尚未固结；部分微亮晶条带中包含基质组分和黄铁矿晶体(图6f)，基质中可观察到微亮晶方解石特征；并且臼齿构造通常使纹层发生错段，牵引变形[31]，经受压实作用形成褶皱肠状，揭示了微亮晶条带与基质为准同生阶段。

6.1.3 沉积环境与沉积模式

在吉林白山青沟子剖面，万隆组发育臼齿构造。已有研究表明，臼齿构造形成并发育于稳定克拉通台地边缘缓坡沉积环境，受控于海平面的升降和陆源物质的供给条件及气候的周期性变化，并进一步划分为浅缓坡相、中缓坡相和深缓坡相。

深缓坡相包含钙质泥岩、泥晶灰岩与风暴砾屑灰岩，发育水平层理、块状层理；臼齿构造形态表现为小型条带状和丝状，以及异地碎屑状的组合。

中缓坡相包含中厚层泥晶灰岩、砂屑灰岩和泥灰岩等，也可见风暴砾屑灰岩，发育丘状交错层理、水平层理、块状层理；臼齿构造在该相带中十分发育，形态多样，有丝状、条带状、弯曲褶皱状以及异地碎屑状的组合。

浅缓坡相包含砂屑灰岩、块状灰岩、泥灰岩、柱状叠层石灰岩以及陆源碎屑组分等，可见冲刷--充填构造、灰岩透镜体、水平层理、块状层理等；臼齿构造发育在砂屑灰岩和泥灰岩中，呈弯曲褶皱状、条带状。

依据臼齿构造沉积模式(图7)，万隆组中臼齿构造的沉积环境为碳酸盐岩台地缓坡，由深缓坡、中缓坡和浅缓坡3个单元组成。随着水体由深变浅，臼齿形态呈瘤状--碎屑状--丝状--条带状--褶皱状的演化过程；臼齿构造主要发育于中缓坡相。

6.2 叠层石衰减事件

叠层石是由蓝细菌等底栖微生物群，通过微生物活动和沉积作用结合形成的明暗相间纹层状碳酸盐岩。最早发现的叠层石化石距今35亿a，繁盛于中、新元古代，在前寒武系末期发生衰减，是前寒武系时期地球上重要的微生物生态系统，叠层石常作为古环境和古气候的指示器[32]和地层对比的标准化石。

叠层石的发育是一个长期的过程，可划分为5个阶段[33]:太古宙—元古宙增长期(2 000 Ma)、中--新元古代繁盛期(1 250～1 000 Ma)、新元古代衰减期(675 Ma)、寒武纪—早奥陶世复苏期(450 Ma)和后显生宙的衰退期。此外，梅冥相依据天津蓟县高于庄组三段的非叠层石碳酸盐岩序列[34]，提出在1 450 Ma发生过一次叠层石衰减事件，并与北美中元古代地层沉积序列相互印证。

6.2.1 叠层石类型

研究区八道江组地层处于新元古代衰减期，叠层石含量十分丰富，个体形态清晰，类型多样，表现为缓波状、穹状、柱状和分叉柱状等。

缓波状叠层石是八道江组叠层石的主要形态，相比于层状叠层石，两者在水平延伸方向上很广，但是缓波状叠层石纹层波状起伏，呈现出较好的波形曲线．其波长多在15～20 cm，波高在5～10 cm(图8a); 其单层厚度一般<2 mm，层厚从20～40 cm。波状叠层石在研究区常出露于柱状叠层石的上下层位中；属于层状叠层石和柱状叠层石之间的过渡类型。

穹状叠层石八道江组穹状叠层石出露较少，以向上凸起的穹隆状为特征，区别于缓波状叠层石。隆起高度差异较大，穹状宽度在5～10 cm之间(图8b)。丘状叠层石的纹层厚度明显大于缓波状叠层石，且暗层厚度大于明层。

柱状叠层石在八道江组的多个分层中均有发育，顶面呈同心椭圆形，为不分叉的圆柱体，部分柱体可见檐，单个柱体直径介于2～5 cm，高10 cm±，纹层细密，暗层厚度大于亮层(图8c)；柱体间可见砂屑灰岩，围岩中含泥晶灰岩、少量生物碎屑及陆源碎屑等。

分叉柱状叠层石研究区分叉柱状叠层石根部为单一柱状，与柱状叠层石类似；上部呈分枝状，每个枝体的形态大小及纹层特征亦与柱状叠层石类似(图8d)。

a.缓波状叠层石；b.穹状叠层石；c.柱状叠层石；d.分叉柱状叠层石图8 研究区叠层石宏观形态特征Fig.8 Macroscopic morphological characteristics of stromatolites in study area

6.2.2 沉积环境与沉积模式

研究区八道江组厚度约248 m，按叠层石的发育形态分为14个层(图2)，根据叠层石的类型结合各层岩性特征，对各种叠层石的沉积环境进行分析。

缓波状叠层石常与柱状叠层石呈互层出现，围岩中含泥质条带，反映了水动力较弱的礁核环境，根据缓波状的规模可进一步区分水体环境为礁核上部或礁核下部环境[35,36]。

穹状叠层石相比缓波状叠层石所处的水动力条件要更强一些，所处沉积环境为礁核下部。

柱状叠层石柱状叠层石围岩变化大，常伴生磨圆程度好的碎屑状灰岩，反映了水动力条件较强的礁核和礁后滩环境。

分叉柱状叠层石由于根部柱状叠层石在礁后滩无水期发生干裂，再发育逐渐形成顶部分枝，其围岩变化类似于柱状叠层石，处于礁后滩或礁核上部环境。

由八道江组叠层石的沉积模式(图9)可以看出，叠层石是台缘生物礁环境的产物，集中发育在礁核和礁后滩中，其形态从下到上表现为：柱状、分叉柱状、缓波状、穹状、分叉柱状、穹状、缓波状和分叉柱状，水体深浅呈频繁变化的旋回过程，反映了该时期屡次经历海进--海退，发生至少4次水体升降过程。

图9 研究区叠层石沉积模式图Fig.9 Stromatolites sedimentary model sketch in study area

7 结论

(1)以研究区万隆组—青沟子组碳酸盐岩沉积相特征为依据，结合区域构造和沉积背景，确定该地层单元属于碳酸盐岩台地沉积体系，识别出局限台地、台地边缘生物礁滩、浅缓坡、中缓坡、深缓坡和盆地等6种沉积亚相类型，其中在台地边缘礁、滩复合体系，可进一步划分出礁前斜坡、礁核、礁间和礁后滩4种沉积微相类型。揭示了研究区经历多期次海进--海退旋回过程和“封闭式镶边缓斜坡台地”沉积模式。

(2)台地沉积体系的演化和台缘相区的迁移受海平面升降变化影响。在万隆组时期海平面上升，研究区发育开阔台地—台地缓坡—盆地相为组合特征的缓坡型台盆体系；八道江组时期进入海退期，研究区发育局限台地--台地边缘礁滩--台地缓坡--盆地相为组合特征的封闭型镶边台盆体系，盆地水体变浅，台缘相区向盆地进积；青沟子组时期海平面持续下降，研究区局限台地间歇性暴露水面，台缘相区进一步向盆地相区进积，盆地范围随之缩小。

(3)研究区万隆组臼齿构造属于纳米级微亮晶碳酸盐岩，广泛发育于碳酸盐岩缓坡环境，集中发育在中缓坡，按形态--成因划分为原地型丝状、条带状和瘤状以及异地型碎屑状。臼齿构造形态随着水体由深到浅，呈现瘤状--碎屑状--丝状--条带状--褶皱状的演化过程。八道江组叠层石主要发育于属于台缘礁滩环境的产物，集中发育在礁核和礁后滩，本时期海平面变化频繁，叠层石形态自下而上呈柱状、分叉柱状、缓波状、穹状、分叉柱状、穹状、缓波状和分叉柱状演化，水体呈现深--浅--深--浅的旋回过程。