四川盆地下寒武统龙王庙组浅水碳酸盐岩台地沉积相特征及模式*

刘自亮 邓 昆 施泽进 田亚铭 王 勇沈 芳 谭 谦 龚晓星

1成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室，四川成都 610059 2成都理工大学能源学院，四川成都 610059 3成都理工大学地球科学学院，四川成都 610059

寒武纪四川盆地位于上扬子地块的西部，其是在扬子克拉通基础上发育的板内沉积盆地的一部分，隶属于扬子碳酸盐岩台地古地理体系(冯增昭等，2001)。四川盆地周缘出露大量典型寒武系龙王庙组野外露头，前人对其沉积环境和沉积模式做了大量的工作。早期，刘宝珺等(1995)提出了典型碳酸盐缓坡模式的观点并被广泛引用(王剑，1990；杜金虎等，2016；沈安江等，2017；王龙等，2016；Liuetal.，2018；Zhangetal.， 2019)，认为上扬子及其邻区缺乏造礁生物，处于碳酸盐岩台地生长阶段的初期，是一个较为典型的缓坡型台地(梅冥相等，2006；刘建锋等，2012；郑斌嵩等，2018)。也有学者用碳酸盐岩台地模式解释龙王庙期上扬子地区的沉积环境(冯增昭等，2001；张满郎等，2010；冯伟明等，2014，2015；马腾等，2015，2016；任影等，2015；杨雪飞等，2015；黄梓桑等，2019；张文济等，2019)，认为该时期上扬子地区局限台地宽广，开阔台地狭窄，可见台地边缘和台缘斜坡的镶边台地。随着龙王庙组气藏的勘探和开发及大量油气工业资料的综合利用，又有学者提出“碳酸盐缓坡双颗粒滩”(杜金虎等，2016)和“碳酸盐岩台地三颗粒滩”(杨威等，2018)等沉积模式。但是，缓坡沉积模式难以合理解释内缓坡与浅缓坡之间的生物丘及颗粒滩沉积相带的分布，而碳酸盐岩台地模式又与野外露头上大量风暴沉积的发育存在矛盾(郑斌嵩等，2018)。因此，针对四川盆地寒武系龙王庙组的沉积相和沉积模式一直存在争议。

勘探实践表明，沉积相时空演化控制了储层分布(杨伟强等，2020)，颗粒滩沉积是优质储集层发育的物质基础，沉积模式的准确建立对优质储集层预测具有重要的指导意义。因此，本次研究利用野外露头、钻井和地震资料，在岩性、沉积构造等沉积相识别标志分析的基础上，详细讨论了沉积相类型和基本特征，揭示了沉积相时空演化规律，建立沉积模式，为四川盆地寒武系龙王庙组优质储集层预测和油气勘探提供沉积地质基础。

1 地质背景和研究方法

图 1 四川盆地重点钻井、野外露头剖面分布Fig.1 Distribu of key wells and outcrop sections in Sichuan Basin

早寒武世龙王庙组沉积时期，四川盆地及周缘主要受川西边缘海盆地、松潘—泸定—康滇古陆与南秦岭被动陆缘、湘桂被动陆缘联合控制(马永生等，1999；刘满仓等，2008；魏国齐等，2015a；邱玉超等，2019)，整体表现为西高东低的古地理格局(魏国齐等，2015b；段金宝等，2019)，是扬子碳酸盐岩台地古地理体系的一部分(冯增昭，2001)。除盆地西部局部遭受剥蚀外，四川盆地及周缘寒武系分布广、发育全、出露良好，厚度多为400～1000im，盆地内埋深2000～5000im，是四川盆地油气勘探的主要层系。寒武系龙王庙组发育一套碳酸盐岩沉积地层，其下伏沧浪铺组和上覆高台组均为碎屑岩沉积。地震反射剖面上，龙王庙组顶、底和中部层序界面清晰，可全区对比(曾洪流等，2018)，且龙王庙组中部的岩性、相序和电测曲线特征均反映了沉积水体突然加深的层序界面特征(刘泠杉等，2016；任大伟等，2018；任娜娜等，2018)，发育2个四级层序。

本次研究以四川盆地及周缘龙王庙组9条野外露头、24口钻井和4条地震剖面的沉积学分析为基础(图 1)。首先，采用前人层序地层划分方案(刘冷杉， 2016； 任大伟等， 2018； 曾洪流等， 2018)， 进行详细的层序界面、 体系域、 岩相和沉积相类型识别， 系统采集层序地层和沉积相样品150块； 其次， 对部分样品进行常规薄片、 铸体薄片、 阴极发光和SEM等测试分析， 应用Dunham(1962)碳酸盐岩分类法， 总结岩石类型， 修正野外岩相和沉积相数据， 建立等时地层格架下的连井沉积相对比剖面； 最后， 以四级层序为单元， 统计灰岩、 白云岩、 膏岩和颗粒碳酸盐岩地层厚度等单因素数据， 应用单因素分析—多因素综合作图法(冯增昭， 2004， 2005)， 编制沉积相平面分布图， 构建沉积模型， 揭示沉积演化规律。

2 沉积相类型及特征

综合野外露头、岩心、测井和地震资料反映的沉积相标志，认为四川盆地及周缘地区发育碳酸盐岩台地沉积，自西向东主要发育混积潮坪、局限台地、开阔台地、斜坡—盆地等沉积相类型。

2.1 混积潮坪相

川西地区龙王庙组沉积期处于平均浪基面以上，受潮汐作用的影响，发育近岸混积潮坪(王龙等，2016；王瀚等，2019)。该沉积相带主要岩石类型为砾屑砂岩(图 2-A)、白云质砂岩(图 2-B，2-C)、砂质白云岩(图 2-D)、白云质粉砂岩等，常见双向交错层理、平行层理、波状层理和干裂等沉积构造。野外观察发现，乐山范店剖面的下部发育厚度约40im的块状—中层砂岩、含鲕粒砂岩、白云质砂岩和石英砂岩等混积潮坪沉积。受加里东运动的影响，该套地层遭受剥蚀，混积潮坪沉积物仅残存于川西北的南江沙滩、龙探1井、马深1井、曾1井和川西南地区的威寒1井、威寒101井、老龙1井和乐山范店等地区。在海侵上超过程中，下伏沧浪铺组碎屑岩遭受风暴回流并沿岸搬运进入海域，这也与龙王庙组发育风暴沉积一致(郑斌嵩等，2018)。

2.2 局限台地相

研究区局限台地主要发育浅灰色—深灰褐色泥粉晶白云岩、砂质白云岩及泥质白云岩等岩石类型，夹砂屑白云岩、砾屑白云岩、鲕粒白云岩及膏质白云岩。该相带生物化石种类单一，数量稀少，仅见个别被硅化的瓣鳃和棘皮类化石(张源和赵元龙等，2018)。根据岩石组合和沉积构造等识别标志，将局限台地相进一步划分为台内滩、咸化潟湖和云坪亚相。

2.2.1 台内滩亚相

A—磨溪17井，4628.07～4628.34im，砂屑白云岩，发育于局限台地颗粒滩；B—磨溪17井，4628.20im，单偏光，砂屑粉晶白云岩，发育于局限台地颗粒滩，晶间溶蚀孔发育(红色箭头)；C—南江沙滩剖面，单偏光，鲕粒白云岩，鲕粒滩，颗粒间溶蚀孔发育(红色箭头)； D—金沙岩孔剖面，单偏光，砂屑白云岩，砂屑滩，可见溶蚀孔洞(红色箭头)图 3 四川盆地下寒武统龙王庙组局限台地岩心和镜下照片Fig.3 Core and microscopic photos of confined platform of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Sichuan Basin

A—地震合成记录；B—测井剖面；C—叠前时间偏移剖面图 4 四川盆地下寒武统龙王庙组台内滩测井和地震响应特征Fig.4 Logging and seismic response characteristics of intra-platform bank of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Sichuan Basin

局限台地内颗粒滩以发育多种颗粒结构碳酸盐岩为典型特征，主要岩石类型为浅灰色的砂屑白云岩、砂砾屑白云岩、鲕粒白云岩、生屑白云岩等(图 3)，呈中厚层、席状，发育交错层理，生物组合为三叶虫、棘皮类、瓣鳃类、介形虫等(杨威等，2015)，反映了地势相对较高、平均浪基面以上、水体能量较强、处于经常性和持续性地接受波浪和潮汐作用影响的高能环境。根据岩石类型和颗粒组分，划分为鲕粒滩、砂屑滩和生屑滩等微相类型。测井剖面上台内滩沉积表现为自然伽马曲线异常幅度低，呈微齿状，曲线形态一般呈箱形(图 4-A，4-B)。地震合成记录表明颗粒滩底界面对应中强波峰反射，颗粒滩体在地震剖面上表现为中振幅—弱连续地震相，同相轴表现为中部厚度大、向两侧尖灭，外形呈透镜体状。叠前时间偏移地震剖面上龙王庙组颗粒滩横向上连片分布(图 4-C)。

2.2.2 咸化潟湖亚相

咸化潟湖沉积岩石类型以灰色、灰褐色、深灰色泥粉晶白云岩、含泥质条带泥晶白云岩为主，局部发育石膏，常见水平层理、生物扰动构造及生物潜穴等，反映了低洼、水流不畅、能量较低和含盐度较高的局限环境(代林呈等，2017)。如座3井5910～5970im段咸化潟湖亚相主要为厚层块状白云岩及膏岩、盐岩沉积，自然伽马曲线异常幅度低，呈微齿状，曲线形态一般呈箱形；白云岩声波时差曲线低值，膏岩、盐岩声波时差曲线高值，呈微齿状，曲线形态呈箱形(图 5)。膏盐岩振幅明显强于颗粒滩体，表现为厚层、块状、连续性强振幅相，但当膏盐岩或者滩体不发育时，龙王庙组内部表现为空白反射。纵向上咸化潟湖主要分布于龙王庙组的中上部(图 6)。

图 5 四川盆地座3井下寒武统龙王庙组咸化潟湖沉积相综合柱状图Fig.5 Comprehensive column of sedimentary facies for salted lagoon of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation(Well Zuo3)in Sichuan Basin

2.2.3 云坪亚相

云坪亚相通常与台内滩相伴生，形成高频率滩坪组合(图 7-A)，岩石类型主要为泥云岩、泥晶白云岩(图 7-B)、细晶白云岩(图 7-C)、含泥质条带白云岩、藻白云岩等，也可见到少量晶型较好的粉晶白云岩(图 7-D)，可见干裂纹、小型交错层理、羽状交错层理和波痕等沉积构造。垂向上，台内滩成因的颗粒碳酸盐岩与云坪成因的条带状深灰色泥晶白云岩互层，形成高频滩—坪组合(图 7-A)；横向上，台内滩与云坪相间排列，如在地震剖面上，台内滩表现为典型的“亮点”特征，而云坪为空白—弱反射地震相(图 4)，反映了局限台地内相对位置较低、能量较低、海水盐度较高、以潮汐作用为主的沉积环境。

2.3 开阔台地相

开阔台地相主要由台内颗粒滩和滩间海(潮坪亚相)组成。开阔台地内部地势较高的位置一般发育颗粒滩亚相，主要为砂屑滩、鲕粒滩、生屑滩等微相。岩石类型以浅灰色、灰色颗粒灰岩为主，包括亮晶砂屑灰岩(图 8-A)、亮晶含砂屑鲕粒灰岩(图 8-B)、亮晶砾屑含白云质灰岩(图 8-C)、泥晶鲕粒灰岩(图 8-D)，部分样品见重结晶现象(图 8-E)。开阔台地内颗粒滩沉积一般厚度较小，常发育小型交错层理、平行层理等沉积构造。滩间海发育于颗粒滩之间相对低洼的区域，以灰色薄—中层泥晶生屑灰岩和泥灰岩为主(图 8-F)，靠近局限台地区域，常发育灰质泥晶白云岩和云质泥晶灰岩，常见泥质条带和水平层理等沉积构造。

2.4 台地边缘相

主要岩石类型为泥晶颗粒灰岩、亮晶颗粒灰岩和泥晶灰岩，发育交错层理、平行层理和波痕等沉积构造，呈厚层至块状。亮晶颗粒灰岩的大规模发育和少见白云岩沉积是区别于台地内沉积的典型特征。另外，台地边缘区地层厚度明显变大，台地内一般100～120im，而台缘带超过200im，如在利1井和慈利南山坪剖面地层厚度均超过250im，发育台地边缘颗粒滩，主要为灰色亮晶砂屑灰岩、亮晶鲕粒灰岩等，发育交错层理。

2.5 斜坡—盆地相

四川盆地东缘发育斜坡沉积，岩石类型以深灰色泥晶颗粒灰岩、含泥质灰岩、含生屑泥晶灰岩为主。例如，慈利南山坪剖面斜坡—盆地沉积厚度已达360im，下部主要发育灰色中薄层泥晶灰岩、中层深灰色泥晶灰岩、薄层微晶灰岩、薄层钙质泥岩、薄层泥质条带微晶灰岩，属典型斜坡—盆地相沉积。

需要注意的是，斜坡—盆地相泥晶灰岩中可见粗粒重力流沉积。例如，松桃百鸟坝剖面底部发育砾屑颗粒，砾屑杂乱无章分布，部分砾屑直立并处于悬浮状态，整体呈块状构造(图 9)。这属典型碎屑流沉积，反映了坡度较大的古地形特征。

3 沉积相分布特征

3.1 连井相剖面分析

在沉积相分析的基础上，通过连井剖面沉积相解剖，建立等时地层格架内沉积相对比剖面，讨论沉积相纵向演化和横向变化规律。四川盆地内部龙王庙组地层分布稳定，厚度变化不大(图 10)。从四川盆地东缘向东地层厚度快速增加，即在利1井地区地层厚度明显变大，到慈利南山坪剖面地层达到360im(图 10-A)。整体上，在盆地内部由西向东依次发育混积潮坪、局限台地、开阔台地、台地边缘和斜坡—盆地相沉积体系。龙王庙组下部SQ1沉积时期，乐山地区发育混积潮坪，四川盆地内部主要发育局限台地沉积体系，向东逐渐向开阔台地相(利1井)转变，到慈利地区发育斜坡—盆地相。龙王庙组上部SQ2沉积时期，台地内颗粒滩相连片分布，在金石1井、磨溪16井、利1井、丁山1井发育大规模的浅滩，在局限台地内部的林1井、习水土河场和丁山1井发育咸化潟湖沉积体系(图 10-B)。这反映了龙王庙组沉积时期，四川盆地海水逐渐变浅的过程。

A—地震—地质速度模型；B—地震—地质密度模型；C—地震—地质波阻抗模型；D—地震—地质正演记录图 6 四川盆地盘1井和东探1井下寒武统龙王庙组咸化潟湖联井地质模型和正演剖面Fig.6 Geological model and seismic forward modeling section for salted lagoon(Well Pan1 and Dongtan1)of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Sichuan Basin

3.2 沉积相平面分布

在广泛收集研究区区域地质志和各类生产资料的基础上，对骨干露头和钻井剖面以四级层序体系域为单元，系统统计地层、灰岩、白云岩、颗粒碳酸盐岩和膏岩(膏质白云岩)的厚度数据(表 1)，并进行平面投点。然后，结合各数据点沉积相类型，应用单因素作图、多因素沉积相综合研究方法(冯增昭，2004，2005)，编制沉积相平面分布图。编图过程中，白云岩含量50%以上为局限台地，灰岩含量50%以上为开阔台地，碎岩岩含量50%以上为混积潮坪。另外，在台地内部和台地边缘带，颗粒碳酸盐岩含量大于20%以上为颗粒滩。

A—川深1井，龙王庙组，7511.90～7512.10im，台内滩灰色砂屑白云岩(蓝色箭头)与云坪相深灰色泥晶白云岩(红色箭头)互层；B—金沙岩孔剖面，单偏光，微晶白云岩；C—土河场剖面，单偏光，细晶白云岩；D—南山坪剖面，晶粒白云岩，扫描电镜图 7 四川盆地下寒武统龙王庙组局限台地云坪沉积特征Fig.7 Sedimentary characteristics of dolomite flat in confined platform of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Sichuan Basin

A—秀山溶溪剖面，单偏光，亮晶砂屑灰岩，砂屑滩；B—城口治平剖面，单偏光，亮晶含砂屑鲕粒灰岩，鲕粒滩；C—彭水石流剖面，单偏光，亮晶砾屑含白云质灰岩，颗粒组分为砾屑、鲕粒、砂屑，砾屑原岩为泥晶灰岩，发育白云石和重结晶作用，反应高能水动力条件，颗粒滩；D—金沙岩孔剖面， 单偏光，泥晶鲕粒灰岩，鲕粒滩；E—彭水石流剖面，单偏光，泥晶鲕粒灰岩，发育压溶缝合线；F—彭水 石流剖面，单偏光，中下部为生屑泥晶灰岩，上部为泥晶灰岩，见棘皮类生物化石(黄色箭头)，红色虚线为岩性分界线图 8 四川盆地下寒武统龙王庙组开阔台地典型沉积特征Fig.8 Typical sedimentary characteristics for open platform of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Sichuan Basin

A—深灰色中—厚层颗粒灰岩，碎屑流沉积；B—单偏光，砾屑灰岩，砾屑无定向排列；C—单偏光，亮晶砾屑灰岩图 9 四川盆地松桃百鸟坝剖面下寒武统龙王庙组碎屑流典型沉积特征Fig.9 Typical sedimentary characteristics of debris flow of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Bainiaoba section of Songtao area， Sichuan Basin

图 10 四川盆地下寒武统龙王庙组沉积相连井剖面(剖面位置见图 1)Fig.10 Sedimentary correlation profile of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Sichuan Basin(location of the profile is shown in Fig.1)

3.2.1 龙王庙组下部

SQ1海侵时期，海水入侵方向为南东至北西向，主要发育混积潮坪、局限台地、开阔台地、台地边缘和斜坡—盆地相等沉积体系，沉积相带呈北东—南西向条带状展布。混积潮坪分布在汉中、江油和乐山等地区，主要发育交错层理白云质砂岩和砂质白云岩。局限台地颗粒滩在威远、安岳、广元、城口、宜昌、彭水和习水等地呈局域片状分布，以颗粒白云岩为典型特征；咸化潟湖仅在毕节、泸州和林1井一带发育，主要为膏岩和膏质白云岩；局限台地内大部分地区发育白云岩潮坪，分布范围广。在秀山、城口和巫溪等地区的野外露头上见到台地边缘颗粒滩，主要岩性为泥晶颗粒灰岩、白云质泥晶颗粒灰岩、亮晶颗粒灰岩、条带状泥晶云岩，推测在研究区的东北部和东南部区域发育斜坡相沉积(图 11-A)。

SQ1海退时期，混积潮坪分布范围变化不大，仍然局限于汉中、江油和乐山等地区。局限台地内颗粒滩沉积范围进一步扩大，特别是在川中地区连片分布；咸化潟湖分布更为广泛，其影响范围已经扩展到邵通、宜宾、重庆和华蓥的广大地区；其余广大地区均发育白云岩潮坪。在盆地东缘开阔台地发育颗粒滩和滩间海。在眉谭、秀山等地发育台地边缘颗粒滩(图 11-B)。

3.2.2 龙王庙组上部

SQ2海侵时期，发生次一级海侵事件，海水加深，混积潮坪沉积范围变小。在汉中、江油和乐山东部地区的野外剖面上可见到混积潮坪沉积。局限台地颗粒滩在老龙1井和磨溪地区连片分布，在南江沙滩、城口、西昌和黔江的野外露头上也可见到颗粒滩沉积；咸化潟湖范围较小，主要分布在宜宾、泸州和重庆一带；局限台地内部的大范围地区发育白云岩潮坪沉积。开阔台地主要发育滩间海。仅在秀山溶溪剖面见到台地边缘颗粒滩(图 12-A)。

SQ2海退时期，随着海水变浅，向东到眉谭、黔江、宜昌一带均发育局限台地，咸化潟湖分布范围变大，多演化为膏盐潟湖，呈北东—南西向分布于邵通、泸州、重庆和华蓥一带；围绕潟湖区发育颗粒滩相，其余广大地区发育白云岩潮坪。开阔台地狭窄，仅在秀山剖面见到开阔台地颗粒滩沉积(图 12-B)。

图 11 四川盆地下寒武统龙王庙组SQ1沉积相平面分布Fig.11 Planar distribution of sedimentary facies for SQ1 of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Sichuan Basin

图 12 四川盆地下寒武统龙王庙组SQ2沉积相平面分布Fig.12 Planar distribution of sedimentary facies for SQ2 of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Sichuan Basin

图 13 四川盆地及周缘下寒武统龙王庙组沉积模式Fig.13 Depositional model of the Lower Cambrian Longwangmiao Formation in Sichuan Basin and adjacent area

4 沉积模式及演化

岩石类型、沉积相组合及分布特征表明，研究区发育可用威尔逊模式(Wilson，1975)描述的浅水碳酸盐岩台地沉积体系。总的来说，碎屑岩和碳酸盐岩的分布，反映了从混积潮坪、局限台地、开阔台地、台地边缘到斜坡—盆地的沉积环境。宽广的局限台地(300～400ikm)内广泛发育颗粒滩沉积，膏岩和膏质云岩的发育反映了被颗粒滩与海洋分开的蒸发潟湖沉积(Chakrabartietal., 2014; Rosalesetal., 2018;Sorentoetal.， 2020)。早寒武世，华南地区是一个孤立的克拉通盆地，古纬度约为20°N，从西北到东南包括扬子地块、南华盆地和华夏地块都被海洋包围(Lietal.， 2008；Renetal.， 2017a，2017b)，这也与颗粒碳酸盐岩的大规模发育所反映的温暖海洋环境条件相一致。

龙王庙组沉积时期，四川盆地整体为北西—南东方向展布的浅水碳酸盐岩台地，从北西向南东海水逐渐变深，陆源沉积物逐渐减少。在靠近古陆的西部地区(西昌、汉源、江油、广元和城固)，发育一套由砂质白云岩和白云质砂岩构成的混积潮坪沉积；向东水体逐渐加深，但相对海平面仍然较低，发育以颗粒滩、云坪、潟湖为主的局限台地沉积；再往东至四川盆地边缘，随着水体加深，灰岩含量逐渐增高，发育以颗粒滩和灰坪沉积为主的开阔台地相；而在湖南张家界、吉首以东和陕西安康以东发育斜坡—盆地相沉积(图 13)。

早寒武世末期，经过筇竹寺组和沧浪铺组沉积期的填平补齐作用(魏国齐等，2015a；李智武等，2019)，四川盆地及周缘总体表现为向东倾斜的凹隆相间的沉积格局(姚根顺等，2013)。在川东地区的宜宾—泸州—重庆一带发育台内凹陷，凹陷的东西两侧为相对隆起的川中台内隆起和川东台内隆起。凹陷区由于蒸发浓缩作用，演化成咸化潟湖环境，而隆起区属于局限的浅水环境，水体能量高，有利于颗粒滩发育。因此，围绕咸化潟湖周缘发育连片分布的颗粒滩沉积，如在川中磨溪—高石梯，川北的南江沙滩、重庆城口和巫溪、宜昌，川西南乐山范店、老龙1井、川东南林滩场、遵义、金沙、湄潭等地区均发育颗粒滩。另外，在台地东缘地区水体能量高，堆积了大量颗粒沉积物，如在秀山、慈利、杨寺桥等地区形成了台地边缘厚层颗粒滩沉积带(图 11；图 12)。因此，四川盆地寒武系龙王庙组浅水碳酸盐岩台地具有“一凹两隆，双滩成带”的典型特征， 即在围绕川中凹陷的台内隆起区和台地边缘带形成2条颗粒滩沉积带。

四川盆地及周缘龙王庙组颗粒滩的发育主要受相对海平面升降和古地貌控制，具体表现为： 垂向上，颗粒滩主要发育于四级层序高位体系域(图 10)；平面上，颗粒滩主要分布于古地貌高地，在台内隆起区的川中、习水土河、金沙岩孔等次一级古地貌高地和台地边缘带的秀山、恩施、慈利和神龙架地区，处于平均浪基面以上，接受波浪、潮汐等作用的影响，水动能较强，有利于滩体的发育(图 11，图 12)。

5 结论

1)四川盆地及周缘龙王庙组发育典型浅水碳酸盐岩台地沉积体系，自盆地边缘向东依次发育混积潮坪、局限台地(颗粒滩、云坪、灰坪、咸化潟湖等微相)、开阔台地(颗粒滩、滩间海等微相)、台地边缘和斜坡—盆地等多种沉积相。

2)建立了四川盆地寒武系龙王庙组“一凹两隆，双滩成带”的浅水碳酸盐岩台地沉积模式。一条颗粒滩为台地边缘滩，分布于盆地东缘；另一条为台内颗粒滩，分布于川东台内凹陷的两侧，即川中台内隆起和川东台内隆起区。

3)高能颗粒滩的广泛发育是四川盆地及周缘龙王庙组典型沉积特征，主要受控于相对海平面升降和古地貌，具体表现为： 垂向上，颗粒滩主要发育于四级层序海退时期；平面上，颗粒滩主要分布于古地貌高地，如台内隆起区和台地边缘带。

目前关于四川盆地寒武系颗粒滩沉积的形成地质背景及主要沉积特征的研究均取得重要进展，但不同成因颗粒滩的沉积序列、形态和发育规律、储集层特征和颗粒碳酸盐岩白云化机理及其与油气勘探开发之间的关系等，都是需要深入开展研究的问题。今后可考虑利用经典露头分析、典型油气储层解剖和现代沉积考察等研究方法，结合地球化学、地球物理资料和地震沉积学理论方法，进一步解决上述科学问题。