0 引言
震旦系—下古生界是四川盆地寻找规模石油天然气储量的重要领域，但油气发现主要集中在古隆起高部位高石梯—磨溪地区的灯影组和龙王庙组，整个震旦系—下古生界勘探程度较低，需寻找新的区带层系来接替下一步的勘探方向。2018年，川东地区WT1井和川中—川北地区CS1井在下寒武统沧浪铺组分别钻遇了50 m和23 m的白云岩储层［1］；2019年，川中地区JT1井在沧浪铺组又钻遇了30 m厚的白云岩，测井解释发育2套气层。通过复查盆地内多口井的钻探成果，发现沧浪铺组在整个盆地范围内均有显示，尤其是在川中—蜀南地区，有50余口井见到气侵、气测异常等良好油气显示，且白云岩广泛分布，有潜在储层发育的可能性。2020年10月，角探1井沧一段初试获51.62×104 m3/d工业气流，充探1井沧一段也初测获气，首次取得沧浪铺组碳酸盐岩气藏的突破，表明沧浪铺组具备巨大的勘探潜力。针对四川盆地及其周缘寒武系碳酸盐岩地层，特别是龙王庙组，前人［2-6］在层序对比、沉积储层、构造演化等方面已做过相应的研究，但是对于沧浪铺组，目前研究手段还相对单一，主要是基于野外露头和盆地内少量的钻井资料，集中于岩性岩相、储层特征等方面的研究，缺少对沧浪铺组沉积、岩相古地理演化的系统认识。因此，本文利用最新钻井和野外地质成果，并结合近年来取得的二维、三维地震资料，开展地层的精细解释追踪，总结沧浪铺组岩石学、沉积结构、沉积构造、古生物化石等沉积特征，进而探讨沧浪铺组的沉积演化过程，为后期寻找有利储层和油气资源提供理论依据。
1 地质背景
按照目前四川盆地统一划分的标准地层层序，将震旦系—寒武系从下到上主要划分为灯影组、麦地坪组顶部、筇竹寺组、沧浪铺组、龙王庙组、高台组和洗象池组。地层内部又可以根据岩性、电性及古生物特征等因素进一步划分为多个小段，如灯影组常划分为4段，简称为灯一段、灯二段、灯三段和灯四段，沧浪铺组常划分为2段，简称沧一段和沧二段。在震旦纪末—早寒武世，盆地处于拉张构造背景，该时期的桐湾运动奠定了盆地古地貌格局，使得地壳幕式抬升，局部构造差异升降，台地区相继暴露遭受不同程度的剥蚀，同时伴随拉张环境的影响，在西部发育了贯穿南北的德阳—安岳裂陷槽，整体呈现出南北向展布的隆坳格局。根据运动性质、持续时间、影响范围等因素，可将桐湾运动分为3幕［7］，Ⅰ幕发生在灯二段沉积末期，造成灯二段与灯三段之间不整合接触；Ⅱ幕发生在震旦系灯影组沉积末期，作为桐湾运动的主幕，基本奠定了早寒武世盆地的构造格局，使龙门山一带以康定、宝兴等杂岩体为核心向上隆起，川西高原大面积成陆，台地沉积基底东倾，地势呈西高东低的古地貌特征［8］；进入桐湾运动Ⅲ幕，麦地坪期末与筇竹寺期之间又发生了一次广泛的地壳抬升运动，造成麦地坪组几乎剥蚀殆尽，从目前盆地内揭示寒武统的钻井来看，仅川中隆起带的GS17井、Z4井、JS1井、W207井等部分井或区域见麦地坪组［9］。
因此，多期桐湾运动决定了早寒武世的沉积地貌格局，从而进一步影响了盆地沧浪铺组的沉积特点和沉积规律。早寒武世总体为一个水体变浅的时期，早期海水自东南方向侵入［10］，水体加深发生缺氧事件，德阳—安岳裂陷槽受前期构造运动影响已发育成型，进入补偿沉积阶段，伴随西部和北部物源的补给，开始逐步填平补齐［11-13］，在盆地形成了一套厚层的以硅泥质和泥页岩为主的深水沉积，覆盖于灯影组不同层段之上；进入沧浪铺组沉积期，上扬子克拉通构造格局发生重大转变，垂直差异运动幅度明显减小，隆坳格局开始消失，盆地古地貌由“隆坳相间”格局逐渐转变为西高东低的缓坡或陆棚格局［14］，导致沧浪铺组沉积较为混杂，多口井或野外剖面可见砂泥岩、灰岩或白云岩混积发育；到中—晚期海水部分褪去并随着古隆起的进一步发育，龙王庙组逐渐过渡为碳酸盐岩台地沉积［15-16］，盆地内开始大面积出现半局限—局限潟湖相的沉积环境。因此，沧浪铺组可以看作筇竹寺组背景下的继承性沉积，也可看作从筇竹寺组碎屑岩沉积转变为龙王庙组碳酸盐岩沉积的过渡阶段。
2 地层沉积特征
2.1 沧浪铺组展布刻画方法和结果
根据川中—川北地区多口老井、新井的岩性和测井曲线资料，对部分老井沧一段、沧二段分层进行了重新调整，同时利用最新二维、三维地震资料对川中44口井开展合成记录标定，识别出沧浪铺组顶底界均为弱反射特征，即在地震剖面上表现出上下2条强波谷，且在盆地范围内稳定可连续追踪，从而进一步对川中—川北地区沧浪铺组开展精细解释。同时，沧浪铺组内部反射特征存在变化，在高石梯—磨溪地区地震相多为单轴，即一条连续或断续的强轴，当过渡到川中古隆起北斜坡地区则变为双轴叠置，即一条或两条连续或断续的强轴。目前结合已有的地质认识，认为该内部的强轴代表了沧一段的碳酸盐岩分界或沧二段内部岩性界面，而双强轴变化到单强轴则代表了沧二段碳酸盐岩含量逐渐增多，厚度逐渐增厚，这在裂陷槽内部过渡到高磨地区表现的非常明显，因此可将双强轴过渡到单强轴的该点作为裂陷槽内部与边缘的分界点（图1），从而精细刻画出德阳—安岳裂陷槽东侧边界形状。在此基础上，进一步结合盆地内钻井和野外地质成果，最终形成四川盆地沧浪铺组地层厚度展布图（图2）。
2.2 沉积控制因素
2.2.1 德阳—安岳裂陷槽控制地层展布格局
德阳—安岳裂陷槽的演化对沧浪铺组沉积演化起到了决定性作用。周进高等［17］通过三维地震资料精细解释，识别出深层前震旦系张性断裂控制的裂陷边界，刻画了凹槽肩部震旦系顶界的“陡坎”的几何特征，认为是它始于震旦系灯影组沉积早期，止于寒武系筇竹寺组中晚期，发育于克拉通内部的、受张性断裂控制的并经历多期岩溶改造的具有负向地貌特征的构造—沉积单元；李忠权等［18］、李双建等［19］认为裂陷槽受桐湾运动地壳幕式抬升影响，河流不断下切侵蚀，随后拉张槽接受充填和改造，其主要成因机制是地壳抬升过程中的侵蚀、溶蚀地质作用；魏国齐等［20］通过识别裂陷边界展布和沉积特征，推测其演化过程，探讨有裂陷槽发育的地质意义及有利勘探方向。因此，针对德阳—安岳裂陷槽内外沉积厚度差异的对比以及裂陷槽边界的刻画将进一步把握沧浪铺组沉积特征和规律。
盆地内沧浪铺组厚度在50~500 m之间，德阳—安岳裂陷槽北部中江—绵阳—剑阁—广元一带厚度超过280 m，其中南江桥亭、剑阁佛山、广元朝天、TX1井、Z1井沧浪铺组厚度分别为285.3 m、335.6 m、336 m、312 m、370 m；南部泸州—宜宾—珙县一带厚度甚至超过400 m，如宁2井达到470.65 m；裂陷槽以东和以西呈减薄趋势，厚度普遍小于200 m，如乐山范店剖面厚度为55.88 m、峨眉张山剖面厚度为91 m，高石梯—磨溪区块的MX10井、MX23井、MX18井、GS10井以及资阳地区Z2井、Z7井等多口井厚度均在200 m以下。可以看出，沧浪铺组展布从西到东呈薄—厚—薄以及向盆地外围增厚的趋势特征，说明德阳—安岳裂陷槽直接控制盆地内沧浪铺期地层整体展布格局。
2.2.2 川中古隆起影响地层局部厚度
由于古地貌高部位叠合桐湾期侵蚀影响使得川中地区主要表现出沉积与剥蚀残余型岩隆，在德阳—安岳裂陷槽开始拉张后逐渐成为水下隆起区域，从而形成了震旦系川中古隆起雏形［25］。该古隆起在加里东运动期间经历了多期复杂的演化历程，这些构造运动不仅对古隆起的形成有影响，而且对古隆起区的沉积也有重要影响。从近垂直于川中古隆起轴向的地震剖面印证了寒武纪前古隆起的形成（图3），可以认为古隆起直接影响了沧浪铺组的沉积。在隆起范围内，筇竹寺组表现出边缘向核部减薄的特征，说明在早寒武世筇竹寺组沉积期开始前古隆起进入同沉积构造隆起发育阶段，进入沧浪铺组沉积期后，随着古隆起的进一步发展，隆起区域内沧浪铺组沉积厚度减薄至200 m以下。
3 沉积相类型划分
3.1 沧浪铺组岩性特征
岩性是鉴别沉积相特别是碳酸盐岩沉积相最基本的、最有意义的标志之一，也是最易观察、最直接的参数，同时由于沧浪铺组岩性在不同层段、不同地区差异很大，因此需要选取典型单井开展岩性分析和对比。通过大量的野外剖面观测、系统的钻井岩心观察以及室内薄片鉴定分析，认为沧浪铺组岩性主要分为碳酸盐岩和碎屑岩2类，碳酸盐岩可分为泥—微晶灰岩、鲕粒灰岩、生屑灰岩、晶粒白云岩、颗粒白云岩、砂质白云岩等，碎屑岩包括砂岩、泥岩、砂泥岩等。
对比川中JT1井和川北南江桥亭剖面（图4，图5），它们的共同点表现在沧浪铺组具有明显的上下分异，上部沧二段均发育砂岩、泥岩、页岩等碎屑岩类，下部沧一段均主要发育灰岩、云岩等碳酸盐岩，并夹少量砂泥质碎屑岩，说明在沧浪铺组沉积早期，由于德阳—安岳裂陷槽的影响以及西部和北部物源供应的短缺，使得盆地在沧一段普遍沉积大量的碳酸盐岩，而到沧浪铺组沉积晚期由于物源影响的增加和裂陷槽隔断影响的减弱，沧二段大面积沉积碎屑岩。但不同地区沧浪铺组岩性也存在着很大差异，如南江桥亭地区，沧二段碎屑岩颗粒明显比JT1井更粗，甚至见细砾或中砾岩，一定程度上说明了该地区离北面物源更近，比JT1井受西面物源影响更大；同时，虽然沧二段均主要发育碳酸盐岩沉积，但JT1井见大段的白云岩沉积，而南江桥亭地区则全是灰岩沉积，说明了川北和川中地区沧浪铺组沉积前古地貌也具有明显的差异，表现出不同水体环境下形成的不同岩相。
3.2 沉积相类型
彭军等［26］将沧浪铺组划为陆棚、内缓坡2种沉积相以及混积浅水陆棚、浅水陆棚、混积潮坪、潟湖和浅滩等 5 种沉积亚相；李伟等［27］认为沧浪铺组沉积期陆源碎屑供给仍然较充足，将该时期划分为混积陆棚和滨岸2类沉积相，并且在混积陆棚沉积中划分出局限发育浅滩砂坝等沉积微相。通过对四川盆地及邻区沧浪铺组大量野外剖面的观察和室内单井相划分研究，在总结其岩石学特征、沉积构造、生物化石、测井相等沉积相标志的基础上，确认为陆棚沉积体系，将四川盆地范围内寒武系沧浪铺组沉积相划分为滨岸、三角洲、陆棚3类。其中滨岸相包括前滨和临滨亚相；三角洲相仅包括三角洲前缘亚相；陆棚相包括清水浅水陆棚、混积浅水陆棚、碎屑浅水陆棚以及棚内洼地亚相，同时划分出各自对应的多种微相类型（表1，图6）。
表1 四川盆地沧浪铺组主要沉积微相类型及特征Table 1 Main sedimentary microfacies types and characteristics of Canglangpu Formation in Sichuan Basin |
| 微相 | 沉积微相描述 | 沉积环境解释 |
|---|---|---|
| 砂质滨岸 | 岩性主要为细砂岩或中砂岩，常见波痕和各种交错层理、冲洗层理、平行层理、生物扰动等构造，垂向结构剖面多现实向上变粗的沉积旋回，GR曲线呈倒三角形或漏斗形 | 位于平均高潮面与平均低潮面之间，地形平坦，起伏较小，水动力较强，搬运距离较近 |
| 砂泥质滨岸 | 岩性主要为浅灰、灰绿、紫色细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩夹灰绿色、紫色粉砂质泥岩，分选磨圆中等，见各种层理，垂向层序剖面多显示向上变粗和垂向加积的2种沉积序列，GR曲线呈钟型和漏斗形 | 处于平均低潮面以下至正常浪基面之间，是海滩的水下沉积部分，能量较高 |
| 水下分流河道 | 底部发育砾岩，顶部发育细砂岩和泥岩，总体呈正旋回序列，见交错层理、平行层理以及冲刷构造。GR曲线低值，多为底部箱型与顶部钟型的组合形态 | 牵引流为主，水动力条件较强 |
| 水下分流河道间湾 | 主要岩性为块状层理砂岩、块状层理泥岩、水平层理泥岩，多呈灰色或灰黑色。GR呈高值，曲线形态为指型或者线型 | 水动力条件弱，多见于水下分流河道之间 |
| 颗粒滩 | 主要岩性为鲕粒云岩、砂屑云岩等，按照颗粒成分划分有鮞粒滩、砂屑滩、砾屑滩等多个类型，GR曲线形态常呈箱型 | 发育于受地貌控制的局限环境内的高地，水体能量较高，受潮汐和波浪作用的影响 |
| 膏云质潟湖 | 岩石类型主要为灰色、深灰色膏云质、灰质等，发育水平层理，GR曲线常呈微齿状箱型 | 处于局限环境内的低洼地带，水体循环受到限制，环境能量低，以静水沉积为主 |
| 灰质或云质陆棚 | 主要岩性为泥晶灰岩、生屑灰岩、鲕粒灰岩以及白云岩等类型，GR曲线常呈箱型或齿状箱型 | 形成于正常浪基面之下至风暴浪基面之上的碳酸盐岩为主的浅海陆棚区域，早期水体能量相对弱，晚期随水体变浅沉积较纯碳酸盐岩，顶部常见云化 |
| 砂云质或云质陆棚 | 岩性主要为砂质云岩、泥质云岩以及砂岩、泥岩与白云岩互层的岩性组合，GR曲线常呈圣诞树型 | 形成于受陆源碎屑物质影响较大的区域，表现出典型的混积特征，水体能量较弱 |
| 砂质或粉砂质陆棚 | 岩性主要为砂岩、粉砂岩、云质砂岩等，GR曲线常呈线性 | 形成于陆源碎屑物供应较充足的区域，水体能量较弱 |
| 泥质或砂泥质陆棚 | 沉积物以色暗、细粒为特征，岩性主要为泥质粉砂岩、粉砂质泥岩、泥岩及少量粉砂岩，GR曲线呈尖指形 | 一般位于陆棚靠大陆斜坡一侧的、风暴浪基面以下的浅海区，环境能量低，水体安静，盆地内主要位于德阳—安岳裂陷槽内或受地貌位置控制的相对深水区 |
3.2.1 三角洲相
该相在盆地沧浪铺组仅发育三角洲前缘亚相，它是三角洲的水下部分，位于海平面与浪基面之间，是三角洲最活跃的沉积中心，平面上主要分布在北部南江、剑阁一带。三角洲前缘亚相在盆地内进一步可划分为水下分流河道、水下分流河道间湾2种微相，岩性上多发育砾岩或中—粗砂岩，夹部分粉砂岩或泥岩，颜色普遍为浅灰、深灰以及土黄色，指示氧化或弱氧化条件下水动力较强的沉积环境。颗粒整体分选性和磨圆度较差，碎屑岩杂基成分以黏土矿物及泥晶方解石为主，另有少量铁质矿物、白云石矿物以及细粒粉砂，重结晶现象明显。同时，平行层理、脉状层理、波状层理发育［图7（a）］，部分砂岩见冲刷侵蚀构造，上覆沉积物具正粒序，上下沉积物之间岩性突变，接触面凹凸不平，反映短暂的强水动力环境［图7（b）］。
图7 四川盆地沧浪铺组典型沉积学标志（a）宝龙1井，∈1 c，第2回次，5 058.77~5 058.87 m，泥质粉砂岩，见脉状层理构造；（b）高石10井，∈1 c，第6回次，4 715.49~4 715.69 m，风暴岩砾石层，见风暴正粒序；（c）广元朝天剖面，∈1 c，细砂岩，见板状交错层理；（d）旺苍县唐家河剖面，∈1 c，见生物钻孔构造，1X（-）；（e）旺苍县唐家河剖面，生屑泥晶灰岩，∈1 c，见古杯生屑，5X（-）；（f）南江县桥亭剖面，∈1 c，生物碎屑结构，5X（-） Fig.7 Typical sedimentological sign of Canglangpu Formation in Sichuan Basin |
3.2.2 滨岸相
该相处于海洋与陆地交会处的海岸地带，位于正常浪基面以上至最高涨潮面之间的滨海区，以波浪和潮汐作用为主，发育陆源碎屑岩沉积［28］。盆地内主要发育前滨和临滨2个亚相，单个沉积序列向上变浅、变粗，厚度变化较大，多分布于盆地北部、西部靠近古陆的位置。
前滨亚相位于平均高潮面与平均低潮面之间，地形平坦，起伏较小，是海滩下部逐渐向海倾斜的平缓斜坡地带，水体能量高。根据成分识别出砂质滨岸微相，岩性以砂岩为主，分选、磨圆较好，常见波痕和各种交错层理、冲洗层理、生物扰动等构造［图7（c），图7（d）］，GR曲线呈倒三角形或漏斗型。临滨亚相处于平均低潮面以下至正常浪基面之间，是海滩的水下沉积部分，能量较高，以砂质夹泥质沉积物发育为特征，根据成分组成和水体能量大小可识别出砂质滨岸、砂泥质滨岸2个微相，岩性主要为浅灰色、灰绿色、褐灰色、紫色细砂岩、粉砂岩、泥质粉砂岩夹灰绿色、紫色粉砂质泥岩，分选磨圆中等，常见波浪、流水作用形成的各种层理，对应的GR曲线呈钟型和漏斗形。
3.2.3 陆棚相
该相位于滨岸与坡折带之间的过渡带，深度一般为10~200 m，宽度由数百米至数千米不等，水动力复杂多样，包括海流、正常的和风暴引起的波浪、潮汐流以及密度流等［28］。浅海陆棚体系可发育多种砂体类型，主要取决于陆架地形、沉积物供给、水动力条件及海平面变化等因素［28］。通过岩性、沉积厚度及沉积组合在盆地范围内划分出碎屑浅水陆棚、清水浅水陆棚、混积浅水陆棚和棚内洼地4个亚相。其中清水浅水陆棚亚相是最有利相带，主要发育在沧一段，平面上主要分布在川中—川东的广大地区，可进一步划分为颗粒滩、膏云质潟湖、灰质陆棚、云质陆棚等多个微相。颗粒滩微相一般发育于局限台地内的海底高地，水体能量较高，受潮汐和波浪作用的影响，以发育各种颗粒岩为典型特征，颗粒类型多种多样，包括鮞粒滩、砂屑滩、砾屑滩等等，见角石、腕足类等多种生物化石［图7（e），图7（f）］，GR曲线呈箱型；膏云质潟湖微相处于局限环境内的低洼地带，水体循环受到限制，环境能量低，以静水沉积为主，岩石类型主要为灰色、深灰色膏云质或灰质，发育水平层理，GR曲线常呈微齿状箱型；灰质陆棚、云质陆棚形成于正常浪基面之下至风暴浪基面之上的碳酸盐岩为主的陆棚区域，岩性主要为泥晶灰岩、生屑灰岩、鲕粒灰岩以及白云岩等。混积浅水陆棚亚相相当于内缓坡亚相，由于陆源碎屑供给充足，形成了层内混积和互层中混积类型的混积岩，岩性常见砂质云岩、泥质云岩以及砂岩、泥岩与白云岩互层的岩性组合，盆地内分布于城口—巫溪、高石梯—磨溪、资阳—威远及越西一带。碎屑浅水陆棚是正常浪基面之下至风暴浪基面之上的以砂泥岩沉积为主的浅海区域，水体能量相对较弱，常见岩性有砂岩、粉砂岩、云质砂岩、灰质砂岩、泥质粉砂岩、粉砂质泥岩等。研究区内包括砂质或粉砂质陆棚微相，常处于陆棚与滨岸相连地带，见少量水平层理和虫孔构造。棚内洼地是盆地范围内受德阳—安岳裂陷槽影响分布在槽内的深水沉积，沉积物以深灰色、灰色、灰绿色粉砂质泥岩、泥质粉砂岩、泥岩或泥页岩为主，可划分为泥质陆棚、砂泥质陆棚微相，见水平层理和平行于层面的虫孔构造，水体能量较低。
4 沉积模式与沉积演化
4.1 沉积模式
门玉澎等［29］将沧浪铺组的沉积模式定义为碎屑岩缓坡沉积模式；彭军等［26］则根据平面和纵向上沉积相的演替规律划分了滨岸—陆棚、碳酸盐缓坡和风暴沉积等3种沉积模式。在综合分析沉积相平面展布规律的基础上，并结合岩石类型、沉积构造、生物组合、相序等沉积特征，认为四川盆地寒武系沧浪铺组沉积模式为滨岸—浅海陆棚模式（图8），可作为上扬子区及中国南方浅海陆棚的组成部分。在该模式中，西侧康滇古陆以及西北侧摩天岭古陆、汉南古陆作为主要的物源区不断地向盆地内供源，在峨眉—乐山、广元—剑阁等靠近物源的地区发育粉砂—中砂为主的滨岸和三角洲沉积区，经过德阳—安岳裂陷槽后，大部分陆源碎屑物质在此卸载，并以此为界形成混积浅水陆棚、清水浅水陆棚、棚内洼地等不同类型的陆棚沉积区。
该模式反映出沧浪铺期西高东低的沉积古地貌，且从西向东水体逐渐加深、沉积环境由局限到开阔的基本格局。虽然德阳—安岳裂陷槽东侧发育大面积的碳酸盐岩沉积，但从目前已有的钻井成果上看，碳酸盐岩连片发育的规模和厚度还不足以构成镶边碳酸盐岩台地模式，因此认为更适合划分为陆棚沉积模式。
4.2 沉积演化特征
基于野外剖面实地测量、岩心描述、薄片分析以及实钻井成果，对53口单井和野外剖面点进行岩性分类统计，同时参照前人划分标准，编制出盆地沧浪铺组2个时期的沉积相平面图［图9（a），图9（b）］。在沧浪铺组沉积早期，伴随该时期发生的大规模海侵，加之西侧康滇古陆以及西北侧陆源物质供应充足［30］，在西部邛崃—峨眉向古陆一侧和广元—剑阁背海一侧发育细砂—中砂岩滨岸区，在德阳—成都—眉山一带发育以粉砂岩、泥质粉砂岩为主的碎屑浅水陆棚区；由于德阳—安岳裂陷槽隔挡，陆源碎屑物质大多在此卸载，槽内绵阳—宜宾一带形成泥质为主的洼地沉积，其两侧由于构造位置相对较高，发育过渡缓坡区的混积陆棚长带，而整个川中到川东地区则发育大片的清水浅水陆棚沉积，通过BL1井、NJ井、GT2井、WT1井、LT1井等多口井的实钻成果表明，在裂陷槽东侧、川中古隆起控制的高部位以及清水浅水陆棚靠海边缘，均发育一定规模的碳酸盐岩颗粒滩；北部由于汉南古陆准平原化，规模不足以为盆地内提供物源，在南江—旺苍地区也发育小型碳酸盐岩台地；南部石柱地区由于沉积环境的封闭造成了小区域范围内的膏云质潟湖沉积。
根据张满郎等［30］的观点，进入沧浪铺组沉积晚期，盆地在经历小幅度海侵后又大幅度海退，摩天岭古陆、汉南古陆和泸定古陆向盆地内输送陆源碎屑物质增多，中细砂岩滨岸区范围开始扩大，在北部的剑阁、南江地区和西部的峨边—邛崃地区发育细砂岩或中砂岩的三角洲前缘区，同时盆地棚内洼地进一步被填平补齐，裂陷槽处于消亡后期阶段，盆地南部仅剩的由棚内洼地控制的砂泥岩陆棚区规模进一步缩减，主要集中在绵阳—中江以及泸州—宜宾以南区域。从沧一段岩相古地理图可以看到，东部原有的碳酸盐岩清水沉积环境被破坏，被认为是裂陷槽隔断影响减弱造成了物源影响范围的进一步扩大，资阳—威远—高石梯—磨溪—广安—LT1井区逐渐转变为东西向条带状砂泥岩夹灰岩的混积浅水陆棚相，盆地边缘由于受物源影响较小依旧发育由陆棚边界控制的颗粒滩沉积，但规模缩小。综合整个沧浪铺组沉积早期到晚期沉积相的演化趋势，裂陷槽内是从棚内洼地沉积过渡到混积浅水陆棚沉积，槽两侧则是从清水浅水陆棚和碎屑浅水陆棚向混积浅水陆棚演化，岩性旋回表现出水体逐渐变浅的过程。
5 结论
（1）四川盆地范围内沧浪铺组顶底界的地震相均为波谷反射，但不同地区沧浪铺组内部存在一到两条连续或断续的强轴，认为是沧一段碳酸盐岩顶界或沧二段内部岩性界面。高石梯—磨溪地区沧浪铺组内部单轴过渡到川中古隆起北斜坡地区的双轴代表沧二段碳酸盐岩含量逐渐增多，厚度逐渐增加，因此可将该变化点可以作为裂陷槽内部与东侧陆棚边缘的分界点。
（2）德阳—安岳裂陷槽和川中古隆起共同控制了沧浪铺组的地层沉积演化，裂陷槽决定了地层展布的整体格局，古隆起影响了局部厚度变化。沧浪铺组地层总体厚度在50~500 m，由裂陷槽内向东西两侧减薄，由古隆起核心向边缘部位增厚，从西到东呈薄—厚—薄的趋势。
（3）在岩石学特征、沉积构造、生物化石、测井相等沉积相标志的基础上，可将盆地范围内沧浪铺组沉积相划分为滨岸相、三角洲相、陆棚相3类，其中滨岸相包括前滨和临滨亚相，三角洲相包括三角洲前缘亚相，陆棚相包括清水浅水陆棚、混积浅水陆棚、碎屑浅水陆棚以及棚内洼地亚相，同时划分出各自对应的多种微相类型。
（4）四川盆地沧浪铺组沉积模式为滨岸—浅海陆棚模式。在该模式中，西侧靠近物源的地区发育粉砂—中砂为主的滨岸和三角洲沉积区，经过德阳—安岳裂陷槽后物源卸载，并以此为界形成混积浅水陆棚、清水浅水陆棚等不同类型的陆棚沉积区。该模式反映出沧浪铺期西高东底的古地貌，且从西向东水体逐渐加深、沉积环境由局限到开阔的基本格局。
（5）裂陷槽内部与两侧呈现明显的沉积分异，裂陷槽西部以滨岸—碎屑陆棚相沉积为主，东部以清水陆棚碳酸盐岩沉积为主，槽内为泥页岩棚内洼地沉积。沧浪铺组早期到晚期从清水浅水陆棚或碎屑浅水陆棚沉积向混积浅水陆棚演化，向上变浅的岩性旋回特征十分明显。
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