四川盆地磨溪地區燈四段前積體產狀定量解釋及其應用

谷明峰 朱 茂 梁 鋒 田 瀚 李文正④ 郝 毅④

(①中國石油杭州地質研究院，浙江杭州 310023；②中國石油西南油氣田公司川中油氣礦，四川遂寧 629018；③中國石油勘探開發研究院，北京，100083；④中國石油集團碳酸鹽巖儲集層重點實驗室，浙江杭州 310023)

0 概況

燈影組(551～541Ma)是四川盆地目前發現的最古老的含氣層系[1]。燈影組勘探始于20世紀50年代，于1964年發現威遠氣田，是中國首個整裝大型氣田[2-3]。2011年，Gs1井燈影組獲得重大突破，高石梯—磨溪(高磨)地區臺緣丘灘帶展現出萬億方儲量規模的勘探潛力[4-5]。

近幾年，眾多研究者從不同角度廣泛研究了四川盆地燈影組，包括區域宏觀尺度的沉積期巖相古地理[6-7]、巖溶古地貌[5,8]、區域構造演化[9-11]、成藏條件[4,12-13]、巖心—微觀尺度的巖石類型[14-15]、儲層特征[4,16-19]、深層碳酸鹽巖地震成像及儲層響應[20-22]等，明確了燈影組沉積期四川盆地的古構造格局為隆凹相間的碳酸鹽巖臺地，發育陸棚、斜坡、臺緣、臺地等沉積相帶，沉積了一套微生物白云巖，沉積期及沉積后受桐灣期構造運動影響，發育巖溶型丘灘相白云巖儲層。

德陽—安岳裂陷槽東側臺緣發育大型丘灘帶[23-24](圖1a)，為有利儲層發育區，地震反射結構以丘狀、雜亂為主。筆者在研究區三維地震資料中發現大量臺內前積反射結構，前積方向大致沿臺緣帶展布方向，與常規的碳酸鹽臺地前積方向存在差異，鮮見前人的研究文獻。為此，文中利用磨溪地區三維地震資料(圖1b)，結合鉆井資料標定，對比、追蹤三維區內的多期前積地震反射結構，通過定量分析建立燈四段沉積期充填序列，分析該期德陽—安岳裂陷槽活動對沉積的控制作用，為尋找臺內有利儲集相帶提供參考。

圖1 研究區位置(a)、井位及典型地震剖面位置(底圖為燈影組厚度圖)(b)

1 區域地質背景

四川盆地處于上揚子克拉通西緣，自Gs1井燈影組試氣日產超百萬方，發現安岳氣田以后，人們深入研究了震旦紀尤其是晚震旦世巖相古地理，發現德陽—安岳一帶發育南北向、貫穿盆地的大型負向構造[9,25-28]，控制了盆地內優質烴源巖及丘灘相儲層展布。通過野外露頭觀察、鉆井資料分析及盆地級地震大剖面解釋認為：震旦紀燈影組沉積期為德陽—安岳裂陷形成期，其中早期(燈一段沉積期—燈二段沉積期)形成雛形，晚期(燈三段沉積期—燈四組沉積期)形成裂陷，裂陷內發育槽盆沉積，裂陷兩側臺緣發育丘灘體，為優質儲集相帶；早寒武世麥地坪組沉積期—筇竹寺組沉積期為裂陷發展期，裂陷內充填厚度為500～1000m的深水陸棚相泥頁巖，為優質烴源巖發育區；早寒武世滄浪鋪組沉積期為裂陷消亡期，經填平補齊，克拉通內大規模隆凹格局消失，至早寒武世末期龍王廟組沉積期，開始轉為碳酸鹽巖緩坡臺地沉積(圖2、圖3)。

圖2 Z2dn地層柱狀圖

圖3 Mx105井測井巖相解釋綜合柱狀圖

高石梯—磨溪地區的勘探進一步認識了樂山—龍女寺古隆起構造演化史。樂山—龍女寺古隆起是四川盆地形成最早、延續時間最長、規模最大的巨型隆起，呈近東西向展布，南北向寬度為120～200km，東西向延伸長度達350km，面積近5.5×104km2[12]。其演化從前寒武紀持續至白堊紀，對古生代多個層系的油氣成藏具有重要控制作用[4]。研究區位于德陽—安岳裂陷槽東側，靠近樂山—龍女寺古隆起軸線。

研究區燈影組厚度為600～900m，自下而上分為燈一段(Z2dn1)、燈二段(Z2dn2)、燈三段(Z2dn3)和燈四段(Z2dn4)等4個層段[26,29]。Z2dn1為泥粉晶白云巖，貧藻，厚度一般為30～160m。Z2dn2主要為一套微生物白云巖，厚度一般為300～500m，包括藻凝塊石、藻砂屑白云石、泥粉晶白云巖等，“葡萄花邊”狀沉積構造發育，為Z2dn2典型標志[19]。Z2dn3為一套碎屑巖夾白云巖，與下伏Z2dn2呈不整合接觸，厚度一般為30～80m。Z2dn4為另一套微生物白云巖，研究區內厚度一般為300～350m，與上覆寒武系呈不整合或假整合接觸，巖性主要為藻凝塊石白云巖、藻砂屑白云巖、泥粉晶白云巖、硅質白云巖等，少見“葡萄花邊”狀構造(圖2、圖3)。

受桐灣期構造運動影響，燈影組遭受不同程度剝蝕，Z2dn2和Z2dn4頂部發育巖溶縫洞[4,8]。

桐灣運動分三幕。桐灣1幕發生于Z2dn2沉積末，表現為區域性發育的Z2dn3碎屑巖假整合于Z2dn2白云巖之上。桐灣2幕發生于Z2dn4沉積末，表現為Z2dn4白云巖與上覆寒武系呈假整合接觸。桐灣3幕發生于早寒武世麥地坪組與筇竹寺組沉積期之間，由于麥地坪組多局限分布于裂陷槽內部，臺地上桐灣2幕與桐灣3幕疊加，表現為筇竹寺組泥頁巖直接覆于Z2dn4白云巖之上(圖2)。

2 前積體定量分析

2.1 地震解釋

根據高石梯—磨溪—龍女寺地區部分三維地震資料(截取的三維覆蓋面積為1200km2)，按6500m/s層速度計算，得到垂向地層分辨率(1/4波長)約為50m，目的層雙程旅行時為2.2～2.5s。利用區內20口鉆井資料進行井震標定，確定Z2dn頂、底及Z2dn3底、Z2dn4底反射界面，建立Z2dn地層格架。利用地震反射終止關系[27]解釋Z2dn4內部層序界面，通過精細對比、追蹤，識別了三期Z2dn4大型前積層序(進一步細分為10期小型前積層序)。通過定量分析前積體，分析Z2dn4沉積特征。

Z2dn沉積后，四川盆地經歷加里東期、海西期、燕山期、喜山期等多期構造運動[12，30]，地層受構造影響發生變形及差異抬升，地層傾向與Z2dn4內部前積反射結構的傾向相近，難以識別、解釋前積體(圖4a)。為了消除后期構造的影響，選取滄浪鋪頂面作為基準面對地震剖面進行拉平，恢復Z2dn沉積末期古地貌特征，更容易識別、對比前積體反射特征(圖4b)。

圖4 磨溪地區Z2dn4前積反射典型地震剖面(剖面位置見圖1b)

2.2 前積體定量分析方法

為了定量描述各期前積體的進積特征，恢復沉積演化古環境，需要統計前積體的面積、厚度、推進距離等參數。通過調研前人的研究成果[31-34]，利用全方位地震剖面定量計算前積角度及前積方向，以得到更準確的前積體參數，步驟如下。

(1)選取前積體中心位置的點，沿南北走向調取地震剖面。對前積體反射同相軸上部區域標志層層拉平，恢復沉積時古地貌(圖5a)；

(2)量取前積體反射的延伸距離ΔL和前積高度ΔH。這里直接讀取雙程旅行時ΔT，根據層速度V計算ΔH，即ΔH=V×ΔT/2；

(3)根據α = arctan (ΔH/ΔL)計算前積角α：

(4)旋轉地震剖面方位，重復上述步驟，計算各個方位剖面的前積角(圖5b)；

(5)以同心圓代表前積角，圓心代表0°，最外環為5°，按照正北方向為方位0°，以22.5°的間隔將各個圓環等分，將各個方位剖面計算的前積角投點到雷達圖對應的方位線上，充填顏色后便得到反映前積體最大前積方向的玫瑰花圖(圖5c)。

圖5 前積角及前積方向定量計算示意圖

3 定量解釋結果

目的層Z2dn4主要發育三期前積體(Ⅰ、Ⅱ和Ⅲ)(圖6)。Ⅰ期為前積體初始發育期，前積體主要發育于Mx118-Mx13-Mx8井一線以南，地層厚度為150～200m。Mx117-Mx10-Mx17井一線以東發育小型低角度疊瓦狀前積體，沉積厚度約為100m(圖6a)。Ⅱ期為前積體主要發育期，前積體向裂陷槽方向持續推進，推進距離達30km，地層較厚區域平行于裂陷槽，呈近南北向展布，最大厚度為200～250m，Mx118-Mx13-Mx8井一線以南及Mx117-Mx10-Mx17井一線以東的Ⅰ期前積發育區以過路沉積為主，地層較薄(圖6b)。Ⅲ期主要發育于工區北部，主體沉積范圍較小，殘余地層厚度為150～250m(圖6c)。

圖6 Z2dn4前積體厚度平面分布圖

為了分析前積體演化細節，將三期前積體又劃分了若干個小型前積體進行解釋。其中Ⅰ期和Ⅲ期各細分為2個小期次(Ⅰ-1、Ⅰ-2；Ⅲ-1、Ⅲ-2)，Ⅱ期分為6個小期次(Ⅱ-1～Ⅱ-6)。另外，Ⅰ期與Ⅱ期之間，Mx110、Mx103、Mx105井區發育丘型反射M-1、M-2(圖7k、圖7l)。利用前述前積角及最大前積方向的計算方法，定量計算主要期次前積體的前積角度及方向(圖7)，同時根據地震解釋成果定量描述前積體面積、厚度等參數(表1)。

前積體定量描述結果(圖7、表1)表明：早期前積體從工區南部開始向北發育(圖7a、圖7b)，之后沿北西向不斷向裂陷槽推進(圖7c～圖7f)，后期前積方向發生右偏，重新轉為近南北向，直至推進至工區北部(圖7g～圖7j)。早期最大前積角約2°，隨前積體推進，后期前積體坡折變陡，前積角增大，至晚期，最大前積角超過4.5°，高位期不斷前積使臺地邊緣變陡[34]。

表1 磨溪地區Z2dn4前積體參數統計表

圖7 磨溪地區Z2dn4前積體、丘狀體厚度及玫瑰花圖

綜合利用常規測井和成像測井完成15口井(圖1b中藍色井號)的巖相解釋，識別了藻凝塊石白云巖、藻砂屑白云巖、藻紋層白云巖、粉晶云巖、泥晶云巖、硅質云巖和泥質云巖等7類巖相(圖3)。經巖心標定，吻合率超過80%，為分析地震相奠定了良好基礎。

3.1 典型地震反射特征

根據振幅、頻率、連續性、同相軸終止關系等物理地震學、幾何地震學特征，將Z2dn4地震反射結構劃分為前積、丘型和平行等三類(表2)。

表2 磨溪地區Z2dn4典型地震反射特征

前積為Z2dn4地震反射結構的主體類型，在整個Z2dn4沉積層序持續存在，在平面上廣泛分布(圖6)。Ⅰ期在工區南部及東部出現，Ⅱ期在工區中部由東南向西北逐期推進，Ⅲ期主要在工區北部Mx22井區出現。地震反射結構呈S型或斜交型，底積層發育，部分前積頂積層不發育，外部形態一般為透鏡狀。Mx13等井的鉆井數據巖相分析表明，不同前積反射部位的巖相差異明顯：前積坡折以藻凝塊石白云巖為主；坡折向陸一側藻砂屑云巖發育；斜坡及坡腳主要為深水相泥晶云巖和泥質云巖。

丘型反射結構主要分布于Ⅰ期與Ⅱ期前積反射結構之間，M-1發育于裂陷槽邊緣，M-2發育于Ⅰ期前積體北緣，外部呈上凸的丘型，靠臺地一翼緩，靠裂陷槽一側陡，兩翼具上超特征，內部為雜亂—弱反射結構，具弱層狀特征。丘型反射結構區附近的Mx105、Mx103等井的巖相解釋結果顯示，丘型反射結構底部為泥晶及藻紋層白云巖，中、上部以藻凝塊石云巖和藻砂屑云巖為主，儲層較為發育。

平行反射結構具有高連續、低頻、中—強振幅反射特征，主要分布于Z2dn4沉積中后期，位于Mx117-Mx10-Mx17井一線以東。Mx10井巖性解釋結果表明，地震平行反射結構區硅質巖較發育，呈薄層狀產出，是臺內潟湖滯留環境中沉淀富硅質海底噴流熱水[35]被微生物不斷捕獲、沉淀、成巖的結果[36]。平行反射段上部對應藻云巖，以紋層結構為主，具一定儲集能力，中、下部對應薄層泥晶云巖夾硅質巖，巖性致密，物性較差。

3.2 沉積演化特征

通過劃分及對比全區地震反射結構，綜合不同區域具有代表性的地震反射結構剖面(圖8)，根據各個地震反射結構的接觸關系，建立磨溪地區Z2dn4沉積期充填序列(圖9)，以恢復沉積演化史。Z2dn3-Z2dn4沉積期經歷一個完整的海侵域—高位域旋回，主要分為五個階段。

3.2.1 Z2dn3沉積期

Z2dn3沉積早期海平面處于低位，桐灣1幕將Z2dn2的剝蝕產物搬運到負向地貌單元，主要特征表現為對Mx102-Mx47井區的快速充填(圖8的AA′及圖9的沉積體①)。之后發生海侵，海平面大幅度上升，區內廣覆式沉積一套厚度為50～80m的泥頁巖夾砂質白云巖地層。

3.2.2 Ⅰ期

Mx102-Mx47井區負向地貌區在早期繼續充填(圖8的AA′及圖9a的②號沉積體)。晚期Mx21井區開始發生近南北向前積，并持續向北推進(圖8的AA′及圖9a的沉積體③、④)，且東部出現向臺緣方向的前積(圖6a)。

3.2.3 Ⅰ期與Ⅱ期前積過渡期

M-1發育于裂陷槽邊緣Mx47井區附近(圖7i)，沉積結構表現為向裂陷槽方向陡、向臺內方向緩的不對稱丘型，指示沉積物由臺緣向臺內遷移(圖8的BB′及圖9b的沉積體⑤)。Mx47井在M-1頂部完鉆，揭示其巖性為厚層藻凝塊石，表明M-1為臺緣藻凝塊丘。M-2發育于Mx108-Mx105-Mx103井區(圖7j)，具有典型的丘狀反射結構(圖8的 BB′及圖9b的沉積體⑥)。區內Mx105井揭示多套藻凝塊石白云巖、藻砂屑白云巖及藻紋層白云巖，中間夾薄層泥晶白云巖(圖3)，推測M-2丘型反射結構為前積坡折上發育的大型丘灘復合體。

圖8 磨溪地區沿滄浪鋪組頂界拉平典型地震剖面(剖面位置見圖1b)

圖9 磨溪地區Z2dn3-Z2dn4充填序列示意圖

3.2.4 Ⅱ期

Ⅱ期為前積體橫向快速推進期，前積體由Mx13井附近逐漸向裂陷槽方向推進至現今臺緣帶附近(圖8的CC′及圖9 c)，推進距離超過30km。期間前積方向發生一定變化，由早期南北向轉為北西西向 ，后期又重新向北遷移(圖7)。本期前積體主要發育于裂陷槽以東及Ⅰ期前積體以西的工區中部，并在后期越過M-1、M-2，向北推進至Mx22井區的裂陷槽方向。

3.2.5 Ⅲ期

4 討論

4.1 Z2dn4前積體發育背景

地震前積反射結構是一種典型的地震反射特征，指示沉積物沿沉積斜坡向下傾方向逐期推進的沉積過程[37]。碎屑巖三角洲、陸架斜坡及碳酸鹽巖臺地等多種沉積環境均可發育前積體[38- 39]。根據沉積環境不同，前積體可呈丘狀、楔狀、透鏡狀等多種外部形態[40]。受沉積物源供給及相對海平面變化等影響，前積體內部反射結構又可分為S型、斜交型、S與斜交復合型和疊瓦型等[41- 42]。

碳酸鹽巖層序以高位域為主。相對海平面處于高位時，碳酸鹽巖臺地及陸架范圍通常最大，碳酸鹽巖工廠的產率最高，前積一般發生在高位域[32]，此時，相對海平面穩定或緩慢下降(圖10的e、f)。碳酸鹽沉積物的快速原地加積使碳酸鹽巖臺地淺灘化，當可容納空間不足以接納快速產出的碳酸鹽巖沉積物時，在潮汐、洋流和風暴浪的作用下，碳酸鹽巖泥砂等沉積物處于懸浮狀態，越過臺緣坡折向臺地斜坡發生離岸沉積[42]。這種海水動力將多余的沉積物輸送到鄰近的斜坡及盆地的沉積過程，導致陸架和臺地向盆地前積推進[43-47]。

圖10 受相對海平面及碳酸鹽巖生長速率控制的臺地形態[42]

磨溪地區Z2dn4沉積期為碳酸鹽巖臺地沉積環境。前人通過大量鉆井巖心、測井及重點野外剖面(峨邊先鋒)碳同位素分析[4,23]，明確Z2dn3-Z2dn4為一個完整的海進—海退旋回。在Z2dn2桐灣1幕抬升、剝蝕的基礎上，Z2dn3沉積期快速海侵，Z2dn4沉積期海平面處于高位并緩慢下降(圖1)。Z2dn4高位域期間臺地產生的大量碳酸鹽巖泥砂被海洋水動力搬運至盆地深水方向(裂陷槽)沉積形成前積體。研究區的Z2dn4可與巴哈馬臺地西北部晚白堊世—古近紀的近代碳酸鹽巖類比[44]。

4.2 前積方向與裂陷槽走向

震旦紀為Rodinia超大陸裂解的重要時期，受基底斷裂的影響，處于揚子地塊西北緣的四川盆地德陽—安岳地區持續拉張形成大型克拉通內裂陷[25]。根據殘厚法(Z2dn厚度)及印模法(下寒武統厚度)確定的德陽—安岳裂陷槽在平面上呈近南北向展布，呈南窄、北寬的“喇叭口”狀[27，48]，南段高石梯—射洪地區的裂陷槽寬度為50～100km，東側臺緣呈近南北走向。從射洪地區開始，北段臺緣向東延伸至廣元、巴中一帶，裂陷槽寬度增大至近300km。Z2dn4和Z2dn2沉積期裂陷槽的走向相近，但前者的裂陷槽寬度更大(圖1a)。

前積作用為沉積物在地形開闊和坡度增加的部位開始卸載并逐漸向前推進或堆積的過程，前積方向對沉積期古水深、古地貌及物源方向具有指示作用，即一般最大前積角方向與地形傾向一致、與走向垂直[32-33,49]。研究區處于德陽—安岳裂陷槽東側(圖1b)，臺緣走向呈近南北向。前積方向定量計算結果表明，僅Z2dn4沉積中期(圖7c～圖7f)前積方向呈北西西向(近垂直于裂陷槽臺緣方向)，而Z2dn4沉積早期(圖7a)及沉積晚期(圖7g～圖7i)前積方向呈近南北向(近平行于裂陷槽走向)。僅在研究區范圍內似乎難以解釋Z2dn4沉積早期、晚期的前積方向與裂陷槽走向平行的原因，但如果對比前積方向與盆地尺度的裂陷槽臺緣走向(圖1a)就可以解釋這種現象。裂陷槽內的下寒武統厚度[25,48]表明，在Z2dn沉積期，裂陷槽東側臺地地勢為西北低、東南高，這主要由裂陷槽南、北段不同方向的控邊斷裂活動所致。裂陷槽南端控邊斷裂呈近南北向，形成了“西低東高”的格局，而裂陷槽北段受北東東向控邊斷裂影響，致使由川中向川西北地勢明顯變低。

不同時期的前積方向變化可能反映了裂陷槽在Z2dn4沉積期的持續拉張活動。Z2dn4沉積早期及晚期為北東東向斷裂活躍期，裂陷槽北段拉張下沉，總體地勢為“南高北低”，發生由南向北進積。Z2dn4沉積中期，裂陷以近南北向斷裂活動為主，臺地西側快速沉降，前積方向為北西西向。這里僅利用Z2dn4各沉積期前積方向初步分析裂陷槽的裂陷發育過程，還需要古地理、古構造等多種證據核實。

4.3 儲層分布規律及勘探方向

Z2dn儲層在縱、橫向均具明顯差異，難以用巖溶單一因素解釋及預測。研究證實，Z2dn儲層分布同時受沉積巖相和后期巖溶兩個因素控制[15]。

統計研究區內17口井的儲層測井解釋結果表明(圖11)，優質儲層主要發育在Z2dn4中上部，距寒武系底界約0～200m。分析其原因主要有兩個：首先，桐灣期構造抬升，Z2dn4頂部遭受巖溶風化作用，有利于Z2dn4優質儲層的形成。其次，前積體橫向進積形成沉積相帶橫向遷移的沉積結構，沉積結構的中上部一般為淺水高能相帶，先存孔隙發育[50]，且在相對海平面高頻變化下，成巖期遭受短期暴露溶蝕[51-52]，有利于早期孔隙(洞)的形成和保存；沉積結構的下部一般為斜坡相，巖性以致密泥晶云巖或泥質云巖為主，儲層不發育(圖12)。下文不詳細論述巖溶因素，僅分析沉積相帶對儲層的控制作用。

圖12 磨溪地區前積體有利儲集相帶發育模式

通過統計、分析區內鉆井儲層及巖相發現，藻凝塊石云巖及砂屑云巖等是最重要的儲集巖類，其中藻凝塊石白云巖的儲層占比超過50%，藻砂屑白云巖的儲層占比超過20%，兩者之和接近80%(圖13)，具有明顯的相控性。部分富藻類云巖及泥晶云巖經過后期巖溶改造也具有儲集能力，可形成一定規模的儲層，但儲層品質明顯低于凝塊石云巖和砂屑云巖。文龍等[15]統計各巖石類型的物性表明，凝塊石白云巖和砂屑白云巖等顆粒巖的平均孔隙度分別為3.45%和3.07%，而藻紋層白云巖或泥晶白云巖等的平均孔隙度均小于2%。

圖13 磨溪地區Z2dn4各類巖相儲層發育頻率統計直方圖

一般認為：凝塊石主要發育于淺潮下帶環境，并且多呈厚層塊狀產出，部分具丘狀建隆構造[14,53-55]。巴哈馬及西澳大利亞鯊魚灣等地區現代凝塊石、疊層石沉積多出現在水體較動蕩、沉積速率較快且相對開闊的淺潮下帶環境[56-57]。而砂屑灘一般發育于淺水潮下帶或潮間帶，位于浪基面以上的淺水高能環境，常出現在凝塊石、疊層石障壁向陸一側，或堆積在一起相伴生[58]，且受海平面變化或風暴等極端氣候作用，發生橫向高頻移動[59]。

通過對比、分析區內鉆井巖相與地震反射結構，認為前積反射結構坡折處尤其是呈近似丘型反射結構的部位，藻凝塊石及藻砂屑灘儲層最發育(Mx105、Mx9、M13井等)，前積反射結構坡折靠臺地一側常發育藻砂屑灘(Mx8井)，前積斜坡及坡腳

通過刻畫Z2dn4前積體，深化了Z2dn4沉積期巖相古地理的認識：臺緣帶并非沿裂陷槽臺緣帶垂向加積，而是受相對海平面及臺地碳酸鹽巖沉積物產率的控制不斷橫向遷移。因此，臺緣帶具有不斷遷移的特點，現今臺緣帶是前積演化的最終形態疊加桐灣運動改造的結果，部分臺內區域在早期仍然發育高能有利儲集相帶。中國碳酸鹽巖目的層系具有年代老、埋深大的特點，古老碳酸鹽巖往往經歷多期構造、成巖作用，物性較差，地震有效信號衰減強。以磨溪地區Z2dn為例，儲層與圍巖的物理特性差異小(圖14)，常規的縱波波阻抗反演難以區分儲層與圍巖，且目的層段主頻僅約為30Hz，分辨能力弱。碳酸鹽巖層序中儲層、烴源巖及蓋層的分布有規律可循[46,60-62]，通過研究地震反射(沉積)結構有助于圈定有利儲集巖相發育區。

圖14 磨溪地區Z2dn4縱波阻抗—中子孔隙度交會圖

5 結論

四川盆地磨溪地區燈四段發育多期由臺內向裂陷槽的前積體，以橫向前積為主，沿臺緣坡折橫向不斷遷移。前積方向可能受裂陷槽控邊斷裂活動控制，燈四段沉積早期及沉積晚期為近南北向，沉積中期多為北西向，前積坡折早期緩、晚期變陡。

燈四段近80%的儲層巖性為藻凝塊石白云巖及藻砂屑白云巖。凝塊石白云巖及砂屑白云巖主要發育在水體動蕩、沉積速率快的淺潮下帶—潮間帶環境，處于高位期前積坡折及其向陸一側，經過后期巖溶作用，凝塊石白云巖常發育溶洞，而砂屑白云巖則形成分布均勻的孔隙，可形成較好的規模儲集體。

通過解釋臺內區地震反射結構，可識別各期前積坡折、尋找儲集巖發育相帶，結合巖溶古地貌有望發現新的天然氣富集區。這種基于地震反射結構的儲層預測對于其他盆地的深層碳酸鹽巖勘探尤其是勘探早期圈定有利儲集巖相區具有借鑒意義。