川東北燈影組克勞德管富集層及其儲集特征分析

關鍵詞 川東北地區(qū)；埃迪卡拉系；克勞德管；孔隙；儲集特征

0 引言

四川盆地是我國西部重要的含油富氣盆地，自1964年發(fā)現威遠氣田以來，已陸續(xù)在埃迪卡拉系至侏羅系多套含油氣層系探獲油氣資源[1]。近年來，安岳氣田的發(fā)現使四川盆地下組合（埃迪卡拉系—寒武系）再次成為油氣勘探的熱點領域[2]。

四川盆地埃迪卡拉系油氣藏資源主要分布在燈影組內部。四川盆地燈影組自下而上發(fā)育四個典型的巖性段。其中，燈一段、燈二段、燈四段為典型的臺地碳酸鹽巖建造，以白云巖為主，燈三段以碎屑巖為主[2]。油氣藏主要集中在孔隙發(fā)達的燈二段和燈四段。燈四段沉積時期受到燈影期末構造抬升引起的巖溶作用影響[2?5]，其儲集空間以角礫間溶孔、大規(guī)模溶孔溶洞為主[3]，與燈影組古巖溶地貌密切相關[6]。而燈二段和燈四段均發(fā)育了大量格架孔、粒內孔、粒間孔以及“葡萄花邊”構造殘留孔洞，這些孔隙主要受丘灘復合體和表生期巖溶作用的共同控制形成[3]，屬于藍細菌丘灘白云巖裂縫—孔洞型儲層[4]，因此燈二段和燈四段的儲層潛力又與藍細菌丘灘結構的分布和規(guī)模密切相關。

克勞德管（Cloudina）是一種在埃迪卡拉紀末期全球廣布的套管狀化石[7?12]。部分學者認為，Cloudina是最早具備礦化骨骼建造能力的后生生物之一，在納米比亞地區(qū)可見由Cloudina 參與構建的生物礁結構，它們可能代表了已知最古老的后生動物—微生物礁[10?11，13?14]。盡管學界對于Cloudina 的礦化及建礁能力仍存在不同意見，有學者基于這些早期礦化生物富集層的沉積學研究，認為這類生物骨架在全球碳酸鹽巖中的出現可能意味著顯生宙型底質在埃迪卡拉紀末期的出現。這些骨屑顆粒集合體，尤其以生物灘形式在南美的巴西和烏拉圭、北美的加拿大和非洲的納米比亞等地的出現，為喜好硬底的底棲生物類型提供了豐富的棲息地[15?17]。在顯生宙，后生生物礁—灘結構是油氣勘探的重要關注對象[18?19]，大量的后生生物架構及骨屑結構能夠為油氣提供豐富的儲集孔隙。但到目前為止，對埃迪卡拉系儲集孔隙的研究仍以藍細菌相關的丘灘結構為主要對象，而對后生生物Cloudina 礁或Cloudina 富集層的油氣儲層潛力還缺乏評估。

近年來，人們陸續(xù)在陜南及峽東與燈三段至燈四段相當的地層中發(fā)現豐富的Cloudina 化石，并探討了它們的生物屬性、地層分布、生物礦化及保存特征等問題[7?12]。在油氣勘探過程中，本研究首次在川東北地區(qū)巫溪地區(qū)鉆井巖心中燈影組頂部發(fā)現了豐富的Cloudina 化石。本文將初步探討Cloudina 富集層作為燈影組可能的儲集孔隙提供者在油氣勘探中的潛在意義。

1 地質背景

中國主要包含了華南、華北和塔里木三個古老克拉通[20]。其中華南克拉通是東亞最大的克拉通之一，其北部以秦嶺—大別—蘇魯造山帶與華北克拉通相隔，西南部以哀牢山—松馬構造帶與印支地塊相隔，西北部以龍門山斷裂帶與松潘—甘孜地塊相隔，東南部為古太平洋[20]。華南克拉通可進一步分為揚子地塊和華夏地塊，二者在約1 140 Ma就已經發(fā)生了部分的聚合[21]，并被江南造山帶所隔斷[20]。研究區(qū)巫溪地區(qū)位于揚子地塊北緣，在四川盆地東北部和秦嶺造山帶之間，屬于南大巴山前陸褶皺沖斷帶東段，其北部為城口—房縣斷裂，主要構造格架為近東西向的背斜和向斜構造[22]。區(qū)內沉積地層處于川東、川北與鄂西三峽地層系統(tǒng)的過渡地帶，前人將其劃歸于揚子地層區(qū)，上揚子地層分區(qū)，四川盆地小區(qū)[23]（圖1）。研究區(qū)最古老的地層是雪球地球事件[24?26]中沉積的南沱組冰磧巖，主要分布在巫溪康家坪地區(qū)，未見其底界出露。全球性冰川消融之后，揚子地區(qū)接受了廣泛快速的海侵[26]，并在區(qū)域上形成了陡山沱組沉積，巖性以黑色頁巖、泥巖為主，夾白云巖和砂巖，可以與峽東剖面進行對比[27?28]。陡山沱組沉積后期，先前形成的臺內盆地被逐步填充[26]，并在燈影組沉積時形成了廣泛的碳酸鹽巖臺地[1，29]。當時巫溪地區(qū)處于臺地邊緣—斜坡過渡相帶[29?30]，因此區(qū)內燈影組巖性在橫向上較為多變，以中厚層—塊狀白云巖為主，部分地區(qū)和層段見鮞粒白云巖和砂屑白云巖，代表了間歇性的高能環(huán)境[30]。

2 材料和方法

研究樣品取自川東北巫溪地區(qū)的鹿頁1 井2 269.64 m附近，接近燈影組頂部（圖2）。手標本拍照使用Nikon D3200結合SAGA高清三目體式變倍顯微鏡，在成都理工大學沉積地質研究院完成；薄片單偏光及正交偏光拍照在成都理工大學地球科學學院使用Nikon偏光顯微鏡LV100POL完成；化石及孔隙的掃描電鏡拍照和能譜測試以及陰極發(fā)光拍照在成都地質調查中心使用HITACHIS-3000N 和NikonAX10完成，束電壓15 kV，束電流400 μA。所有樣品均采用相同測試條件以進行對比，檢測標準依據SY/T 5916-2013巖石礦物陰極發(fā)光鑒定方法。

Micro-CT測試在天津三英精密儀器股份有限公司使用nanoVoxel-5000系列CT設備完成。選取的樣品分為不同大小兩種，包括直徑約1.5 mm的圓柱體3 枚，以及長寬約5.0 mm、高約2.5 mm 的立方柱體1枚，用以對白云巖基質和含化石層進行不同分辨率的micro-CT掃描。對于小塊的基質樣品，可以使用高達0.53 μm分辨率的micro-CT分析得到微米級的孔隙形態(tài)和更加精確的孔隙率數據。但由于基質不均一，單個樣品并不具有代表性，不同的小塊樣品micro-CT的樣本偏差可能較大。因此，為得到較為全面客觀的數據，需要選取多個樣品進行分析。大塊的含化石樣品能夠提供管狀化石的三維形態(tài)、空間分布特征，得到的孔隙數據也更全面并具有代表性，但由于掃描精度不足，分辨率僅有8.3 μm，難以識別微米級、亞微米級的孔隙。因此，本研究使用3枚來自基質的小塊樣品進行高分辨率分析，結合1枚含化石的樣品提供宏觀形貌，在不同尺度上評估研究材料的孔隙形態(tài)和孔隙率。Micro-CT數據使用AVIZO數據處理軟件進行處理。首先通過對原始micro-CT數據進行裁剪切割，以去除樣品邊緣對孔隙識別過程的干擾；后續(xù)使用人工方法對CT灰度圖進行閾值分割，進而識別孔隙與不同類型的礦物組分，最終對孔隙和不同礦物的空間分布特征進行重建，并通過軟件內置程序計算孔隙度。含化石層的巖心樣品和薄片在完成相關分析后均存放于成都理工大學沉積地質研究院。

3 結果

3.1 巖礦特征

研究樣品為生物碎屑微晶白云巖。巖心手標本呈淺灰色，塊狀構造，未見紋層發(fā)育（圖2a～d）。大量數毫米至數厘米長的深灰色管狀生物碎屑長軸平行于層面方向堆積，未見明顯定向性和粒序特征。生物化石占巖石總體積20%～30%，化石之間以基質支撐為主，少數呈顆粒支撐（圖2b～d）。管狀化石在鏡下可見薄的管壁，偶見偏心套錐狀構造（圖3g），據此認為該管狀化石應當屬于Cloudina[7?11，31]。

鏡下可見化石富集層基質以微晶白云石為主。微晶白云石晶體表面比較污濁，保留了部分平直的晶面，沒有見到霧心亮邊結構（圖3a～l），以暗紅色陰極發(fā)光為特征（圖4a～j）?；突|中分布有較大的白云石晶粒，晶粒往往干凈透明，邊界平直，在管狀化石中與內壁的界線較為清楚（圖3g～l），并具有亮紅色的陰極發(fā)光特征（圖4d，g，h）。較大的白云石晶粒往往被石英所交代，石英未見內部結構，有時呈原始白云石礦物的假象，保留了格子狀的解理縫和三角形的溶孔，常與焦瀝青、重結晶白云石伴生（圖3i～j），無陰極發(fā)光（圖4c～h）。化石的原始管壁結構受到溶蝕作用破壞，已不可見，薄片中化石管壁的位置由大小不一的白云石晶粒所充填（圖3j～l）。部分殼體和管內空間可被焦瀝青充填，焦瀝青也無陰極發(fā)光特征，呈均一的黑色（圖3h～l、圖4a～f）。

基質中可見泥晶白云石和有機質富集形成的微生物組構（圖3a～f），其形態(tài)可分為凝塊狀、絮狀和團粒狀三種。凝塊狀組構的發(fā)育較為局限，往往只有數毫米至厘米級大小。它們在薄片中既不成層分布，也不組成格架，而是呈分散狀分布（圖3a～c）。絮狀組構較為常見，一般呈長0.5 mm至數毫米的不規(guī)則絮狀，有時呈卷曲狀。它們可能代表凝塊狀組構發(fā)育的早期階段（圖3d，e）。團粒狀組構在薄片中較少見。它們的直徑一般不超過0.2 mm，分布沒有明顯的規(guī)律性，偶見聚集（圖3f）。這些微生物組構在陰極發(fā)光下呈亮紅色（圖4i，j）。

3.2 孔隙特征

基于掃描電鏡觀察和micro-CT數據，發(fā)現樣品中的孔隙類型主要有粒間孔、瀝青孔、晶內溶孔、晶間溶孔與生物孔（圖5）。

粒間孔常見于一些白云石晶粒的邊緣，呈等厚環(huán)邊狀圍繞著中心的晶粒分布，并為瀝青所充填，其寬度基本小于10 μm。局部的黏土礦物集合體中也可見絲縷狀、網格狀的孔隙，這些孔隙的直徑往往只有數微米（圖5a，b）。瀝青孔指瀝青內部的孔隙，它們主要呈圓形或不規(guī)則狀，分布也沒有明顯規(guī)律，寬度從數微米至數十微米不等（圖5c，d）。晶內溶孔是碳酸鹽晶體內部遭受溶蝕而形成的孔隙。它們順碳酸鹽礦物解理面發(fā)育，多呈數微米寬的三角狀，有時也可見保存在碳酸鹽礦物假象的石英晶體中（圖5e，f）。晶間溶孔分布在粗晶的石英和白云石顆粒之間，它們的形狀受周圍晶體邊界的控制，往往呈港灣狀或參差狀，寬度變化較大，有的可達1 mm。這些孔隙現也多被瀝青填充（圖5g）。生物孔主要來自Cloudina 管狀化石的空腔。材料中Cloudina 的管體截面呈圓形，直徑可達1～2 mm。此外，Cloudina 化石管壁多遭受溶蝕，這些被溶蝕的部分也形成了孔隙，并可為瀝青所填充（圖5g～j）。

Micro-CT數據顯示，基質中的孔隙形態(tài)呈分散狀（圖6a～c），主要分布在密度較低的礦物內部和裂隙中（圖6b）。這類礦物占比較小，呈不規(guī)則狀，結合對基質的觀察結果（圖3a～l），推測其為重結晶的白云石。因此這些分散狀孔隙可能代表白云石的粒間孔、晶內溶孔和晶間溶孔?；|中的孔隙大小介于1～3 μm，大多數孔隙小于2 μm，基質的整體孔隙度介于0.1%～0.4%（圖6a～c）。從大塊樣品與小塊樣品在同一分辨率下的對比可見，小塊樣品在高分辨率掃描下能夠識別出更多精細的孔隙（圖6d，e）。化石富集層賦存的孔隙主要受到管狀化石形態(tài)的控制，多沿化石長軸分布，呈連通的長條狀，有時彎曲（圖7a～c）。從micro-CT圖像切片來看，富化石層中存在三種不同灰度的物質組分。其中最暗灰度的部分代表瀝青和孔隙，中等灰度的是粗晶石英或白云石，最亮的部分代表微晶白云巖基質（圖7a）。在灰度圖中計算不同的灰度分布區(qū)間（圖8a，c），得出三者分別占總體積的2%，12%和86%（圖8b），其中孔隙占比約0.7%?？紫犊赡軄碜怨軤罨瘹堄嗟纳锟?、與石英和白云石晶粒相關的粒間孔、晶內溶孔和晶間溶孔以及與瀝青相關的瀝青孔。由于在不同分辨率下能夠識別的孔隙大小有所差異，化石富集層的孔隙度應比通過灰度圖計算出的體積更高。

3.3 成巖序列

研究材料中識別出的成巖作用類型主要有膠結作用、重結晶作用、硅化作用、溶蝕作用，還有與碳氫流體演化有關的瀝青充填作用。綜合分析推測，這些生物碎屑微晶白云巖在不同階段內經歷了差異性的成巖作用，并不斷對孔隙類型和孔隙度造成改變（圖9）。

薄片下呈暗紅色陰極發(fā)光（圖4a～j）的部分可能代表最早期形成的碳酸鹽膠結物。此外，微生物組構中可見順紋層發(fā)育的亮紅色陰極發(fā)光，可能代表不同紋層中與有機質相關的自生泥晶的含量差異[32]，其中的富有機質紋層多呈亮紅色發(fā)光（圖4i，j）。粗晶白云石充填物在陰極發(fā)光下顯示出中等強度的亮紅色（圖4a～h），和其他碳酸鹽礦物（圖4c）或與熱液溶蝕相關的孔隙周邊（圖3a，c～h）存在的較明亮膠結物類似，可能來自較晚期次的膠結作用。明亮的亮紅色陰極發(fā)光白云石晶粒（圖4d，g，h），主要分布在溶蝕的孔隙內部并與焦瀝青、重結晶白云石伴生（圖3g～l、圖4b～h）。這些礦物可能來自最末期的成巖階段。

4 討論

4.1 Cloudina 在揚子地臺的時空分布及其規(guī)模

在討論Cloudina 化石在油氣儲層中的潛在貢獻前，首先需要考慮這些生物的時空分布及其能夠形成儲層的潛在規(guī)模。一般認為，Cloudina 的最早出現時間大概在551～548 Ma，消失于埃迪卡拉紀末期，與華南地區(qū)燈影組的沉積年齡大致相當。華南地區(qū)Cloudina 的出現時間相對較晚，大量黃鐵礦化和磷酸鹽化保存的Cloudina 化石最早被報道于陜南地區(qū)的燈影組高家山段，其層位相當于四川盆地的燈三段[7?9]。此外，在峽東地區(qū)的燈影組石板灘段也有Cloudina 化石的報道，層位可能與四川盆地的燈三段一致。之前的研究普遍認為埃迪卡拉紀末期Cloudina 的消失可能同時伴隨著其他埃迪卡拉生物的滅絕[33?34]，然而，近年來在埃迪卡拉—寒武系界線附近（約540～535 Ma），全世界范圍內均發(fā)現了豐富的Cloudina 化石。在部分地區(qū)，Cloudina 與一些寒武紀最早期的小殼化石混生，這一現象在一定程度上改變了之前對埃迪卡拉紀末期生物大絕滅事件強度的認識，也暗示了寒武紀大爆發(fā)的“深根”或許能夠下延至埃迪卡拉紀末期[9，35]。

在空間分布上，陜南[7?9]、神農架[36]和峽東地區(qū)[31]燈影組均有較為豐富的Cloudina 發(fā)現。本研究表明，Cloudina 在揚子地臺上的分布可能比原先認識到的更加廣泛。整體來看，在545～540 Ma，已知Cloudina 富集層的分布靠近揚子地臺的邊緣，而揚子地臺內部的報道相對較少。在當前研究階段，這樣的地理分布特征很可能是由研究程度、采樣偏差以及化石保存條件差異造成的[12， 31， 37]。Cloudina 在埃迪卡拉紀末期揚子地臺的實際分布情況，還有待進一步研究。

4.2 埃迪卡拉紀末Cloudina 的建礁和造粒潛力

埃迪卡拉紀—寒武紀轉折期是碳酸鹽工廠的關鍵轉折期之一，在該時期，生物碳酸鹽沉積的主要生產者由前寒武紀長期占據主導地位的微生物逐步向后生生物轉變。在這個過程中，也伴隨著主要造礁生物的轉變。生物礁是一種由生物建造的具有正向構造的地形。在前寒武紀，生物礁均為微生物所構成。步入顯生宙后，后生生物礁（如古杯礁）逐步崛起，取代微生物成為碳酸鹽工廠的重要生產機構，同時也是油氣儲層發(fā)育的重要場所。

目前學界關于Cloudina 是否具有造礁能力仍然存在爭議。反對者的主要依據是[38]：（1）Cloudina 的外殼可能并非礦化的，而是主要由幾丁質組成，因此缺乏主動構建生物礁的能力；（2）通過統(tǒng)計和3D重建工作發(fā)現，納米比亞的Cloudina 富集層主要由生物碎屑構成，而不是此前所認為的生物構建的結果，具定向排列特征的Cloudina 化石不超過3%；（3）此前認為的疑似生物膠結特征實際上更可能是成巖作用的結果。不過，后續(xù)的研究表明，Cloudina 是具備成礁能力的[13?14]。例如，鈣同位素數據證實存在生物構建和在管體外分泌礦物質進行膠結加固的特征，再次表達了對Cloudina 具備建礁能力這一觀點的支持[39]。

無論如何，這類由Cloudina 構成的生物骨架可能代表了顯生宙型后生生物硬底在全球埃迪卡拉紀末期的出現，這是除底質革命和農業(yè)革命之外，又一個重要的生物演化事件[14]。盡管Cloudina 富集層的幾何構造相對簡單，但能夠提供豐富的生物碎屑，這個過程深刻影響了當時海洋沉積物的底質條件。一方面，作為寒武紀大爆發(fā)可能的前提條件之一，埃迪卡拉紀末期生物骨架富集的底質條件為后續(xù)的生命輻射事件鋪設了舞臺[17，39?40]；另一方面，豐富的生物骨架顆粒也為沉積物提供了豐富的儲集空間，從這一點上看，它們與顯生宙的生物顆粒沒有任何本質的區(qū)別[41]。

另外，Cloudina 與微生物有著十分密切的關系?；谟搀w部分的形態(tài)學和生態(tài)學研究復原了Cloudina 作為固著底棲和濾食性動物的特征[7?8，42?44]，其管體底端可能以嵌入方式固著于微生物席基底上[7?8，10，44?47]。同時，微生物席可能還為Cloudina 提供了營養(yǎng)來源。因此，Cloudina 對微生物層有強烈的依賴性。在陜南[8，48]、巴拉圭[15]和納米比亞[10，14，39]等地，常見Cloudina 與微生物席或疊層石礁的密切共生。來自巴拉圭和納米比亞的研究結果表明，Cloudina 骨架在沉積物中的過度富集可能對微生物層的生長起到抑制性的作用[39]。巴拉圭地區(qū)能夠識別兩種不同的骨架富集狀態(tài)[41]，類型1表現為密集堆積的異地搬運顆粒碎屑，類型2為近原地埋藏的松散堆積的骨架集合體。

從燈四期古地理格局上看（圖1），鹿頁1井所在的巫溪地區(qū)處于臺地邊緣—斜坡相帶[29?30]，巖心中并未見到明顯的斜坡環(huán)境滑塌構造標志，而是以塊狀的微晶白云巖為主，伴隨生物碎屑富集層，因此推測鹿頁1井燈影組頂部沉積于臺地邊緣環(huán)境。鏡下可見Cloudina 富集層基質以微晶白云石為主，其中含有豐富的凝塊狀、絮狀微生物組構，往往代表了能量較低的水體環(huán)境[49]。由于這些微生物組構零星發(fā)育，并不能形成規(guī)模，因此推測Cloudina 富集層可能處于丘基微相。這一微相多形成于海平面擾動背景下的低能向高能轉換的正地形環(huán)境，微生物較為缺乏但處在逐步繁盛的階段。凝塊狀微生物組構大多為分散狀，可推測沉積過程的水體能量有一定的波動變化，但總體處于較低水平。本研究中也可見Cloudina 與微生物組構相鄰保存，盡管大部分管狀化石保存相對完整，但由于缺乏確切的原地埋藏證據，因此其與微生物之間的共生關系并沒有得到直接體現，尚且不能對Cloudina-微生物礁的生態(tài)模式提供支持。除此之外，本文中的骨架顆粒更接近巴拉圭地區(qū)中類型2的骨架集合體，峽東地區(qū)燈影組頂部Cloudina 富集層則似乎與類型1更加接近[31，41]。

4.3 川東北燈影組頂部不同組分的孔隙演化及其孔隙度貢獻

從陰極發(fā)光揭示的成巖序列來看，燈影組頂部Cloudina 富集層的孔隙類型和孔隙度隨著成巖作用改造不斷變化（圖9）。在同生成巖階段，孔隙類型主要為碳酸鹽礦物顆粒之間的晶間孔和Cloudina 管狀結構形成的生物孔（圖3j～l、圖4a，b）。在早成巖階段，粗晶白云石膠結物對溶孔和管狀化石內部的生物孔進行充填，該階段的孔隙類型主要為殘存的生物孔和生物格架溶蝕孔（圖3g～l）、碳酸鹽礦物之間的粒間孔（圖5a）以及溶蝕作用下形成的晶間溶孔和晶內溶孔（圖5e，f）。晚期膠結作用的分布和發(fā)育程度可能受到了熱液流體的控制，這一階段主要的孔隙類型沒有變化，但孔隙度相對變低。中—晚成巖階段，酸性的碳氫熱液流體對巖石造成溶蝕作用和進一步重結晶作用。這一階段也沒有孔隙類型的變化，但由于重結晶與瀝青（圖3k～l、圖4c～f）充填作用，導致整體孔隙度降低。

從micro-CT 揭示的基質中的孔隙分布結果來看，細小的孔隙均勻地分布在微晶白云巖內部（圖6a，b），偶爾呈裂隙狀分布（圖6b），連通性較差。它們主要來自白云石尤其是重結晶白云石的粒間孔、晶內溶孔和晶間溶孔，代表了不含管狀化石時巖石孔隙度的背景值。而含化石層的micro-CT 結果顯示，管狀化石是重要的孔隙提供者（圖7b，c），殘余的生物孔能夠提供部分孔隙空間。管內白云石和石英晶粒也成為較小的孔隙賦存場所，這些晶粒提供的孔隙類型同樣為粒間孔、晶內溶孔和晶間溶孔。除了管狀化石的內部空間，化石管壁在成巖階段溶解后留下的空間也能作為孔隙度來源和流體運移通道。結合前文所述，化石富集層的孔隙、瀝青（約2%）以及粗晶石英和白云石膠結物（約12%）占整體約14%。從圖像上看（圖8c），這些孔隙和充填物主要分布在管狀化石的內部，少量分布在基質中。因此，其中的相當一部分與管狀化石所占巖石的體積重合。據此推測，在同生成巖階段，管狀化石內的生物孔提供的孔隙率可能超過10%（圖9），隨著成巖過程中對孔隙的不斷破壞，管狀化石大部分受到充填，最終在化石富集層中保留了至少0.7%左右的孔隙度（圖9）。結果顯示，即便管狀化石內部經歷了多期次成巖作用改造，包括碳質充填，相對于不含化石的白云巖基質0.1%～0.4%的孔隙度，Cloudina 富集層中至少0.7%的孔隙度仍然要高得多。此外，由于micro-CT分析精度存在差異，化石富集層真實的孔隙度應當比分析得到的孔隙度更高。這說明管狀化石Cloudina 的富集對儲層孔隙具有積極影響。

四川盆地燈二段和燈四段的儲集孔隙與微生物巖和溶蝕構造密切相關[50?54]，有利儲層的空間分布受到古隆起控制。其中川中古隆起的規(guī)模最大，對燈影組儲層發(fā)育尤為重要[52]。川中古隆起燈影組發(fā)育大量藻丘和顆粒灘[50]，又受到桐灣運動的影響[1，5?6，53]，形成了大規(guī)模有利于油氣儲集的層段[50，52]。從川中地區(qū)的燈四段儲層成巖演化來看，巖石經歷了從（準）同生階段、早成巖階段到中晚成巖階段的多個期次，并受到了來自大氣淡水、熱液等多種來源的溶蝕，同時伴隨不同階段膠結物的充填作用[55]。隨著成巖作用的不斷疊加改造，巖石整體孔隙度逐漸呈波狀降低[55]。川東北鹿頁1井燈影組頁巖接受了相似的成巖作用期次改造，包括區(qū)域上普遍識別的桐灣運動形成的不整合（圖1，2），但二者在最終的儲集空間上存在一定差異。主要原因在于，來自鹿頁1井的樣品受成巖改造幅度較小，沒有經歷較強的溶蝕作用，相反，不同階段的膠結作用填充了大部分孔隙，最終巖石孔隙空間僅不足1%?？傊槍Υ|北地區(qū)埃迪卡拉系頂部后生生物Cloudina 富集層的油氣儲層潛力提供了一些理論依據。受材料所限，此次所取得的認識是否適用于四川盆地其他地區(qū)燈影組油氣勘探工作仍有待考察。如前文所述，這些最早的生物骨架顆粒的時空分布、富集程度是決定其油氣儲層潛力的關鍵因素之一。從此次的發(fā)現來看，在揚子地臺中，Cloudina 及其富集層可能存在更為廣泛的時空分布[7?9，31，36]。因此，Cloudina 對孔隙度的貢獻或許是未來埃迪卡拉系儲層研究值得考慮的一個方向。

5 結論

在顯生宙，后生生物礁或者生物層是油氣勘探的重點區(qū)域，而前寒武系油氣儲層則以微生物或無機成因的碳酸鹽巖為主。在埃迪卡拉紀末期，隨著動物獲得分泌礦化骨骼的能力，其對碳酸鹽巖沉積體系乃至油氣成藏的影響就已經開始顯現。Cloudina 在埃迪卡拉紀末期分布廣泛，這些管狀化石建造的大量碳酸鹽骨骼不僅影響了當時的海洋碳循環(huán)、改造了沉積物底質，還對碳酸鹽工廠和油氣儲層的面貌產生了深遠的影響。