微生物碳酸盐岩“三因素”控储地质认识和分布规律

2022-05-07沈安江胡安平王小芳

石油与天然气地质 2022年3期

沈安江，胡安平，张杰，王小芳，王慧

（1.中国石油杭州地质研究院，浙江杭州 310023；2.中国石油天然气集团有限公司碳酸盐岩储层重点实验室，浙江杭州 310023）

微生物碳酸盐沉积是由底栖的原核或真核微生物群落通过捕获或粘结碎屑颗粒，或由微生物引发的碳酸盐沉淀而成的碳酸盐沉淀物［1-2］构成微生物碳酸盐沉积的微生物组分主要包括细菌、藻类、真菌、参与生物膜和微生物席生长的物质［3］。微生物碳酸盐岩（尤指叠层石）最早出现在接近3 500 Ma前的太古宙地层中［4-5］，在中、新元古代达到丰度、形态种类和分布范围的高峰期，大量微生物碳酸盐岩发育于中、新元古代和早古生代［6］。

Riding（2000）［2］将微生物碳酸盐岩划分为叠层石、凝块石、树枝石和均一石4类。Kalkowsky（1908）［7］定义的叠层石为内部结构呈纹层状紧密排列的生物沉积灰岩。Riding（2011）［8］根据叠层石的内部结构、宏观特征和微生物沉积之间的作用方式等特点，将叠层石细分为骨骼叠层石、粘结叠层石、细粒叠层石、泉华叠层石、陆生叠层石5类。凝块石指宏观上呈凝块状的底栖微生物沉积，这种微生物碳酸盐岩有着不规则的颗粒形态，可细分为钙化微生物凝块石、粗糙粘结凝块、树枝凝块石、泉华凝块石、沉积后-生物扰动形成的凝块石、增生型凝块石和次生凝块石7类［2］。树形石由微生物钙化而成，不是由颗粒粘结而成，呈厘米级灌木状枝体。均一石是一种相对无结构、隐晶质或泥晶质、宏观结构缺少清晰纹层、凝块或树枝状结构的微生物碳酸盐沉积。

梅冥相（2007）［9］将核形石和纹理石补充到微生物碳酸盐岩中，建立了微生物碳酸盐岩的六分方案。纹理石是指发育纹理化构造的泥晶灰岩，纹理化构造单个纹理的厚度在0.5～1.5 mm，是一种未受改造的有机纹理，明显不同于水平状叠层石（纹理石）。核形石是指由微生物粘结或引发碳酸盐沉淀形成的球状、椭球状核形构造，大小为毫米到厘米级，常与凝块石共生，发育于前寒武纪及显生宙地层中，杨仁超（2011）［10］将核形石分为椭球状同心纹层核形石、椭圆形不规则纹层核形石、叶状不连续纹层核形石及迷雾状核形石等4种类型。

Shapiro（2000）［11］按照构造尺度将微生物碳酸盐岩划分为大型构造（＞1 m）、中型构造（0.5～1 m）、小型构造（1～50 cm）和微型构造（＜1 cm）4类。大型构造指微生物碳酸盐岩形成的岩层特征，如微生物层、微生物丘等；中型构造指微生物碳酸盐岩的形态特征，如柱状、穹窿状、锥状、团块状等；小型构造指中型构造内部用裸眼能够观察到的微生物碳酸盐岩结构，如波状、纹层状、泡沫状、叠层状等；微型构造指显微镜下能够观察到的微生物碳酸盐岩显微结构与组分，包括钙化微生物残留体、沉积物和胶结物等。

微生物碳酸盐岩不仅与许多金属矿床（如Fe和Mn等矿床）的形成和富集密切相关［12］，而且还是非常重要的油气储层，美国阿拉巴马州、东西伯利亚地区、巴西桑托斯盆地、阿曼盐盆、哈萨克斯坦以及中国的四川盆地和华北地区在微生物碳酸盐岩储层中均有重大油气发现。东西伯利亚地区新元古界发育晚里菲期和晚文德期两套微生物白云岩储层，孔隙度达到10%以上，油气可采储量达22×108t［13］，四川盆地灯影组微生物白云岩储层的天然气储量规模在万亿方以上，孔隙度达到6%～12%［14］，华北任丘、牛东地区蓟县系微生物白云岩储层的孔隙度达到10%～15%［15］。勘探实践证实，中国微生物碳酸盐岩储层主要发育于叠层石和凝块石白云岩中［16-18］，展示了叠层石和凝块石白云岩比其他类型微生物碳酸盐岩和非微生物碳酸盐岩具有更高的优质储层发育潜力。

碳酸盐岩储层可划分为礁滩、岩溶和白云岩储层，多孔的礁滩相沉积是储层发育的基础，孔隙主要形成于沉积（原生孔隙）和表生环境（表生溶孔），埋藏溶蚀和热液作用对孔隙的改造具有建造和破坏双重性，是先存孔隙调整的场所，而且埋藏溶蚀孔洞沿先存孔隙发育带分布，白云岩储层的储集空间主要是对原岩孔隙的继承和调整，但早期白云石化作用有利于先存孔隙的保存［19］。以上这些碳酸盐岩储层发育的主要控制因素同样也是微生物碳酸盐岩储层发育的主要因素，但因沉积物和沉积环境的特殊性，微生物碳酸盐岩储层成因也有其特殊性。前人对微生物碳酸盐岩的研究停留在岩石成因、分类、沉积环境和共性的储层发育控制因素上［20-22］，对微生物碳酸盐岩储层成因的特殊性和分布规律研究甚少。但微生物碳酸盐岩储层作为一类非常特殊的储层类型，与非微生物碳酸盐岩储层相比具有更高的储层发育潜力，尤其是凝块石和叠层石白云岩储层，除上述共性的储层成因机理认识同样适用于微生物碳酸盐岩储层外，肯定有其成因特殊性，这是由其高初始孔隙度、富微生物有机质和易于发生早期白云石化的特性所决定的，这也是本文的研究目的和意义。

针对叠层石和凝块石碳酸盐岩比其他类型微生物碳酸盐岩和非微生物碳酸盐岩具有更高储层发育潜力这一科学问题，本文通过现代微生物碳酸盐沉积特征和现代盐湖碳酸盐沉积特征研究、微生物有机质早期低温降解和晚期热解生酸模拟实验、早期沉淀和交代白云石成因模拟实验，探索微生物白云岩储层成因的特殊性，提出了“三因素”控储地质认识，为微生物碳酸盐岩储层分布预测提供了依据。碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系中，叠层石和凝块石发育相带是微生物碳酸盐岩储层有利分布区。

1 现代沉积研究和模拟实验

本文开展了现代巴哈马台地微生物碳酸盐沉积特征研究、内蒙古新巴尔虎左3个盐湖和6个非盐湖沉积物特征比较研究、微生物有机质早期低温降解生酸和晚期热解生烃、生酸两组模拟实验、微生物诱导原白云石沉淀模拟实验，为认识叠层石和凝块石碳酸盐岩比其他类型微生物碳酸盐岩和非微生物碳酸盐岩具有更高储层发育潜力、叠层石和凝块石白云岩储层主要分布于碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系的原因提供线索。

1.1 现代沉积物特征

1.1.1 现代微生物沉积物特征

本文作者考察了巴哈马台地Crooked岛上的一个潟湖，湖面最宽处近400 m，长近1.7 km（图1a），湖底最深60 cm，温度25～35℃，盐度35‰～40‰，湖水平静，几乎不受波浪或潮汐作用的影响［23］。湖底中央为石化的微生物灰岩，主要为柱状和穹窿状叠层石灰岩，湖底边缘为半固结的微生物灰岩，主要为水平-波状叠层石灰岩，湖岸为半固结的碳酸盐泥结壳（图1b），上覆于新近系生屑和鲕粒滩之上。

湖底中央石化的柱状和穹窿状叠层石灰岩，据10个样品的物性测试，最大孔隙度达到55%，最小孔隙度为15%，平均孔度达到40%（图1c），湖底边缘半固结的水平-波状叠层石沉积，据7个样品的物性测试，最大孔隙度达到65%，最小孔隙度为55%，平均孔隙度可以达到60%（图1d）。湖岸（时而暴露，时而被湖水淹没）半固结的碳酸盐泥沉积，据8个样品的物性测试，最大孔隙度达到20%，最小孔隙度为5%，平均孔隙度达到10%。

图1 巴哈马台地Crooked岛潟湖微生物沉积特征Fig.1 Microbial sedimentary characteristics in a lagoon of Crooked Island，Bahamasplatform

湖底中央石化的柱状和穹窿状叠层石灰岩，微生物有机质含量可以达到30%～40%，其余为捕获的灰泥、钙化的微生物及微生物诱导形成的碳酸盐沉积，按平均孔隙度40%计算，微生物有机质的体积可以占到岩石总体积的18%～24%（图1c）。湖底边缘半固结的水平-波状叠层石沉积，格架部分微生物有机质的含量与碳酸盐岩沉积物含量相当，按平均孔隙度60%计算，微生物有机质的体积可以占到岩石总体积的20%（图1d）。湖岸半固结的碳酸盐泥沉积，因低水位期的暴露、暴晒（巴哈马台地位于赤道附近）和海水作用，往往形成结壳，结壳成分以碳酸钙为主，只能见到微生物有机质的痕迹，微生物有机质的体积占到岩石总体积5%～10%。

现代微生物沉积研究揭示湖底固结或半固结的叠层石灰岩（或沉积物）与湖岸半固结的碳酸盐泥相比，具有更高的初始孔隙度和微生物有机质含量。按照将今论古的原则，地质历史时期的叠层石灰岩（或微生物沉积物）同样应该具有更高的初始孔隙度和微生物有机质含量。

1.1.2 现代盐湖沉积物特征

本文作者考察了内蒙古吉布胡郞图诺尔、噶布金托呼各克和都兰油泥泉3个盐湖，塔日根、塔日根诺尔、达布散诺尔、敦德诺尔、布日德诺尔和呼吉日诺尔6个淡水湖泊（图2a）。3个盐湖中央湖水的盐度分别为60‰，120‰和100‰，盐湖边缘受降雨和淡水注入的影响，湖水盐度小于35‰。每个盐湖从湖底中央到湖底边缘各钻取两筒心（共6筒心），心长25 cm（图2b）。取心沉积物主体为灰泥沉积，几乎见不到微生物的痕迹，X射线衍射结果揭示，盐湖边缘3筒心从底至顶，沉积物的矿物成分除灰泥（方解石）和泥质（粘土矿物）外，还有石英和钠长石矿物，未见白云石和石盐矿物（图2d）。盐湖中央3筒心中上部（0～8 cm），沉积物的矿物成分与盐湖边缘3筒心相同，下部（8～25 cm），沉积物的矿物成分还出现了白云石和石盐矿物，白云石矿物X射线衍射峰值为30.95°（图2c，e），白云石含量随深度增加而逐渐增大，镜下观察白云石含量最大达到30%～40%。6个淡水湖泊从湖底中央到边缘各钻取两筒心（共12筒心），取心沉积物主体为灰泥（方解石）和泥质（粘土矿物）沉积，出现叠层状微生物痕迹，X射线衍射结果揭示，无论是湖底中央还是边缘、无论是取心上部还是下部，沉积物的矿物成分除灰泥（方解石）和泥质（粘土矿物）外，还出现了石英和钠长石矿物，未见白云石和石盐矿物。

图2 现代盐湖沉积物特征Fig.2 Characteristics of sediments in a modern salt lake

现代盐湖和淡水湖泊沉积物特征揭示了以下3点认识：①无论是盐湖还是淡水湖泊，没有微生物作用的条件下，表层沉积物中没有发现原白云石沉淀；②从表层沉积物中缺原白云石分析，湖底中央下部（8～25 cm）沉积物中的白云石矿物是准同生期交代成因的，高盐度可能是交代白云石形成的主控因素；③在淡水湖泊水体（低盐度）中，即使有微生物的作用，也没有发现原白云石沉淀及交代白云石。

1.2 微生物有机质生酸模拟实验

1.2.1 微生物有机质早期低温降解生酸模拟实验

本次模拟实验采用铜绿微囊藻作为准同生-早成岩期微生物有机质低温降解的有机质来源，铜绿微囊藻（15 mL）购自中科院水生生物研究所，配置BG11培养基进行微生物培养，并经一系列物理化学处理后，制得冻干的铜绿微囊藻粉和螺旋藻，冰箱冷藏备用。

微生物有机质降解的菌株及培养环境见表1，模拟自然界常见的自然水解、有氧降解、硝酸盐还原、Fe氧化物还原4个阶段的微生物有机质降解作用。自然水解用时7 d，有氧降解用时30 d，硝酸盐还原用时28 d，Fe氧化物还原用时30 d。分别模拟叠层石灰岩微生物有机质降解（图3a）、凝块石灰岩微生物有机质降解（图3b）的产物及丰度。整个模拟方案的设计、模拟过程、降解产物及含量的测试非常复杂，将另文陈述。

图3 微生物有机质低温降解生酸模拟实验示意图Fig.3 Simulation experiment of acid generation through microbial organic matter degradation

表1 用于微生物有机质降解的菌株及培养环境Table 1 The bacterial strain type and culture environment for the microbial organic matter degradation

模拟实验揭示微生物灰岩类型、微生物有机质早期低温降解途径对微生物有机质生酸强度和类型均有重要的控制作用（图4）。自然水解路径无论是叠层石灰岩还是凝块石灰岩，生酸强度均低，有机酸类型单一，且各不相同。有氧降解路径凝块石灰岩的生酸强度明显高于叠层石灰岩，虽然有机酸类型依旧相对单一，但完全一致。硝酸盐还原路径无论是叠层石灰岩还是凝块石灰岩，生酸强度均达到高峰，有机酸类型多样，但各不相同。Fe氧化物还原路径生酸强度介于有氧降解路径和硝酸盐还原路径之间，有机酸类型多样，但各不相同。

图4 叠层石和凝块石灰岩微生物有机质低温降解路径与降解产物、有机酸浓度关系Fig.4 Relationship between microbial organic matter degradation pathways，degradation products and acid concentration

凝块石灰岩和叠层石灰岩具有较高的生酸强度，尤其是凝块石灰岩，这与不同类型微生物灰岩中微生物有机制丰度的差异有关。巴哈马台地现代微生物沉积物特征研究已经揭示叠层石灰岩具有很高的微生物有机质丰度，湖岸半固结碳酸盐泥的微生物有机质含量很低。层（席）状和丘状微生物灰岩的沉积背景可以与湖岸半固结碳酸盐泥沉积类比，均处于时而暴露时而被淹没的沉积环境，不利于微生物的繁盛，虽然未做微生物有机质早期低温降解生酸模拟实验，但生酸强度应该远小于叠层石灰岩。凝块石灰岩的沉积水深大于叠层石灰岩的［24-25］，故巴哈马台地现代微生物沉积未见凝块石灰岩，但可以推测凝块石灰岩微生物有机质含量不亚于叠层石灰岩，并导致凝块石灰岩的生酸强度高于叠层石灰岩。纹理石灰岩是指发育纹理化构造（0.5～1.5 mm）的泥晶灰岩，其沉积水深大于凝块石灰岩［26-27］，往往与黑色泥岩伴生，有机质含量很高，可以成为好的烃源岩，但不能作为储层，有机质晚期热解生烃过程中可以有大量有机酸伴生，对紧邻烃源岩的储集层有改造作用。

微生物有机质类型和丰度相同的微生物灰岩，生酸强度从大到小依次为硝酸盐还原作用、Fe氧化物还原作用、有氧降解作用、自然水解的作用，干旱气候背景条件下的碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系有利于硝酸盐还原生酸作用和Fe氧化物还原生酸作用的发生。

综上所述，不同类型的微生物灰岩受微生物有机质丰度和降解途径的不同，生酸强度和类型有很大的差异，碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系凝块石和叠层石灰岩的生酸强度最大。

1.2.2 微生物有机质晚期热解生酸模拟实验

选取3组样品，开展微生物岩生烃和生酸模拟实验研究。第一组为取自柴达木盆地古近系的藻灰岩样，TOC为0.30%，S1为0.04 mg∕g，S2为0.18 mg∕g，HI为60 mg∕g，Ro为0.42%；第二组为取自泌阳凹陷古近系灰色泥岩，TOC为2.64%，S2为15.83 mg∕g，HI为600 mg∕g，Ro为0.38%；第三组为取自禄劝茂山剖面的中二叠统泥灰岩，TOC为3.33%，S1为1.11 mg∕g，S2为13.9 mg∕g，HI为403 mg∕g，Ro为0.42%。

3组样品现今处于未成熟-低成熟阶段，地质历史上未经历生烃高峰，是生烃和生酸模拟实验的理想样品。3组样品分别为藻灰岩（微生物岩）、泥灰岩和灰色泥岩，代表3种不同岩性热解过程中的生烃和生酸潜力。实验结果（图5）揭示藻灰岩（微生物岩）的油产率、烃气产率均不亚于灰色泥岩、泥灰岩，具备生烃的潜力。模拟实验进一步揭示，藻灰岩（微生物岩）热解生烃过程中还伴生CO2气体和有机酸的形成，而且产率远大于灰色泥岩和泥灰岩。

图5 藻灰岩（微生物岩）、灰色泥岩、泥灰岩热解生烃和生酸模拟实验结果［49］Fig.5 Pyrolysis experiments of hydrocarbon and acid generation in algal limestone（microbial carbonates），grey mudstone and muddy limestone samples［49］

1.3 微生物诱导原白云石沉淀模拟实验

Land（1998）［28］指出在地表温压条件下（＜50℃，数米深压力），经过32a的地质作用过程，也未能通过无机途径产生原白云石沉淀。这使人们把目光转向有机成因上，并开展了微生物诱导白云石沉淀实验。微生物无处不在，微生物灰岩的存在足以说明并不是所有的微生物都能诱导白云石沉淀，可能与特殊类型的微生物有关。Vasconcelos等（1995）［29］通过实验指出硫酸盐还原菌能够诱导白云石的沉淀，Warthmann等（2005）［30］通过实验指出产甲烷菌能够诱导白云石的沉淀，Kenward等（2013）［31］将实验室沉淀的白云石与拉戈阿韦梅利亚咸化海岸的白云石进行比较，两者具相似的球形和低有序度特征，进而推断特殊类型的微生物（硫酸盐还原菌、产甲烷菌）是沉淀原白云石的条件。

考虑到古老微生物白云岩主要发育于碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系，与高盐度有关，本文开展了嗜盐古菌诱导原白云石沉淀实验，发现高嗜盐古菌细胞浓度、高盐度、介质高Mg∕Ca是碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系诱导早期低温原白云石沉淀的重要条件。

本文用于诱导原白云石沉淀的三株嗜盐古菌分别为Natrinemasp.J7-1，J7-3，LJ7，成矿条件为Ca2+浓度10.0 mM，Mg2+浓度100.0 mM，CO32-浓度20 mM，SO42-浓度分别为0，1.0，29.8，100 mM，温度45℃，转速150 r∕min，培养时长72 h。在相同盐度（200‰）条件下，Natrinemasp.J7-1，J7-3，LJ7细胞浓度（OD600）分别为0，1.0，1.5，2.0，2.5（细胞浓度用吸光度表示，测试波长为600 nm，即OD600）。实验结果显示，Natrinemasp.J7-1，J7-3，LJ7三株嗜盐古菌诱导原白云石沉淀的细胞浓度（OD600）下限分别为1.5，2.5和1.5（图6a—c）。本文还开展了嗜盐古菌细胞浓度相同的条件下，随盐度变化的原白云石沉淀情况，给定嗜盐古菌Natrinemasp.J7-1的细胞浓度为2.0，盐度为100‰时沉淀文石和原白云石（图7a），盐度为140‰时沉淀原白云石和单水合方解石（图7b），盐度为200‰时沉淀原白云石和文石（图7c），盐度为280‰时全为原白云石沉淀（图7d），并且随着盐度增加，沉淀原白云石增多。更为有趣的是在没有嗜盐古菌参与的条件下，盐度在100‰，140‰，200‰，280‰时，均为文石沉淀，未见原白云石沉淀（图7e—h）。硫酸根浓度不影响嗜盐古菌诱导原白云石沉淀（图7），这是碳酸盐岩-膏盐岩沉积体富SO42-条件下嗜盐古菌仍能诱导原白云石沉淀的重要原因。嗜盐古菌诱导沉淀的原白云石（图8）为低有序度白云石（＜0.4）。

图7 不同盐度、不同硫酸根浓度下原白云石沉淀后X射线衍射图谱Fig.7 X-ray diffraction patterns of proto-dolomite precipitation at different salinities and sulfate concentrations

图8 嗜盐古菌诱导沉淀的原白云石特征（图中数据代表白云石有序度）Fig.8 Images showing the characteristics of proto-dolomite deposited under mediation of halophilic archaea（the order degree of dolomite isrepresented with decimal digits）

综上所述，高嗜盐古菌细胞浓度（＞1.5）、高盐度（＞100‰）是诱导早期原白云石沉淀的两个必要条件，虽然本实验成矿介质设定的Mg∕Ca为10，但Mg∕Ca介于2～10可能更有利于嗜盐古菌诱导原白云石沉淀［32］。

2 微生物碳酸盐岩储层成因

现代微生物沉积物特征、现代盐湖沉积物特征研究和微生物有机质早期低温降解生酸模拟实验、微生物有机质晚期热解生酸模拟实验、微生物诱导原白云石沉淀模拟实验揭示微生物碳酸盐岩储层成因有其特殊性，这是由其高初始孔隙度、富微生物有机质和易于发生早期白云石化的特性所决定的，提出了“三因素”控储地质认识。

2.1 叠层石和凝块石沉积是微生物碳酸盐岩储层发育的物质基础

前已述及，微生物碳酸盐岩包括叠层石、凝块石、树枝石、均一石、核形石和纹理石6类［9］。中国中新生代微生物碳酸盐岩储层主要发育于陆相湖盆中，如中国东部诸盆地及柴达木盆地、塔里木盆地古近系微生物碳酸盐岩储层［33-37］既有叠层石和凝块石灰岩，也有叠层石和凝块石白云岩，手标本呈蜂窝状，储层物性极佳，叠层石和凝块石白云岩储层主要分布于碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系，白云石化对储层的发育似乎没有实质性的影响。中国前寒武纪及古生代海相微生物碳酸盐岩储层以叠层石和凝块石白云岩为主，主要分布于碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系，如四川盆地灯影组、嘉陵江组、雷口坡组1—3段和塔里木盆地寒武系盐下叠层石和凝块石白云岩储层，未发生白云石化的叠层石和凝块石灰岩往往致密无孔，如四川盆地雷口坡组四段［17］白云石化对储层的发育似乎具有重要的控制作用。

无论是叠层石和凝块石灰岩储层，还是叠层石和凝块石白云岩储层，储集空间以原生藻格架孔为主，白云石化对孔隙的新增没有实质性的贡献［38］。巴哈马台地现代微生物沉积物特征研究也揭示，叠层石灰岩具有很大的初始孔隙度，这些孔隙一部分为沉积原生孔，一部分为微生物有机质腐烂形成的孔隙，这些孔隙不但构成了中国中、新生代湖相叠层石、凝块石灰岩和叠层石、凝块石白云岩储层的主要储集空间，前寒武纪及古生代海相叠层石、凝块石白云岩储层的储集空间同样是对初始孔隙的继承和调整，初始孔隙发育的叠层石和凝块石沉积是储层发育的物质基础。对于中国古老海相叠层石和凝块石白云岩储层而言，这些初始孔隙是如何在经历漫长埋藏地质过程中得以保存的，这是后文要讨论的微生物碳酸盐岩储层成因的另外两个控制因素。

2.2 微生物有机质降解和热解生酸有利于初始孔隙保存

巴哈马台地现代微生物沉积物特征研究不但揭示了叠层石灰岩具有很高的初始孔隙度，而且富含微生物有机质，这些微生物有机质的腐烂不但可以释放大量的初始孔隙，其早期低温降解和晚期热解生成的有机酸有利于初始孔隙在经历漫长埋藏地质过程中的保存，这是微生物碳酸盐岩储层发育的第二个主控因素。

微生物有机质降解和热解生酸模拟实验揭示，由于叠层石和凝块石沉积的微生物有机质最丰富，降解和热解的生酸量大，使得叠层石和凝块石碳酸盐岩在经历漫长的埋藏地质过程中始终处于酸性环境，除有机酸溶蚀成孔外，更有利于初始孔隙的保存，这也是叠层石和凝块石碳酸盐岩储层孔隙中很少有亮晶方解石或白云石胶结物，优质储层呈蜂窝状并保持原岩沉积组构的原因。而且，即使储集空间有被方解石或白云石充填的现象（如四川盆地灯影组葡萄花边状白云石胶结物），这些胶结物应该是生酸前或生酸后的产物，而不是生酸期间的产物。对四川盆地灯影组葡萄花边状白云石胶结物开展激光U-Pb同位素测年，揭示充填孔洞周缘的胶结物形成于准同生期（生酸前），充填孔洞中央或裂缝的胶结物形成于晚燕山期—喜马拉雅期（生酸后）［39］是埋藏-热液活动的产物。

同时，碳酸盐岩-膏盐岩体系因石膏的沉淀导致SO42-浓度降低，有利于硝酸盐还原生酸和Fe氧化物还原生酸作用的发生，生酸强度明显提高，更有利于初始孔隙的保存。埋藏环境石膏的溶解产生的SO42-有利于硫酸盐热化学还原反应（TSR）和溶蚀孔洞的发育。

2.3 优质储层发育于叠层石和凝块石白云岩中

现代盐湖沉积物特征研究及微生物诱导原白云石沉淀模拟实验揭示碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系易于发育沉淀和交代两类早期低温白云岩。虽然白云石化对储集空间的新增没有实质性的贡献，白云岩储层中的孔隙是对原岩孔隙的继承和调整［40］，但早期白云石化导致微生物白云岩在埋藏环境下经历的成岩改造与灰岩完全不同，有利于初始孔隙的保存［41-42］表现在4个方面。①早期白云石化导致早期固结（巴哈马台地现代微生物碳酸盐沉积已发生固结或半固结）和密度加大（大于灰岩），白云岩的抗压实能力要大于灰岩，这是微生物白云岩能保留更多沉积原生孔的原因之一；②微生物白云岩的抗压溶能力远大于灰岩，在灰岩中常见的压溶缝合线在白云岩中几乎见不到，压溶的产物往往为邻近孔隙的方解石胶结物提供了物源，这是埋藏环境下微生物白云岩先存孔隙得到更多保留的重要原因；③深埋环境白云岩比灰岩更容易被有机酸溶解形成次生溶孔［43-45］；④白云岩比灰岩具有更大的脆性，易于发生机械破碎裂缝和砾间孔。

综上所述，碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系叠层石和凝块石碳酸盐岩初始孔隙度高、富微生物有机质含量、微生物有机质早期降解和晚期热解生酸，且易于发生早期白云石化，导致叠层石和凝块石碳酸盐岩储层成因有别于其他类型的碳酸盐岩和其他类型的微生物碳酸盐岩，储层发育潜力更大，以叠层石和凝块石白云岩储层为主。

3 微生物碳酸盐岩储层分布

“三因素”控储地质认识揭示微生物碳酸盐岩储层主要发育于碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系的叠层石和凝块石沉积相带，岩性主要为叠层石和凝块石白云岩。

3.1 微生物碳酸盐岩储层主要分布于叠层石和凝块石沉积相带

虽然前人［2，9，46］对微生物碳酸盐岩的研究集中在岩石特征和分类上，对微生物碳酸盐岩岩石类型及组合的环境意义、岩相古地理及沉积模式的认识还不够深入，但胡安平（2021）［47］通过5条剖面微生物碳酸盐岩岩石特征及组合序列研究，建立了缓坡沉积体系和镶边沉积体系两个沉积模式（图9），为叠层石和凝块石碳酸盐岩有利相带分布提供了依据。

图9 微生物碳酸盐岩沉积模式Fig.9 Sedimentary model of microbial carbonates

从缓坡沉积体系微生物碳酸盐沉积模式可知，叠层石碳酸盐岩主要分布在正常浪基面与平均低潮线之间的内缓坡相带，凝块石碳酸盐岩主要分布在风暴浪基面与正常浪基面之间的中缓坡相带，凝块石沉积水体的深度大于叠层石［48］，以四川盆地震旦系叠层石和凝块石白云岩储层为代表。从镶边沉积体系微生物碳酸盐沉积模式可知，叠层石碳酸盐岩主要分布在正常浪基面与平均低潮线之间的碳酸盐台地（潟湖），凝块石碳酸盐岩主要分布在风暴浪基面与正常浪基面之间的台缘前斜坡，以塔里木盆地寒武系肖尔布拉克组、四川盆地雷口坡组叠层石和凝块石白云岩储层为代表。

虽然不同类型的微生物碳酸盐岩可以出现在同一沉积环境，不同沉积环境也可以出现同类型的微生物碳酸盐岩，尺度上甚至一些小的生境或沉积环境出现与大生境或沉积环境相同的沉积特征和模式，但岩石类型、规模和组合序列的环境意义是基本明确的。不同地质历史时期均可能发育缓坡沉积体系和镶边沉积体系微生物碳酸盐沉积，但隐生宙以缓坡沉积体系为主，显生宙以镶边沉积体系为主。

3.2 微生物碳酸盐岩储层主要发育于碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系

碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系盐度高，有利于嗜盐古菌的繁盛和诱导原白云石沉淀，因此微生物白云岩储层主要发育于碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系。

胡安平（2019）［49］研究认为，碳酸盐岩-膏盐岩沉积体系随气候由潮湿向干旱迁移，由下向上依次发育凝块石白云岩、藻砂屑白云岩、叠层石白云岩、席（丘）状微生物白云岩、膏云岩、膏盐岩和石盐岩性组合序列，反之亦然，气候突变会导致某种岩性的缺失，这为通过古气候研究，预测碳酸盐岩-膏盐岩组合储层的分布提供了依据。

缓坡沉积体系随气候由潮湿向干旱迁移，由下向上依次发育凝块石白云岩储层和叠层石白云岩储层，气候的多期次旋回可以导致储层在垂向上的多套叠置。以四川盆地南江杨坝剖面震旦系灯影组（图10a）为例，这是由风暴—波浪—潮汐—风暴—波浪作用构成的两个水体逐渐变浅序列，虽未被膏盐岩直接覆盖，但盆地范围内早中寒武世发育多个膏盐湖及多套膏盐岩地层［50］。灯二段下部发育凝块石白云岩储层，灯二段上部发育叠层石白云岩储层，灯四段上部由下至上同样发育了凝块石白云岩储层—叠层石白云岩储层，构成与古气候旋回吻合的两期储层发育旋回，储层累计厚度大于100 m。

图10 碳酸盐岩-膏盐岩组合微生物白云岩储层类型和分布Fig.10 Types and distribution of microbial dolomite reservoirs in carbonate-evaporite system

镶边沉积体系由于镶边台缘的存在，新增了一套藻砂屑白云岩储层，随气候由潮湿向干旱迁移，由下向上依次发育凝块石白云岩储层—藻砂屑白云岩储层—叠层石白云岩储层，气候的多期次旋回可以导致储层在垂向上的多套叠置。以塔里木盆地什艾日克剖面下寒武统肖尔布拉克组（图10b）为例，这是由风暴—波浪—潮汐作用构成的水体逐渐变浅序列，虽未被膏盐岩直接覆盖，但盆地范围内下寒武统吾松格尔组膏盐岩广泛发育［51-52］。肖中2亚段发育凝块石白云岩储层，肖中3亚段下部发育藻砂屑白云岩储层，肖中3亚段上部发育叠层石白云岩储层，储层累计厚度约60 m。

中国海相层系发育3套碳酸盐岩-膏盐岩组合：①灯影组-中、下寒武统，以塔里木和四川盆地为代表；②下奥陶统，以鄂尔多斯盆地为代表；③中、下三叠统，以四川盆地为代表。同时，中国东部诸盆地及柴达木、塔里木古近系也发育碳酸盐岩-膏盐岩组合，规模优质微生物白云岩储层勘探值得期待。