微生物碳酸鹽巖“三因素”控儲(chǔ)地質(zhì)認(rèn)識(shí)和分布規(guī)律

微生物碳酸鹽沉積是由底棲的原核或真核微生物群落通過(guò)捕獲或粘結(jié)碎屑顆粒，或由微生物引發(fā)的碳酸鹽沉淀而成的碳酸鹽沉淀物［1-2］構(gòu)成微生物碳酸鹽沉積的微生物組分主要包括細(xì)菌、藻類(lèi)、真菌、參與生物膜和微生物席生長(zhǎng)的物質(zhì)［3］。微生物碳酸鹽巖（尤指疊層石）最早出現(xiàn)在接近3 500 Ma前的太古宙地層中［4-5］，在中、新元古代達(dá)到豐度、形態(tài)種類(lèi)和分布范圍的高峰期，大量微生物碳酸鹽巖發(fā)育于中、新元古代和早古生代［6］。

Riding（2000）［2］將微生物碳酸鹽巖劃分為疊層石、凝塊石、樹(shù)枝石和均一石4類(lèi)。Kalkowsky（1908）［7］定義的疊層石為內(nèi)部結(jié)構(gòu)呈紋層狀緊密排列的生物沉積灰?guī)r。Riding（2011）［8］根據(jù)疊層石的內(nèi)部結(jié)構(gòu)、宏觀特征和微生物沉積之間的作用方式等特點(diǎn)，將疊層石細(xì)分為骨骼疊層石、粘結(jié)疊層石、細(xì)粒疊層石、泉華疊層石、陸生疊層石5類(lèi)。凝塊石指宏觀上呈凝塊狀的底棲微生物沉積，這種微生物碳酸鹽巖有著不規(guī)則的顆粒形態(tài)，可細(xì)分為鈣化微生物凝塊石、粗糙粘結(jié)凝塊、樹(shù)枝凝塊石、泉華凝塊石、沉積后-生物擾動(dòng)形成的凝塊石、增生型凝塊石和次生凝塊石7類(lèi)［2］。樹(shù)形石由微生物鈣化而成，不是由顆粒粘結(jié)而成，呈厘米級(jí)灌木狀枝體。均一石是一種相對(duì)無(wú)結(jié)構(gòu)、隱晶質(zhì)或泥晶質(zhì)、宏觀結(jié)構(gòu)缺少清晰紋層、凝塊或樹(shù)枝狀結(jié)構(gòu)的微生物碳酸鹽沉積。

梅冥相（2007）［9］將核形石和紋理石補(bǔ)充到微生物碳酸鹽巖中，建立了微生物碳酸鹽巖的六分方案。紋理石是指發(fā)育紋理化構(gòu)造的泥晶灰?guī)r，紋理化構(gòu)造單個(gè)紋理的厚度在0.5～1.5 mm，是一種未受改造的有機(jī)紋理，明顯不同于水平狀疊層石（紋理石）。核形石是指由微生物粘結(jié)或引發(fā)碳酸鹽沉淀形成的球狀、橢球狀核形構(gòu)造，大小為毫米到厘米級(jí)，常與凝塊石共生，發(fā)育于前寒武紀(jì)及顯生宙地層中，楊仁超（2011）［10］將核形石分為橢球狀同心紋層核形石、橢圓形不規(guī)則紋層核形石、葉狀不連續(xù)紋層核形石及迷霧狀核形石等4種類(lèi)型。

Shapiro（2000）［11］按照構(gòu)造尺度將微生物碳酸鹽巖劃分為大型構(gòu)造（>1 m）、中型構(gòu)造（0.5～1 m）、小型構(gòu)造（1～50 cm）和微型構(gòu)造（<1 cm）4類(lèi)。大型構(gòu)造指微生物碳酸鹽巖形成的巖層特征，如微生物層、微生物丘等；中型構(gòu)造指微生物碳酸鹽巖的形態(tài)特征，如柱狀、穹窿狀、錐狀、團(tuán)塊狀等；小型構(gòu)造指中型構(gòu)造內(nèi)部用裸眼能夠觀察到的微生物碳酸鹽巖結(jié)構(gòu)，如波狀、紋層狀、泡沫狀、疊層狀等；微型構(gòu)造指顯微鏡下能夠觀察到的微生物碳酸鹽巖顯微結(jié)構(gòu)與組分，包括鈣化微生物殘留體、沉積物和膠結(jié)物等。

微生物碳酸鹽巖不僅與許多金屬礦床（如Fe和Mn等礦床）的形成和富集密切相關(guān)［12］，而且還是非常重要的油氣儲(chǔ)層，美國(guó)阿拉巴馬州、東西伯利亞地區(qū)、巴西桑托斯盆地、阿曼鹽盆、哈薩克斯坦以及中國(guó)的四川盆地和華北地區(qū)在微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層中均有重大油氣發(fā)現(xiàn)。東西伯利亞地區(qū)新元古界發(fā)育晚里菲期和晚文德期兩套微生物白云巖儲(chǔ)層，孔隙度達(dá)到10 %以上，油氣可采儲(chǔ)量達(dá)22 × 108 t［13］，四川盆地?zé)粲敖M微生物白云巖儲(chǔ)層的天然氣儲(chǔ)量規(guī)模在萬(wàn)億方以上，孔隙度達(dá)到6 %～12 %［14］，華北任丘、牛東地區(qū)薊縣系微生物白云巖儲(chǔ)層的孔隙度達(dá)到10 %～15 %［15］。勘探實(shí)踐證實(shí)，中國(guó)微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層主要發(fā)育于疊層石和凝塊石白云巖中［16-18］，展示了疊層石和凝塊石白云巖比其他類(lèi)型微生物碳酸鹽巖和非微生物碳酸鹽巖具有更高的優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層發(fā)育潛力。

碳酸鹽巖儲(chǔ)層可劃分為礁灘、巖溶和白云巖儲(chǔ)層，多孔的礁灘相沉積是儲(chǔ)層發(fā)育的基礎(chǔ)，孔隙主要形成于沉積（原生孔隙）和表生環(huán)境（表生溶孔），埋藏溶蝕和熱液作用對(duì)孔隙的改造具有建造和破壞雙重性，是先存孔隙調(diào)整的場(chǎng)所，而且埋藏溶蝕孔洞沿先存孔隙發(fā)育帶分布，白云巖儲(chǔ)層的儲(chǔ)集空間主要是對(duì)原巖孔隙的繼承和調(diào)整，但早期白云石化作用有利于先存孔隙的保存［19］。以上這些碳酸鹽巖儲(chǔ)層發(fā)育的主要控制因素同樣也是微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層發(fā)育的主要因素，但因沉積物和沉積環(huán)境的特殊性，微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層成因也有其特殊性。前人對(duì)微生物碳酸鹽巖的研究停留在巖石成因、分類(lèi)、沉積環(huán)境和共性的儲(chǔ)層發(fā)育控制因素上［20-22］，對(duì)微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層成因的特殊性和分布規(guī)律研究甚少。但微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層作為一類(lèi)非常特殊的儲(chǔ)層類(lèi)型，與非微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層相比具有更高的儲(chǔ)層發(fā)育潛力，尤其是凝塊石和疊層石白云巖儲(chǔ)層，除上述共性的儲(chǔ)層成因機(jī)理認(rèn)識(shí)同樣適用于微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層外，肯定有其成因特殊性，這是由其高初始孔隙度、富微生物有機(jī)質(zhì)和易于發(fā)生早期白云石化的特性所決定的，這也是本文的研究目的和意義。

針對(duì)疊層石和凝塊石碳酸鹽巖比其他類(lèi)型微生物碳酸鹽巖和非微生物碳酸鹽巖具有更高儲(chǔ)層發(fā)育潛力這一科學(xué)問(wèn)題，本文通過(guò)現(xiàn)代微生物碳酸鹽沉積特征和現(xiàn)代鹽湖碳酸鹽沉積特征研究、微生物有機(jī)質(zhì)早期低溫降解和晚期熱解生酸模擬實(shí)驗(yàn)、早期沉淀和交代白云石成因模擬實(shí)驗(yàn)，探索微生物白云巖儲(chǔ)層成因的特殊性，提出了“三因素”控儲(chǔ)地質(zhì)認(rèn)識(shí)，為微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層分布預(yù)測(cè)提供了依據(jù)。碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系中，疊層石和凝塊石發(fā)育相帶是微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層有利分布區(qū)。

1 現(xiàn)代沉積研究和模擬實(shí)驗(yàn)

本文開(kāi)展了現(xiàn)代巴哈馬臺(tái)地微生物碳酸鹽沉積特征研究、內(nèi)蒙古新巴爾虎左3個(gè)鹽湖和6個(gè)非鹽湖沉積物特征比較研究、微生物有機(jī)質(zhì)早期低溫降解生酸和晚期熱解生烴、生酸兩組模擬實(shí)驗(yàn)、微生物誘導(dǎo)原白云石沉淀模擬實(shí)驗(yàn)，為認(rèn)識(shí)疊層石和凝塊石碳酸鹽巖比其他類(lèi)型微生物碳酸鹽巖和非微生物碳酸鹽巖具有更高儲(chǔ)層發(fā)育潛力、疊層石和凝塊石白云巖儲(chǔ)層主要分布于碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系的原因提供線索。

1.1 現(xiàn)代沉積物特征

1.1.1 現(xiàn)代微生物沉積物特征

本文作者考察了巴哈馬臺(tái)地Crooked島上的一個(gè)潟湖，湖面最寬處近400 m，長(zhǎng)近1.7 km（圖1a），湖底最深60 cm，溫度25～35 ℃，鹽度35 ‰～40 ‰，湖水平靜，幾乎不受波浪或潮汐作用的影響［23］。湖底中央為石化的微生物灰?guī)r，主要為柱狀和穹窿狀疊層石灰?guī)r，湖底邊緣為半固結(jié)的微生物灰?guī)r，主要為水平-波狀疊層石灰?guī)r，湖岸為半固結(jié)的碳酸鹽泥結(jié)殼（圖1b），上覆于新近系生屑和鮞粒灘之上。

圖1

圖1   巴哈馬臺(tái)地Crooked島潟湖微生物沉積特征

a.巴哈馬Crooked島潟湖分布和形態(tài)特征； b.潟湖橫剖面，展示潟湖的深度和沉積相帶分異； c.湖泊中央石化的柱狀和穹窿狀疊層石灰?guī)r的宏觀和微觀特征，富微生物有機(jī)質(zhì)，初始孔隙發(fā)育； d.湖泊邊緣半固結(jié)水平-波狀疊層石灰?guī)r的宏觀和微觀特征，富微生物有機(jī)質(zhì)，初始孔隙發(fā)育

Fig.1   Microbial sedimentary characteristics in a lagoon of Crooked Island， Bahamas platform

湖底中央石化的柱狀和穹窿狀疊層石灰?guī)r，據(jù)10個(gè)樣品的物性測(cè)試，最大孔隙度達(dá)到55 %，最小孔隙度為15 %，平均孔度達(dá)到40 %（圖1c），湖底邊緣半固結(jié)的水平-波狀疊層石沉積，據(jù)7個(gè)樣品的物性測(cè)試，最大孔隙度達(dá)到65 %，最小孔隙度為55 %，平均孔隙度可以達(dá)到60 %（圖1d）。湖岸（時(shí)而暴露，時(shí)而被湖水淹沒(méi)）半固結(jié)的碳酸鹽泥沉積，據(jù)8個(gè)樣品的物性測(cè)試，最大孔隙度達(dá)到20 %，最小孔隙度為5 %，平均孔隙度達(dá)到10 %。

湖底中央石化的柱狀和穹窿狀疊層石灰?guī)r，微生物有機(jī)質(zhì)含量可以達(dá)到30 %～40 %，其余為捕獲的灰泥、鈣化的微生物及微生物誘導(dǎo)形成的碳酸鹽沉積，按平均孔隙度40 %計(jì)算，微生物有機(jī)質(zhì)的體積可以占到巖石總體積的18 %～24 %（圖1c）。湖底邊緣半固結(jié)的水平-波狀疊層石沉積，格架部分微生物有機(jī)質(zhì)的含量與碳酸鹽巖沉積物含量相當(dāng)，按平均孔隙度60 %計(jì)算，微生物有機(jī)質(zhì)的體積可以占到巖石總體積的20 %（圖1d）。湖岸半固結(jié)的碳酸鹽泥沉積，因低水位期的暴露、暴曬（巴哈馬臺(tái)地位于赤道附近）和海水作用，往往形成結(jié)殼，結(jié)殼成分以碳酸鈣為主，只能見(jiàn)到微生物有機(jī)質(zhì)的痕跡，微生物有機(jī)質(zhì)的體積占到巖石總體積5 %～10 %。

現(xiàn)代微生物沉積研究揭示湖底固結(jié)或半固結(jié)的疊層石灰?guī)r（或沉積物）與湖岸半固結(jié)的碳酸鹽泥相比，具有更高的初始孔隙度和微生物有機(jī)質(zhì)含量。按照將今論古的原則，地質(zhì)歷史時(shí)期的疊層石灰?guī)r（或微生物沉積物）同樣應(yīng)該具有更高的初始孔隙度和微生物有機(jī)質(zhì)含量。

1.1.2 現(xiàn)代鹽湖沉積物特征

本文作者考察了內(nèi)蒙古吉布胡郞圖諾爾、噶布金托呼各克和都蘭油泥泉3個(gè)鹽湖，塔日根、塔日根諾爾、達(dá)布散諾爾、敦德諾爾、布日德諾爾和呼吉日諾爾6個(gè)淡水湖泊（圖2a）。3個(gè)鹽湖中央湖水的鹽度分別為60 ‰，120 ‰和100 ‰，鹽湖邊緣受降雨和淡水注入的影響，湖水鹽度小于35 ‰。每個(gè)鹽湖從湖底中央到湖底邊緣各鉆取兩筒心（共6筒心），心長(zhǎng)25 cm（圖2b）。取心沉積物主體為灰泥沉積，幾乎見(jiàn)不到微生物的痕跡，X射線衍射結(jié)果揭示，鹽湖邊緣3筒心從底至頂，沉積物的礦物成分除灰泥（方解石）和泥質(zhì)（粘土礦物）外，還有石英和鈉長(zhǎng)石礦物，未見(jiàn)白云石和石鹽礦物（圖2d）。鹽湖中央3筒心中上部（0～8 cm），沉積物的礦物成分與鹽湖邊緣3筒心相同，下部（8～25 cm），沉積物的礦物成分還出現(xiàn)了白云石和石鹽礦物，白云石礦物X射線衍射峰值為30.95°（圖2c，e），白云石含量隨深度增加而逐漸增大，鏡下觀察白云石含量最大達(dá)到30 %～40 %。6個(gè)淡水湖泊從湖底中央到邊緣各鉆取兩筒心（共12筒心），取心沉積物主體為灰泥（方解石）和泥質(zhì)（粘土礦物）沉積，出現(xiàn)疊層狀微生物痕跡，X射線衍射結(jié)果揭示，無(wú)論是湖底中央還是邊緣、無(wú)論是取心上部還是下部，沉積物的礦物成分除灰泥（方解石）和泥質(zhì)（粘土礦物）外，還出現(xiàn)了石英和鈉長(zhǎng)石礦物，未見(jiàn)白云石和石鹽礦物。

圖2

圖2   現(xiàn)代鹽湖沉積物特征

a.3個(gè)鹽湖和6個(gè)淡水湖泊分布； b.從湖泊中央到湖泊邊緣鉆取的18筒心，全為松散的沉積物； c.鹽湖中央沉積物（下部）掃描電鏡圖像，白云石和鈉長(zhǎng)石； d.鹽湖邊緣沉積物X射線衍射圖譜，未檢測(cè)到白云石； e.鹽湖中央沉積物（下部）X射線衍射圖譜，出現(xiàn)白云石峰

Fig.2   Characteristics of sediments in a modern salt lake

現(xiàn)代鹽湖和淡水湖泊沉積物特征揭示了以下3點(diǎn)認(rèn)識(shí)：①無(wú)論是鹽湖還是淡水湖泊，沒(méi)有微生物作用的條件下，表層沉積物中沒(méi)有發(fā)現(xiàn)原白云石沉淀；②從表層沉積物中缺原白云石分析，湖底中央下部（8～25 cm）沉積物中的白云石礦物是準(zhǔn)同生期交代成因的，高鹽度可能是交代白云石形成的主控因素；③在淡水湖泊水體（低鹽度）中，即使有微生物的作用，也沒(méi)有發(fā)現(xiàn)原白云石沉淀及交代白云石。

1.2 微生物有機(jī)質(zhì)生酸模擬實(shí)驗(yàn)

1.2.1 微生物有機(jī)質(zhì)早期低溫降解生酸模擬實(shí)驗(yàn)

本次模擬實(shí)驗(yàn)采用銅綠微囊藻作為準(zhǔn)同生-早成巖期微生物有機(jī)質(zhì)低溫降解的有機(jī)質(zhì)來(lái)源，銅綠微囊藻（15 mL）購(gòu)自中科院水生生物研究所，配置BG11培養(yǎng)基進(jìn)行微生物培養(yǎng)，并經(jīng)一系列物理化學(xué)處理后，制得凍干的銅綠微囊藻粉和螺旋藻，冰箱冷藏備用。

微生物有機(jī)質(zhì)降解的菌株及培養(yǎng)環(huán)境見(jiàn)表1，模擬自然界常見(jiàn)的自然水解、有氧降解、硝酸鹽還原、Fe氧化物還原4個(gè)階段的微生物有機(jī)質(zhì)降解作用。自然水解用時(shí)7 d，有氧降解用時(shí)30 d，硝酸鹽還原用時(shí)28 d，F(xiàn)e氧化物還原用時(shí)30 d。分別模擬疊層石灰?guī)r微生物有機(jī)質(zhì)降解（圖3a）、凝塊石灰?guī)r微生物有機(jī)質(zhì)降解（圖3b）的產(chǎn)物及豐度。整個(gè)模擬方案的設(shè)計(jì)、模擬過(guò)程、降解產(chǎn)物及含量的測(cè)試非常復(fù)雜，將另文陳述。

表1   用于微生物有機(jī)質(zhì)降解的菌株及培養(yǎng)環(huán)境

Table 1  The bacterial strain type and culture environment for the microbial organic matter degradation

圖3

圖3   微生物有機(jī)質(zhì)低溫降解生酸模擬實(shí)驗(yàn)示意圖

a.疊層石灰?guī)r中微生物有機(jī)質(zhì)早期低溫降解生酸模擬實(shí)驗(yàn)； b.凝塊石灰?guī)r中微生物有機(jī)質(zhì)早期低溫降解生酸模擬實(shí)驗(yàn)

Fig.3   Simulation experiment of acid generation through microbial organic matter degradation

模擬實(shí)驗(yàn)揭示微生物灰?guī)r類(lèi)型、微生物有機(jī)質(zhì)早期低溫降解途徑對(duì)微生物有機(jī)質(zhì)生酸強(qiáng)度和類(lèi)型均有重要的控制作用（圖4）。自然水解路徑無(wú)論是疊層石灰?guī)r還是凝塊石灰?guī)r，生酸強(qiáng)度均低，有機(jī)酸類(lèi)型單一，且各不相同。有氧降解路徑凝塊石灰?guī)r的生酸強(qiáng)度明顯高于疊層石灰?guī)r，雖然有機(jī)酸類(lèi)型依舊相對(duì)單一，但完全一致。硝酸鹽還原路徑無(wú)論是疊層石灰?guī)r還是凝塊石灰?guī)r，生酸強(qiáng)度均達(dá)到高峰，有機(jī)酸類(lèi)型多樣，但各不相同。Fe氧化物還原路徑生酸強(qiáng)度介于有氧降解路徑和硝酸鹽還原路徑之間，有機(jī)酸類(lèi)型多樣，但各不相同。

圖4

圖4   疊層石和凝塊石灰?guī)r微生物有機(jī)質(zhì)低溫降解路徑與降解產(chǎn)物、有機(jī)酸濃度關(guān)系

Fig.4   Relationship between microbial organic matter degradation pathways， degradation products and acid concentration

凝塊石灰?guī)r和疊層石灰?guī)r具有較高的生酸強(qiáng)度，尤其是凝塊石灰?guī)r，這與不同類(lèi)型微生物灰?guī)r中微生物有機(jī)制豐度的差異有關(guān)。巴哈馬臺(tái)地現(xiàn)代微生物沉積物特征研究已經(jīng)揭示疊層石灰?guī)r具有很高的微生物有機(jī)質(zhì)豐度，湖岸半固結(jié)碳酸鹽泥的微生物有機(jī)質(zhì)含量很低。層（席）狀和丘狀微生物灰?guī)r的沉積背景可以與湖岸半固結(jié)碳酸鹽泥沉積類(lèi)比，均處于時(shí)而暴露時(shí)而被淹沒(méi)的沉積環(huán)境，不利于微生物的繁盛，雖然未做微生物有機(jī)質(zhì)早期低溫降解生酸模擬實(shí)驗(yàn)，但生酸強(qiáng)度應(yīng)該遠(yuǎn)小于疊層石灰?guī)r。凝塊石灰?guī)r的沉積水深大于疊層石灰?guī)r的［24-25］，故巴哈馬臺(tái)地現(xiàn)代微生物沉積未見(jiàn)凝塊石灰?guī)r，但可以推測(cè)凝塊石灰?guī)r微生物有機(jī)質(zhì)含量不亞于疊層石灰?guī)r，并導(dǎo)致凝塊石灰?guī)r的生酸強(qiáng)度高于疊層石灰?guī)r。紋理石灰?guī)r是指發(fā)育紋理化構(gòu)造（0.5～1.5 mm）的泥晶灰?guī)r，其沉積水深大于凝塊石灰?guī)r［26-27］，往往與黑色泥巖伴生，有機(jī)質(zhì)含量很高，可以成為好的烴源巖，但不能作為儲(chǔ)層，有機(jī)質(zhì)晚期熱解生烴過(guò)程中可以有大量有機(jī)酸伴生，對(duì)緊鄰烴源巖的儲(chǔ)集層有改造作用。

微生物有機(jī)質(zhì)類(lèi)型和豐度相同的微生物灰?guī)r，生酸強(qiáng)度從大到小依次為硝酸鹽還原作用、Fe氧化物還原作用、有氧降解作用、自然水解的作用，干旱氣候背景條件下的碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系有利于硝酸鹽還原生酸作用和Fe氧化物還原生酸作用的發(fā)生。

綜上所述，不同類(lèi)型的微生物灰?guī)r受微生物有機(jī)質(zhì)豐度和降解途徑的不同，生酸強(qiáng)度和類(lèi)型有很大的差異，碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系凝塊石和疊層石灰?guī)r的生酸強(qiáng)度最大。

1.2.2 微生物有機(jī)質(zhì)晚期熱解生酸模擬實(shí)驗(yàn)

選取3組樣品，開(kāi)展微生物巖生烴和生酸模擬實(shí)驗(yàn)研究。第一組為取自柴達(dá)木盆地古近系的藻灰?guī)r樣，TOC為0.30 %，S1為0.04 mg/g，S2為0.18 mg/g，HI為60 mg/g，Ro為0.42 %；第二組為取自泌陽(yáng)凹陷古近系灰色泥巖，TOC為2.64 %，S2為15.83 mg/g，HI為600 mg/g，Ro為0.38 %；第三組為取自祿勸茂山剖面的中二疊統(tǒng)泥灰?guī)r，TOC為3.33 %，S1為1.11 mg/g，S2為13.9 mg/g，HI為403 mg/g，Ro為0.42 %。

3組樣品現(xiàn)今處于未成熟-低成熟階段，地質(zhì)歷史上未經(jīng)歷生烴高峰，是生烴和生酸模擬實(shí)驗(yàn)的理想樣品。3組樣品分別為藻灰?guī)r（微生物巖）、泥灰?guī)r和灰色泥巖，代表3種不同巖性熱解過(guò)程中的生烴和生酸潛力。實(shí)驗(yàn)結(jié)果（圖5）揭示藻灰?guī)r（微生物巖）的油產(chǎn)率、烴氣產(chǎn)率均不亞于灰色泥巖、泥灰?guī)r，具備生烴的潛力。模擬實(shí)驗(yàn)進(jìn)一步揭示，藻灰?guī)r（微生物巖）熱解生烴過(guò)程中還伴生CO2氣體和有機(jī)酸的形成，而且產(chǎn)率遠(yuǎn)大于灰色泥巖和泥灰?guī)r。

圖5

圖5   藻灰?guī)r（微生物巖）、灰色泥巖、泥灰?guī)r熱解生烴和生酸模擬實(shí)驗(yàn)結(jié)果［49］

a.藻灰?guī)r地層孔隙熱壓模擬油產(chǎn)率特征； b.藻灰?guī)r、灰色泥巖和泥灰?guī)r烴氣產(chǎn)率對(duì)比； c.藻灰?guī)r、灰色泥巖和泥灰?guī)rCO2產(chǎn)率對(duì)比；d.藻灰?guī)r、灰色泥巖和泥灰?guī)rH2產(chǎn)率對(duì)比

Fig.5   Pyrolysis experiments of hydrocarbon and acid generation in algal limestone （microbial carbonates）， grey mudstone and muddy limestone samples［49］

1.3 微生物誘導(dǎo)原白云石沉淀模擬實(shí)驗(yàn)

Land（1998）［28］指出在地表溫壓條件下（<50 ℃，數(shù)米深壓力），經(jīng)過(guò)32a的地質(zhì)作用過(guò)程，也未能通過(guò)無(wú)機(jī)途徑產(chǎn)生原白云石沉淀。這使人們把目光轉(zhuǎn)向有機(jī)成因上，并開(kāi)展了微生物誘導(dǎo)白云石沉淀實(shí)驗(yàn)。微生物無(wú)處不在，微生物灰?guī)r的存在足以說(shuō)明并不是所有的微生物都能誘導(dǎo)白云石沉淀，可能與特殊類(lèi)型的微生物有關(guān)。Vasconcelos等（1995）［29］通過(guò)實(shí)驗(yàn)指出硫酸鹽還原菌能夠誘導(dǎo)白云石的沉淀，Warthmann等（2005）［30］通過(guò)實(shí)驗(yàn)指出產(chǎn)甲烷菌能夠誘導(dǎo)白云石的沉淀，Kenward等（2013）［31］將實(shí)驗(yàn)室沉淀的白云石與拉戈阿韋梅利亞咸化海岸的白云石進(jìn)行比較，兩者具相似的球形和低有序度特征，進(jìn)而推斷特殊類(lèi)型的微生物（硫酸鹽還原菌、產(chǎn)甲烷菌）是沉淀原白云石的條件。

考慮到古老微生物白云巖主要發(fā)育于碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系，與高鹽度有關(guān)，本文開(kāi)展了嗜鹽古菌誘導(dǎo)原白云石沉淀實(shí)驗(yàn)，發(fā)現(xiàn)高嗜鹽古菌細(xì)胞濃度、高鹽度、介質(zhì)高M(jìn)g/Ca是碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系誘導(dǎo)早期低溫原白云石沉淀的重要條件。

本文用于誘導(dǎo)原白云石沉淀的三株嗜鹽古菌分別為Natrinema sp.J7-1，J7-3，LJ7，成礦條件為Ca2+濃度10.0 mM，Mg2+濃度100.0 mM，CO32-濃度20 mM，SO42-濃度分別為0，1.0，29.8，100 mM，溫度45 ℃，轉(zhuǎn)速150 r/min，培養(yǎng)時(shí)長(zhǎng)72 h。在相同鹽度（200 ‰）條件下，Natrinema sp.J7-1，J7-3，LJ7細(xì)胞濃度（OD600）分別為0，1.0，1.5，2.0，2.5（細(xì)胞濃度用吸光度表示，測(cè)試波長(zhǎng)為600 nm，即OD600）。實(shí)驗(yàn)結(jié)果顯示，Natrinema sp.J7-1，J7-3，LJ7三株嗜鹽古菌誘導(dǎo)原白云石沉淀的細(xì)胞濃度（OD600）下限分別為1.5，2.5和1.5（圖6a—c）。本文還開(kāi)展了嗜鹽古菌細(xì)胞濃度相同的條件下，隨鹽度變化的原白云石沉淀情況，給定嗜鹽古菌Natrinema sp.J7-1的細(xì)胞濃度為2.0，鹽度為100 ‰時(shí)沉淀文石和原白云石（圖7a），鹽度為140 ‰時(shí)沉淀原白云石和單水合方解石（圖7b），鹽度為200 ‰時(shí)沉淀原白云石和文石（圖7c），鹽度為280 ‰時(shí)全為原白云石沉淀（圖7d），并且隨著鹽度增加，沉淀原白云石增多。更為有趣的是在沒(méi)有嗜鹽古菌參與的條件下，鹽度在100 ‰，140 ‰，200 ‰，280 ‰時(shí)，均為文石沉淀，未見(jiàn)原白云石沉淀（圖7e—h）。硫酸根濃度不影響嗜鹽古菌誘導(dǎo)原白云石沉淀（圖7），這是碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體富SO42-條件下嗜鹽古菌仍能誘導(dǎo)原白云石沉淀的重要原因。嗜鹽古菌誘導(dǎo)沉淀的原白云石（圖8）為低有序度白云石（<0.4）。

圖6

圖6   不同細(xì)胞濃度嗜鹽古菌條件下誘導(dǎo)原白云石沉淀實(shí)驗(yàn)X射線衍射圖譜

a.在鹽度200 ‰和嗜鹽古菌J7-1細(xì)胞濃度（OD600）>1.5時(shí)出現(xiàn)原白云石沉淀； b.在鹽度200 ‰和嗜鹽古菌J7-3細(xì)胞濃度（OD600）>2.5時(shí)出現(xiàn)原白云石沉淀； c.在鹽度200‰和嗜鹽古菌LJ7細(xì)胞濃度（OD600）>1.5時(shí)出現(xiàn)原白云石沉淀A.文石； D.白云石； M.單水合方解石［k1，k2，k3，k4，k5分別代表嗜鹽古菌細(xì)胞濃度（單位是吸光度）為0，1.0，1.5，2.0，2.5的實(shí)驗(yàn)結(jié)果。］

Fig.6   X?ray diffraction patterns of proto?dolomite precipitation mediated by halophilic archaeal under different cell concentrations

圖7

圖7   不同鹽度、不同硫酸根濃度下原白云石沉淀后X射線衍射圖譜

a.嗜鹽古菌J7-1細(xì)胞濃度（OD600）為2.0，鹽度為100 ‰時(shí)出現(xiàn)原白云石沉淀； b.嗜鹽古菌J7-1細(xì)胞濃度（OD600）為2.0，鹽度為140 ‰時(shí)出現(xiàn)原白云石沉淀； c.嗜鹽古菌J7-1細(xì)胞濃度（OD600）為2.0，鹽度為200 ‰時(shí)出現(xiàn)原白云石沉淀； d.嗜鹽古菌J7-1細(xì)胞濃度（OD600）為2.0，鹽度為280 ‰時(shí)出現(xiàn)原白云石沉淀； e.在沒(méi)有嗜鹽古菌參與的情況下，鹽度為100 ‰時(shí)沒(méi)有原白云石沉淀； f.在沒(méi)有嗜鹽古菌參與的情況下，鹽度為140 ‰時(shí)沒(méi)有原白云石沉淀； g.在沒(méi)有嗜鹽古菌參與的情況下，鹽度為200 ‰時(shí)沒(méi)有原白云石沉淀； h.在沒(méi)有嗜鹽古菌參與的情況下，鹽度為280 ‰時(shí)沒(méi)有原白云石沉淀（k1，k2，k3，k4分別代表SO42-濃度為0，1.0，29.8，100.0 mM的實(shí)驗(yàn)結(jié)果。）

Fig.7   X?ray diffraction patterns of proto?dolomite precipitation at different salinities and sulfate concentrations

圖8

圖8   嗜鹽古菌誘導(dǎo)沉淀的原白云石特征（圖中數(shù)據(jù)代表白云石有序度）

a1—a4.嗜鹽古菌J7-1細(xì)胞濃度（OD600）>1.5時(shí)，隨鹽度和SO42-濃度變化的原白云石特征； b1—b4.嗜鹽古菌J7-3細(xì)胞濃度（OD600）>2.0時(shí)，隨鹽度和SO42-濃度變化的原白云石特征； c1—c4.嗜鹽古菌J7細(xì)胞濃度（OD600）>1.5時(shí)，隨鹽度和SO42-濃度變化的原白云石特征

Fig.8   Images showing the characteristics of proto?dolomite deposited under mediation of halophilic archaea（the order degree of dolomite is represented with decimal digits）

綜上所述，高嗜鹽古菌細(xì)胞濃度（>1.5）、高鹽度（>100 ‰）是誘導(dǎo)早期原白云石沉淀的兩個(gè)必要條件，雖然本實(shí)驗(yàn)成礦介質(zhì)設(shè)定的Mg/Ca為10，但Mg/Ca介于2～10可能更有利于嗜鹽古菌誘導(dǎo)原白云石沉淀［32］。

2 微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層成因

現(xiàn)代微生物沉積物特征、現(xiàn)代鹽湖沉積物特征研究和微生物有機(jī)質(zhì)早期低溫降解生酸模擬實(shí)驗(yàn)、微生物有機(jī)質(zhì)晚期熱解生酸模擬實(shí)驗(yàn)、微生物誘導(dǎo)原白云石沉淀模擬實(shí)驗(yàn)揭示微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層成因有其特殊性，這是由其高初始孔隙度、富微生物有機(jī)質(zhì)和易于發(fā)生早期白云石化的特性所決定的，提出了“三因素”控儲(chǔ)地質(zhì)認(rèn)識(shí)。

2.1 疊層石和凝塊石沉積是微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層發(fā)育的物質(zhì)基礎(chǔ)

前已述及，微生物碳酸鹽巖包括疊層石、凝塊石、樹(shù)枝石、均一石、核形石和紋理石6類(lèi)［9］。中國(guó)中新生代微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層主要發(fā)育于陸相湖盆中，如中國(guó)東部諸盆地及柴達(dá)木盆地、塔里木盆地古近系微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層［33-37］既有疊層石和凝塊石灰?guī)r，也有疊層石和凝塊石白云巖，手標(biāo)本呈蜂窩狀，儲(chǔ)層物性極佳，疊層石和凝塊石白云巖儲(chǔ)層主要分布于碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系，白云石化對(duì)儲(chǔ)層的發(fā)育似乎沒(méi)有實(shí)質(zhì)性的影響。中國(guó)前寒武紀(jì)及古生代海相微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層以疊層石和凝塊石白云巖為主，主要分布于碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系，如四川盆地?zé)粲敖M、嘉陵江組、雷口坡組1—3段和塔里木盆地寒武系鹽下疊層石和凝塊石白云巖儲(chǔ)層，未發(fā)生白云石化的疊層石和凝塊石灰?guī)r往往致密無(wú)孔，如四川盆地雷口坡組四段［17］白云石化對(duì)儲(chǔ)層的發(fā)育似乎具有重要的控制作用。

無(wú)論是疊層石和凝塊石灰?guī)r儲(chǔ)層，還是疊層石和凝塊石白云巖儲(chǔ)層，儲(chǔ)集空間以原生藻格架孔為主，白云石化對(duì)孔隙的新增沒(méi)有實(shí)質(zhì)性的貢獻(xiàn)［38］。巴哈馬臺(tái)地現(xiàn)代微生物沉積物特征研究也揭示，疊層石灰?guī)r具有很大的初始孔隙度，這些孔隙一部分為沉積原生孔，一部分為微生物有機(jī)質(zhì)腐爛形成的孔隙，這些孔隙不但構(gòu)成了中國(guó)中、新生代湖相疊層石、凝塊石灰?guī)r和疊層石、凝塊石白云巖儲(chǔ)層的主要儲(chǔ)集空間，前寒武紀(jì)及古生代海相疊層石、凝塊石白云巖儲(chǔ)層的儲(chǔ)集空間同樣是對(duì)初始孔隙的繼承和調(diào)整，初始孔隙發(fā)育的疊層石和凝塊石沉積是儲(chǔ)層發(fā)育的物質(zhì)基礎(chǔ)。對(duì)于中國(guó)古老海相疊層石和凝塊石白云巖儲(chǔ)層而言，這些初始孔隙是如何在經(jīng)歷漫長(zhǎng)埋藏地質(zhì)過(guò)程中得以保存的，這是后文要討論的微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層成因的另外兩個(gè)控制因素。

2.2 微生物有機(jī)質(zhì)降解和熱解生酸有利于初始孔隙保存

巴哈馬臺(tái)地現(xiàn)代微生物沉積物特征研究不但揭示了疊層石灰?guī)r具有很高的初始孔隙度，而且富含微生物有機(jī)質(zhì)，這些微生物有機(jī)質(zhì)的腐爛不但可以釋放大量的初始孔隙，其早期低溫降解和晚期熱解生成的有機(jī)酸有利于初始孔隙在經(jīng)歷漫長(zhǎng)埋藏地質(zhì)過(guò)程中的保存，這是微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層發(fā)育的第二個(gè)主控因素。

微生物有機(jī)質(zhì)降解和熱解生酸模擬實(shí)驗(yàn)揭示，由于疊層石和凝塊石沉積的微生物有機(jī)質(zhì)最豐富，降解和熱解的生酸量大，使得疊層石和凝塊石碳酸鹽巖在經(jīng)歷漫長(zhǎng)的埋藏地質(zhì)過(guò)程中始終處于酸性環(huán)境，除有機(jī)酸溶蝕成孔外，更有利于初始孔隙的保存，這也是疊層石和凝塊石碳酸鹽巖儲(chǔ)層孔隙中很少有亮晶方解石或白云石膠結(jié)物，優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層呈蜂窩狀并保持原巖沉積組構(gòu)的原因。而且，即使儲(chǔ)集空間有被方解石或白云石充填的現(xiàn)象（如四川盆地?zé)粲敖M葡萄花邊狀白云石膠結(jié)物），這些膠結(jié)物應(yīng)該是生酸前或生酸后的產(chǎn)物，而不是生酸期間的產(chǎn)物。對(duì)四川盆地?zé)粲敖M葡萄花邊狀白云石膠結(jié)物開(kāi)展激光U-Pb同位素測(cè)年，揭示充填孔洞周緣的膠結(jié)物形成于準(zhǔn)同生期（生酸前），充填孔洞中央或裂縫的膠結(jié)物形成于晚燕山期—喜馬拉雅期（生酸后）［39］是埋藏-熱液活動(dòng)的產(chǎn)物。

同時(shí)，碳酸鹽巖-膏鹽巖體系因石膏的沉淀導(dǎo)致SO42-濃度降低，有利于硝酸鹽還原生酸和Fe氧化物還原生酸作用的發(fā)生，生酸強(qiáng)度明顯提高，更有利于初始孔隙的保存。埋藏環(huán)境石膏的溶解產(chǎn)生的SO42-有利于硫酸鹽熱化學(xué)還原反應(yīng)（TSR）和溶蝕孔洞的發(fā)育。

2.3 優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)層發(fā)育于疊層石和凝塊石白云巖中

現(xiàn)代鹽湖沉積物特征研究及微生物誘導(dǎo)原白云石沉淀模擬實(shí)驗(yàn)揭示碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系易于發(fā)育沉淀和交代兩類(lèi)早期低溫白云巖。雖然白云石化對(duì)儲(chǔ)集空間的新增沒(méi)有實(shí)質(zhì)性的貢獻(xiàn)，白云巖儲(chǔ)層中的孔隙是對(duì)原巖孔隙的繼承和調(diào)整［40］，但早期白云石化導(dǎo)致微生物白云巖在埋藏環(huán)境下經(jīng)歷的成巖改造與灰?guī)r完全不同，有利于初始孔隙的保存［41-42］表現(xiàn)在4個(gè)方面。①早期白云石化導(dǎo)致早期固結(jié)（巴哈馬臺(tái)地現(xiàn)代微生物碳酸鹽沉積已發(fā)生固結(jié)或半固結(jié)）和密度加大（大于灰?guī)r），白云巖的抗壓實(shí)能力要大于灰?guī)r，這是微生物白云巖能保留更多沉積原生孔的原因之一；②微生物白云巖的抗壓溶能力遠(yuǎn)大于灰?guī)r，在灰?guī)r中常見(jiàn)的壓溶縫合線在白云巖中幾乎見(jiàn)不到，壓溶的產(chǎn)物往往為鄰近孔隙的方解石膠結(jié)物提供了物源，這是埋藏環(huán)境下微生物白云巖先存孔隙得到更多保留的重要原因；③深埋環(huán)境白云巖比灰?guī)r更容易被有機(jī)酸溶解形成次生溶孔［43-45］；④白云巖比灰?guī)r具有更大的脆性，易于發(fā)生機(jī)械破碎裂縫和礫間孔。

綜上所述，碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系疊層石和凝塊石碳酸鹽巖初始孔隙度高、富微生物有機(jī)質(zhì)含量、微生物有機(jī)質(zhì)早期降解和晚期熱解生酸，且易于發(fā)生早期白云石化，導(dǎo)致疊層石和凝塊石碳酸鹽巖儲(chǔ)層成因有別于其他類(lèi)型的碳酸鹽巖和其他類(lèi)型的微生物碳酸鹽巖，儲(chǔ)層發(fā)育潛力更大，以疊層石和凝塊石白云巖儲(chǔ)層為主。

3 微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層分布

“三因素”控儲(chǔ)地質(zhì)認(rèn)識(shí)揭示微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層主要發(fā)育于碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系的疊層石和凝塊石沉積相帶，巖性主要為疊層石和凝塊石白云巖。

3.1 微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層主要分布于疊層石和凝塊石沉積相帶

雖然前人［2，9，46］對(duì)微生物碳酸鹽巖的研究集中在巖石特征和分類(lèi)上，對(duì)微生物碳酸鹽巖巖石類(lèi)型及組合的環(huán)境意義、巖相古地理及沉積模式的認(rèn)識(shí)還不夠深入，但胡安平（2021）［47］通過(guò)5條剖面微生物碳酸鹽巖巖石特征及組合序列研究，建立了緩坡沉積體系和鑲邊沉積體系兩個(gè)沉積模式（圖9），為疊層石和凝塊石碳酸鹽巖有利相帶分布提供了依據(jù)。

圖9

圖9   微生物碳酸鹽巖沉積模式

a.緩坡沉積； b.鑲邊沉積

Fig.9   Sedimentary model of microbial carbonates

從緩坡沉積體系微生物碳酸鹽沉積模式可知，疊層石碳酸鹽巖主要分布在正常浪基面與平均低潮線之間的內(nèi)緩坡相帶，凝塊石碳酸鹽巖主要分布在風(fēng)暴浪基面與正常浪基面之間的中緩坡相帶，凝塊石沉積水體的深度大于疊層石［48］，以四川盆地震旦系疊層石和凝塊石白云巖儲(chǔ)層為代表。從鑲邊沉積體系微生物碳酸鹽沉積模式可知，疊層石碳酸鹽巖主要分布在正常浪基面與平均低潮線之間的碳酸鹽臺(tái)地（潟湖），凝塊石碳酸鹽巖主要分布在風(fēng)暴浪基面與正常浪基面之間的臺(tái)緣前斜坡，以塔里木盆地寒武系肖爾布拉克組、四川盆地雷口坡組疊層石和凝塊石白云巖儲(chǔ)層為代表。

雖然不同類(lèi)型的微生物碳酸鹽巖可以出現(xiàn)在同一沉積環(huán)境，不同沉積環(huán)境也可以出現(xiàn)同類(lèi)型的微生物碳酸鹽巖，尺度上甚至一些小的生境或沉積環(huán)境出現(xiàn)與大生境或沉積環(huán)境相同的沉積特征和模式，但巖石類(lèi)型、規(guī)模和組合序列的環(huán)境意義是基本明確的。不同地質(zhì)歷史時(shí)期均可能發(fā)育緩坡沉積體系和鑲邊沉積體系微生物碳酸鹽沉積，但隱生宙以緩坡沉積體系為主，顯生宙以鑲邊沉積體系為主。

3.2 微生物碳酸鹽巖儲(chǔ)層主要發(fā)育于碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系

碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系鹽度高，有利于嗜鹽古菌的繁盛和誘導(dǎo)原白云石沉淀，因此微生物白云巖儲(chǔ)層主要發(fā)育于碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系。

胡安平（2019）［49］研究認(rèn)為，碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系隨氣候由潮濕向干旱遷移，由下向上依次發(fā)育凝塊石白云巖、藻砂屑白云巖、疊層石白云巖、席（丘）狀微生物白云巖、膏云巖、膏鹽巖和石鹽巖性組合序列，反之亦然，氣候突變會(huì)導(dǎo)致某種巖性的缺失，這為通過(guò)古氣候研究，預(yù)測(cè)碳酸鹽巖-膏鹽巖組合儲(chǔ)層的分布提供了依據(jù)。

緩坡沉積體系隨氣候由潮濕向干旱遷移，由下向上依次發(fā)育凝塊石白云巖儲(chǔ)層和疊層石白云巖儲(chǔ)層，氣候的多期次旋回可以導(dǎo)致儲(chǔ)層在垂向上的多套疊置。以四川盆地南江楊壩剖面震旦系燈影組（圖10a）為例，這是由風(fēng)暴—波浪—潮汐—風(fēng)暴—波浪作用構(gòu)成的兩個(gè)水體逐漸變淺序列，雖未被膏鹽巖直接覆蓋，但盆地范圍內(nèi)早中寒武世發(fā)育多個(gè)膏鹽湖及多套膏鹽巖地層［50］。燈二段下部發(fā)育凝塊石白云巖儲(chǔ)層，燈二段上部發(fā)育疊層石白云巖儲(chǔ)層，燈四段上部由下至上同樣發(fā)育了凝塊石白云巖儲(chǔ)層—疊層石白云巖儲(chǔ)層，構(gòu)成與古氣候旋回吻合的兩期儲(chǔ)層發(fā)育旋回，儲(chǔ)層累計(jì)厚度大于100 m。

圖10

圖10   碳酸鹽巖-膏鹽巖組合微生物白云巖儲(chǔ)層類(lèi)型和分布

a.四川盆地南江楊壩剖面震旦系燈影組疊層石和凝塊石白云巖儲(chǔ)層； b.塔里木盆地什艾日克剖面下寒武統(tǒng)肖爾布拉克組疊層石、藻砂屑和凝塊石白云巖儲(chǔ)層

Fig.10   Types and distribution of microbial dolomite reservoirs in carbonate?evaporite system

鑲邊沉積體系由于鑲邊臺(tái)緣的存在，新增了一套藻砂屑白云巖儲(chǔ)層，隨氣候由潮濕向干旱遷移，由下向上依次發(fā)育凝塊石白云巖儲(chǔ)層—藻砂屑白云巖儲(chǔ)層—疊層石白云巖儲(chǔ)層，氣候的多期次旋回可以導(dǎo)致儲(chǔ)層在垂向上的多套疊置。以塔里木盆地什艾日克剖面下寒武統(tǒng)肖爾布拉克組（圖10b）為例，這是由風(fēng)暴—波浪—潮汐作用構(gòu)成的水體逐漸變淺序列，雖未被膏鹽巖直接覆蓋，但盆地范圍內(nèi)下寒武統(tǒng)吾松格爾組膏鹽巖廣泛發(fā)育［51-52］。肖中2亞段發(fā)育凝塊石白云巖儲(chǔ)層，肖中3亞段下部發(fā)育藻砂屑白云巖儲(chǔ)層，肖中3亞段上部發(fā)育疊層石白云巖儲(chǔ)層，儲(chǔ)層累計(jì)厚度約60 m。

中國(guó)海相層系發(fā)育3套碳酸鹽巖-膏鹽巖組合：① 燈影組-中、下寒武統(tǒng)，以塔里木和四川盆地為代表；② 下奧陶統(tǒng)，以鄂爾多斯盆地為代表；③ 中、下三疊統(tǒng)，以四川盆地為代表。同時(shí)，中國(guó)東部諸盆地及柴達(dá)木、塔里木古近系也發(fā)育碳酸鹽巖-膏鹽巖組合，規(guī)模優(yōu)質(zhì)微生物白云巖儲(chǔ)層勘探值得期待。

4 結(jié)論

1） 與其他類(lèi)型微生物碳酸鹽巖和非微生物碳酸鹽巖相比，疊層石和凝塊石碳酸鹽巖具有更高的初始孔隙度和微生物有機(jī)質(zhì)豐度，為儲(chǔ)層發(fā)育奠定了物質(zhì)基礎(chǔ)。

2） 微生物有機(jī)質(zhì)早期低溫降解和晚期熱解生酸使初始孔隙在埋藏環(huán)境得以保存和進(jìn)一步擴(kuò)溶，這是疊層石和凝塊石碳酸鹽巖儲(chǔ)層發(fā)育的關(guān)鍵。

3） 早期白云石化有利于孔隙的保存，碳酸鹽巖-膏鹽巖體系微生物碳酸鹽沉積易于發(fā)育早期沉淀和交代兩類(lèi)低溫白云石，這是疊層石和凝塊石白云巖儲(chǔ)層主要發(fā)育于碳酸鹽巖-膏鹽巖沉積體系中的原因，受古氣候和沉積相帶控制。