柴達木盆地西部始新統湖相微生物巖沉積特征
——以西岔溝和梁東地區下干柴溝組為例

李 翔，王建功，李 飛，王玉林，伍坤宇，，李亞鋒，李顯明

（1.中國石油勘探開發研究院西北分院，蘭州 730020；2.中國石油集團油藏描述重點實驗室，蘭州 730020；3.西南石油大學地球科學與技術學院，成都 610500；4.中國石油青海油田分公司勘探開發研究院，甘肅敦煌 736200）

0 引言

微生物巖是研究地質歷史時期生命活動和環境變化的重要載體，也是油氣儲層勘探領域一個新的熱點方向。微生物巖是指由底棲微生物群落通過捕獲與黏結碎屑沉積物，以及與微生物新陳代謝活動相關的各類無機或有機誘導礦化作用在原地形成的碳酸鹽沉積物，經固結成巖作用后保存下來的生物沉積巖［1］。目前沉積學界對于海相微生物巖的研究成果豐富，在微生物巖類型、發育特征、沉積環境、水體性質示蹤等方面取得了一系列重要進展［2-4］，與之相比，國內外對湖相微生物巖的研究時間較晚，研究程度普遍不高［5］。湖相微生物巖的形成和發育具有特殊性，其規模可沿湖岸線方向形成數百米至上千米的連續建造，且影響湖相微生物巖發育的因素較多，包括構造、基底巖性、水化學和水文條件，以及風、湖流和生物發育等，其內在的形成過程既包括無機化學成因，也包括生物控制以及有機礦化過程等。形成微生物巖的湖水環境既包括淡水湖，也包括堿湖和鹽湖；種類既有疊層石、凝塊石以及兩者交替發育的復合類型，也存在大量微生物成因的球粒集合體，以及泉華和鈣華等。

國際上對微生物巖研究程度比較高的湖泊包括美國的大鹽湖和金字塔湖、土耳其的凡湖（Van Lake）等。國內新生代以來的湖相微生物巖最早報道于第四紀泥河灣盆地［6］，2000 年以后在柴達木盆地西部漸新世—中新世湖相地層中開始陸續被發現［7-11］。近年來，柴達木盆地西部湖相碳酸鹽巖油氣藏勘探獲得重大發現，油氣藏具有厚度大、產量高、橫向分布范圍廣、縱向油層數量多等特點，多口探井獲得日產千噸以上產量［12-13］。這些湖相碳酸鹽巖中有相當比例的微生物巖具有發育良好的儲、滲特性，既可作為儲集空間也可為油氣運移提供通道，是柴達木盆地新生代油氣勘探接替儲集巖類型之一。20世紀初，在柴達木盆地西部躍進二號構造中發現了優質生物礁含油儲層，構筑了躍西油田主要產油層系［7］。近幾年，以南翼山、風西、梁東等區域為代表的微生物巖新領域連續取得勘探突破，揭示了咸化湖泊微生物碳酸鹽巖的巨大勘探潛力。微生物巖產出層位包括下干柴溝組上段（E32）、上干柴溝組（N1）、下油砂山組（N21）、上油砂山組（N22），類型包括疊層石、凝塊石、紋理石、疊層石以及可能的微生物球粒集合體。由于微生物巖的組成、結構及分布規律在總體上控制著相關儲層類型的發育和展布特征，是微生物巖儲層形成的基礎［14-15］，因此對柴達木盆地新生代微生物巖類型、結構特征、發育規律和沉積環境的研究將對尋找潛在的微生物巖儲層具有指導意義。

盡管如此，柴達木盆地的整體勘探程度較低，微生物碳酸鹽巖在沉積相帶上的分布規律、展布模式以及微觀結構的發育特征等還不清楚，有待深入探討。雖然前人已有研究對柴達木盆地西部新近系湖相微生物巖的分布和發育情況做過介紹，但是大部分工作只是對湖相微生物巖的宏觀特征進行闡述，缺乏系統的中觀和微觀尺度下關于湖相微生物巖內部結構的精細研究。因此，筆者以柴達木盆地西部西岔溝和梁東地區為例，利用野外巖心、光片和薄片等資料從不同尺度分析微生物巖構成和特點，通過偏光顯微鏡、熒光顯微鏡、電子探針以及掃描電鏡等手段，揭示微生物巖發育的內部結構和可能的形成過程，構建柴西始新統湖湘微生物巖沉積模式，以期為柴達木盆地西部新生代湖相碳酸鹽儲層發育研究和油氣勘探提供參考。

1 地質概況

柴達木盆地是青藏高原上最大的山間盆地，面積為12.1 萬km2，平均海拔約2 800 m，其西北端受控于阿爾金山斷裂體系，南部為昆侖山—祁漫塔格構造帶控制的斷階格局［圖1（a）］。印支運動后柴達木盆地周圍山系抬升，盆地邊緣斷陷形成侏羅系與白堊系河流及湖泊含煤建造，喜山期時周圍山系進一步隆升，盆地由斷陷型向坳陷型轉化。至始新世—漸新世早期，柴達木地區發育沖積扇及河流沉積建造，局部發育湖相沉積［16-19］［圖1（b）］，巖石地層單元包括路樂河組（E1+2）與下干柴溝組下段（E31）［圖1（c）］。始新世中晚期至漸新世早期，柴達木盆地西部地區發育咸化湖泊—鹽湖沉積，為烴源巖與湖相碳酸鹽巖儲集層的主要發育期，包括下干柴溝組上段（E32）與上干柴溝組（N1）下部。漸新世中、晚期至中新世早期，柴達木盆地西部地區發育半咸水湖泊與扇三角洲沉積，巖石地層單元包括上干柴溝組（N1）上部與下油砂山組（N21）。中新世中—晚期，盆地沉積中心向東遷移，湖水全面咸化，西部地區發育河流相與局部鹽湖，河流沉積與石鹽等蒸發巖混積伴生，包括上油砂山組（N22）與獅子溝組（N23）。新近紀末期到第四紀早期，印度板塊向亞洲板塊強烈碰撞，盆地受到強烈水平擠壓，表面褶皺發育，形成現今構造格局。古近系以來，柴達木盆地西部沉積中心自西向東不斷遷移，根據連續階地的形成記錄，在英西—咸水泉深湖區域，其湖泊水位相對穩定，化學沉積的碳酸鹽生產效率更高。相反，柴西北梁東、柴西南尕斯、躍進以及西岔溝等地區始新統濱淺湖區發育疊層石、凝塊石、球粒等多種類型的微生物巖，縱向分布規模較小，這是由于較淺的湖水深度、較低幅度的湖平面變化以及部分同沉積斷層共同作用的結果。

圖1 柴達木盆地西部地區位置圖（a）、始新統下干柴溝組沉積相圖（b）和巖性地層綜合柱狀圖（c）Fig.1 Location of the western Qaidam Basin（a），sedimentary facies of Eocene Xiaganchaigou Formation（b）and stratigraphic column（c）

2 樣品來源及方法

對柴達木盆地沉積記錄中始新統下干柴溝組上段微生物巖野外（西岔溝地區）及鉆井（梁東地區）樣品進行了系統采集，共計巖心樣品40 余塊。本次研究利用偏光顯微鏡對微生物巖薄片進行巖石結構觀察，對典型的疊層石和凝塊石樣品磨制光面進行中觀尺度下結構觀察，采用FEI 掃描電子顯微鏡（Quanta 250，環境真空模式）對微生物巖內部微觀組構進行觀察，利用電子探針（SHINADZU EPMA-1720）對微生物巖組分進行背散射成像，對自生礦物主量元素進行分析，并利用激光共聚焦顯微鏡（Leica TCS SP5 Ⅱ）對微生物巖內不同組構進行高分辨率圖像分析。相關測試分析工作均在中國石油集團油藏描述重點實驗室完成。

3 湖湘微生物巖特征

本次研究主要關注柴西地區古近系始新統下干柴溝組上段微生物巖特征。下干柴溝組上段沉積在盆內深水區，既發育優質烴源巖，也是重要的儲集層，該段地層累計厚度最大為2 780 m，巖石類型包括碳酸鹽巖、鹽巖，以及泥巖、粉砂巖和砂礫巖等陸源碎屑巖，多為混積特征，純碳酸鹽巖少見。盆地淺水區發育大量微生物巖，常見微生物巖中混入石英、長石和黏土礦物等陸源碎屑組分，構成混合沉積。微生物巖的發育主要受水體化學性質和沉積環境的控制，主要分布于濱、淺湖以及深湖的水下隆起部位，包括西岔溝、梁東、躍西、干柴溝、尕斯、南翼山、大風山等地區［7-11］。儲集空間以格架孔、溶蝕孔、鑄模孔以及溶縫等為主。西岔溝地區微生物巖序列形成于淺湖高能環境，以砂礫巖為基底，上覆厚層穹窿狀凝塊石組合，常與生屑、球粒、鮞粒等碳酸鹽顆粒和少量陸源碎屑共生，頂部為薄層疊層石建造（圖2）。這套微生物巖橫向延展性較好，野外常可見延伸長度1～3 km。梁東地區微生物巖常發育于水體較深環境的隆起高部位，規模較小，陸源碎屑物質以粉砂—黏土級為主，幾乎不含鮞粒。躍西地區受控于阿拉爾、昆北以及Ⅺ號同沉積斷裂，表現為典型的斷階帶特征，發育疊層石、凝塊石等多種類型的微生物碳酸鹽巖，以層狀、丘狀、錐狀及塔柱狀等多類型疊層石為主［7-8］。

圖2 柴達木盆地西部始新統下干柴溝組上段野外露頭及鉆井巖心微生物巖照片（a）西岔溝野外露頭剖面，頂部為疊層石，下覆為凝塊巖；（b）西岔溝典型微生物巖沉積序列照片，自上而下依次為：微生物巖（疊層石+凝塊石）、顆粒灰巖（鮞粒、球粒）、泥灰巖以及砂礫巖；（c）為圖2（b）中黃色框放大圖，凝塊巖疊置于砂礫巖之上；（d）微生物巖，頂部為疊層石，中下部主體為凝塊石；（e）凝塊石，為圖2（d）的局部放大，凝塊結構，見大量格架孔隙；（f）躍灰105 井疊層石光片照片，3 025.5 m，頂部為疊層石、下部為凝塊石Fig.2 Photographs of microbialites from field outcrops and drilling cores of E32in western Qaidam Basin

3.1 疊層石

柴達木盆地西部古近系始新統下干柴溝組上段疊層石野外主要表現為近水平狀或緩波狀，厚度一般為30～50 cm，最大可達4 m，常發育于單個旋回的頂部，紋層細密且陸源碎屑含量較低，生物化石少見。鉆井揭示的疊層石規模相對較小，多為30～50 cm。從鉆井巖心縱向光面特征和單偏光薄片拼接的顯微照片來看，疊層石具有明暗相間的紋層狀結構，頂部具有間隔出現的脊狀突起或者分岔特征，表現為多個微型柱狀結構，另可見石膏透鏡體指示干旱、暴露環境；中部為凝塊石，小型凝塊結構發育，含大量陸源碎屑顆粒，呈現出疊層石與凝塊石相間出現的復合狀結構（圖3），這可能與沉積環境水體能量快速變化對微生物巖結構的影響有關［20］。疊層石中暗色層為有機質富集層，單層厚度一般不超過1 mm，熒光顯微鏡下具有強烈的發光特性。亮色層單層厚度為0.5～1.5 mm，低能環境下石英、長石等陸源碎屑顆粒含量較高，質量分數最高可達50%，高能環境下以亮晶膠結為主。此外，高能環境下亮色紋層中亦存在少量透鏡狀硬石膏，指示了一種強蒸發的淺水局限環境。在暗色層以及暗色層與亮色層之間可見大量串珠狀排列的灰白色球狀晶粒，粒徑為40～200 μm（圖4）。

圖3 柴達木盆地西部梁東2 井始新統下干柴溝組上段疊層石縱切薄片拼圖（4 484.75 m）Fig.3 Longitudinal thin section photo of stromatolites of E32in well Liangdong 2 in western Qaidam Basin

圖4 柴達木盆地西部梁東2 井始新統下干柴溝組上段疊層石縱切薄片單偏光與熒光照片（4 484.75 m）（a）疊層石明暗相間紋層狀結構，暗色層為富有機質；（b）疊層石明暗相間的紋層狀結構，見大量磨圓程度較高的球粒；（c）亮晶紋層中發育薄層石膏透鏡體，指示強烈蒸發環境；（d）對應圖4（a）熒光顯微照片，暗色紋層呈黃色熒光特征；（e）對應圖4（b）熒光顯微照片，暗色紋層呈褐黃色熒光特征，（f）對應圖4（c）熒光顯微鏡照片，暗色紋層弱熒光特征Fig.4 Polarized and fluorescentphotos oflongitudinalthinsection of stromatolites of E32in well Liangdong 2 inwestern Qaidam Basin

從圖3 可看出，柴達木盆地西部下干柴溝組上段始新統疊層石為典型的層狀自生微生物沉積物，根據其內部紋層可識別泥晶殼、亮晶殼與混合殼，其中亮晶殼為復雜成因（富Mg），泥晶殼為生物成因（富Ca），發育鈣化球狀構造，捕獲、黏結大量陸源碎屑。電子探針背散射、能譜和波譜分析結果顯示，亮色紋層主要為富含Mg 的碳酸鹽紋層（質量分數為16%），掃描電鏡放大后顯示為大量細晶白云石顆粒，以粒徑小于4 μm 的白云石占主導［圖5（a）］，可能為化學成因，另外可見大量球狀細晶白云石顆粒與胞外聚合物（EPS）共生，可能與微生物參與有關［圖5（b）］，部分富含有機質［圖5（c）］。背散射圖像和能譜分析顯示暗色紋層內部有大量的自生碳酸鹽礦物，主要為重晶石和天青石（圖6）。此外，暗色紋層中大量球狀顆粒為方解石，大部分具單晶結構，球狀方解石邊緣為暗色富含有機質的薄膜，少量為白云石交代球粒。這種顆粒被前人稱為球晶（spherulite），其成因目前還不十分清楚，推測為細菌誘導礦化形成的球狀結構經成巖作用改造形成［21-22］。

圖5 場發射掃描電鏡圖像及對應測試點能譜數據Fig.5 Field emission scanning electron microscope images and corresponding test point energy spectrum data

圖6 疊層石微觀結構電子探針背散射及能譜分析Fig.6 Backscattering and energy spectrum analysis diagram of stromatolite electron probe

3.2 凝塊石

柴達木盆地西部凝塊石大部分表現為高大的穹窿狀建造，少部分為柱狀結構的疊層石-凝塊石復合建造，內部富含有機質，凝塊結構在野外宏觀特征上較為明顯，鉆井巖心照片揭示其特征為暗色的泥晶碳酸鹽團塊聚合體，中觀尺度下表現為絲狀藍細菌纏繞結構，顏色深，形狀不規則；被包裹的組分顏色較淺，泥質以及陸源碎屑組分含量較高。偏光顯微鏡下，凝塊結構表現為大量的泥晶化黏結顆粒，隱晶質結構，有機質含量較高。水體能量較強的環境下凝塊結構中可見較多的球粒、鮞粒和生物碎屑（雙殼類和腹足類），以及石英和長石等細砂，水體能量較弱的環境下凝塊結構以黏結細粒陸源碎屑、少量重結晶的鮞粒為特征。

西岔溝地區凝塊石微觀特征揭示淺水高能環境，其內部黏結大量介形蟲化石、鮞粒以及陸源碎屑（圖7），也有部分凝塊之間主要為孔隙，未發生膠結，是優質的儲集空間。梁東地區凝塊石微觀特征揭示相對深水且高能環境，根據其構造特征，推測其為深水高部位隆起沉積環境，在水體能量較弱的情況下黏結的沉積物主要為粉砂—黏土級陸源碎屑，呈典型凝塊、黏結結構，凝塊結構間主要為陸源碎屑填充物，有機質含量較高（圖8）。凝塊結構外部見到2 期膠結物，一期膠結物為葉片狀環邊結構二期膠結物為粒狀結構少量黏結球粒、鮞粒及生屑邊界發育泥晶白云石，其內部為重結晶白云巖（參見圖3）。其包殼較薄，未見明顯多泥晶圈層和生物成因結構，區別于核形石。

圖7 柴達木盆地西部始新統下干柴溝組上段西岔溝露頭凝塊石薄片偏光顯微特征（a）凝塊石，黏結介形蟲化石、鮞粒及陸源碎屑；（b）凝塊石，黏結鮞粒、球粒以及陸源碎屑；（c）凝塊石，黏結大量陸源碎屑；（d）偏光顯微鏡照片，凝塊石，黏結陸源碎屑、球粒；（e）凝塊石，典型黏結結構；（f）為圖7（e）中黃色框放大圖，黏結陸源碎屑、球粒，見清晰單層生物成因包殼Fig.7 Microscopic characteristics of thin sections of thrombolites of Xichagou outcrops of E32in western Qaidam Basin

圖8 柴達木盆地西部梁東2 井始新統下干柴溝組上段凝塊石薄片及激光共聚焦照片（4 484.94 m）（a）凝塊結構，整體為典型黏結膿包狀特征；（b）凝塊結構，多個膿包狀結構聚合特征；（c）凝塊石，為圖8（b）中黃色框放大照片，泥晶化黏結顆粒，隱晶質結構，有機質含量較高；（d）凝塊結構，激光共聚焦照片，富有機質的黑色絲狀結構、細粒路遠碎屑域見重結晶球粒球粒共生；（e）微觀凝塊結構，為圖8（d）中紅色框放大圖，球粒外壁見清晰生物結構包殼，球粒內部被白云巖重結晶Fig.8 Core and thin sections of thrombolites of E32in well Liangdong 2 in western Qaidam Basin

3.3 微生物巖中其他碳酸鹽顆粒

柴達木盆地西部湖相微生物巖中可見多種碳酸鹽顆粒類型，包括骨骼顆粒和非骨骼顆粒。非骨骼顆粒包括微球粒、鮞粒、核形石等包殼顆粒，骨骼顆粒包括介形蟲、腹足等化石及化石碎片［23］。不同類型的微生物（生物）碳酸鹽顆粒對于湖相碳酸鹽巖形成的古環境及湖水性質具有指示作用，同時也可以反映湖相沉積旋回。顆粒類型及空間展布特征對于認識有效孔隙空間發育特點具有指示作用，能夠指導儲集空間評價和預測［24］。

3.3.1 球粒

本次研究中球粒較為常見，但是不同類型的球粒其成因可能不同［圖9（a）—（c）］。一類常見的球粒直徑為100～500 μm，整體為深灰色，少量具有微亮晶核心。這類顆粒還常常凝聚在一起構成集合狀，鏡下類似葡萄狀集合粒，以鈣質成分為主，與大量陸源碎屑伴生，其成因與微生物參與的黏結和捕獲作用存在一定關聯，其內部結構和礦物組分明顯區別于糞球粒。另一類為黑色，具有棱角狀—次圓狀外形，整體呈圓形或長條形，長度為0.2～2.0 mm，因其中常含有親陸源元素Al，Si 等，因而不能認為是純碳酸鹽球粒，推測該種類型球粒屬于黑色卵石（black pebbles）［25］，指示了濱湖環境下可能與風暴作用有關的一種內碎屑顆粒。球粒間發育大量粒間孔隙，是柴達木盆地西部微生物巖中重要的儲集空間類型之一。

另外可見大量由清晰的核心和厚層包殼構成的大小不一的泥晶化球粒，包殼不規則、不同心，外部為局部交疊的泥晶，泥晶化程度較高，部分核心為介屑。推測泥晶化球粒源于消亡了的微生物或由其引發的碳酸鹽巖沉淀作用。柴西南西岔溝露頭樣品中此類球粒粒徑為0.05～0.50 mm，與其他顆粒相比具有相對較厚的泥晶包殼，推測其形成既受到環境條件的控制，也受到生物因素的影響。

3.3.2 鮞粒

鮞粒主要發育于凝塊結構內部，或者獨立發育于凝塊石之下，形成薄層鮞粒巖，疊層石內鮞粒少見［圖9（d）—（f）］。鮞粒主要由陸源碎屑礦物核心和具放射狀結構的鈣質紋層共同構成，其中核心主要為次棱角狀—次圓狀石英顆粒，在單獨的鮞粒灘中存在較多的次圓—圓狀石英顆粒作為核心，其來源可能與陸源風成砂有關［26］。根據鮞粒紋層結構可進一步分為放射纖狀、泥晶狀和同心—放射狀3 種類型。鮞粒粒徑一般為0.25～0.5 mm，鏡下圓形—橢圓形占絕大多數，少量鮞粒形貌受核心陸源顆粒形狀的控制，不規則。具有放射纖狀紋層結構的鮞粒較為常見。鏡下觀察還發現有將近1/3 的鮞粒紋層發生溶解和重結晶，原生結構發生不同程度的破壞，推測與原始亞穩定文石礦物向方解石礦物轉化有關，但有部分鮞粒保存較好的放射狀紋層結構，推測該類紋層原生礦物可能為高鎂方解石，抗溶解能力強于文石質紋層［27］。因此，鮞粒原生礦物以文石質為主，還存在少量原生礦物為高鎂方解石的紋層，部分鮞粒具有雙礦物結構特征。

圖9 柴達木盆地西部始新統下干柴溝組上段西岔溝露頭碳酸鹽顆粒薄片微觀特征（a）球粒，與陸源碎屑顆粒共生；（b）球粒，與陸源碎屑顆粒共生；（c）球粒，與陸源碎屑顆粒共生；（d）鮞粒，多以陸源碎屑為核心的，主要為方解石膠結，紋層發生不同程度溶解；（e）鮞粒，具放射狀結構且部分紋層發生溶解；（f）薄皮鮞為主，鮞粒具放射狀結構且部分紋層發生溶解，核心主要為陸源碎屑礦物；（g）集合粒特征，主要為泥晶化鮞粒及球粒，生屑發育泥晶包殼；（h）集合粒特征，主要為泥晶化鮞粒和球粒；（i）泥晶化鮞粒和球粒，介殼生屑常見（紅色箭頭），泥晶化球粒及大量介屑發育Fig.9 Thin section microscopy of carbonate particles of Xichagou outcrops of E32in western Qaidam Basin

此外，還可見大量粒徑為0.1～0.25 mm 的棱狀—次圓狀石英顆粒被薄層放射纖狀或泥晶狀鈣質膠結，這與顆粒外膠結物特征在形貌上存在一定差別，但與鮞粒的核心和內部紋層結構存在相似性。因此，認定這種顆粒發育于一種碳酸鹽在過飽和水體環境下的產物，有相當一部分是鮞粒發育的早期階段。

3.3.3 生物碎屑

柴達木盆地西部下干柴溝組上段微生物巖中生物碎屑顆粒較為常見，主要為薄殼的介形蟲和腹足，殼體厚度一般不超過30 μm，常分布于凝塊結構之間，保存程度較好且膠結良好［圖9（g）—（i）］。另有大量的生物碎屑，呈破碎狀，主要與鮞粒和球粒共生，表面具有黑色泥晶套結構。這些文石質介形蟲和腹足類殼體常發生溶蝕，內部可被后期方解石充填，或者保留殘余孔洞，有一定的儲集性能。

4 沉積模式及勘探潛力

柴達木盆地西部始新統下干柴溝組微生物巖發育規模大，產出類型豐富，主要發育于古近系中期的最大湖泛期，這與深湖區泥灰巖中大量炭屑、疑源類有機質勃發的最大湖泛期證據［19］相吻合。在微生物巖的發育過程中，由于疊層石較凝塊石需要的水體能量更高，多個疊層石與凝塊石的交替發育指示了濱、淺湖環境不斷轉變。同時，由于湖相環境中存在較多的陸源碎屑供給，三角洲與湖泊沉積交替發育，發育大規模砂礫巖前積體，且發育風成砂，與泥晶碳酸鹽巖、微生物碳酸鹽巖及薄層顆粒灰巖側向相互切割、縱向疊置分布。由于湖平面升降及物源供給差異導致不同層序巖相組合差異分布，因而微生物巖內部可見間歇性發育的碎屑組分薄層。頂部疊層石中發育硬石膏透鏡體等侵蝕暴露標志，揭示了整體湖盆的迅速變淺。隨著陸源碎屑物質的大量輸入，碳酸鹽發育環境被破壞，已有穹窿狀微生物巖被泥巖或粉砂巖覆蓋，發育結束（圖10）。

圖10 柴達木盆地西部始新統下干柴溝組微生物巖沉積模式Fig.10 Sedimentary model of microbialites of E32in western Qaidam Basin

通過對柴達木盆地西部始新統湖相微生物巖從宏觀到微觀結構的精細解剖，發現其主要沉積環境以淺湖高能、深水低能隆起和低能斷階帶為主。

（1）淺湖高能環境。以西岔溝為代表的柴西南地區發育三角洲和咸化湖泊的交替分布，表現為淺湖高能環境，以砂礫巖為基底，上覆厚層凝塊石組合，常與生屑、球粒、鮞粒等碳酸鹽顆粒和少量陸源碎屑共生，頂部發育薄層疊層石。隨之發育大量的格架孔隙、鑄模孔和粒間孔隙，構筑了柴達木盆地西部微生物巖油氣藏最高效的儲集空間，也是油氣勘探的重點相帶。

（2）深水低能隆起。以梁東地區為代表的柴西北地區，微生物巖主要發育于水體較深環境的隆起高部位，規模較小，陸源碎屑物質以粉砂—黏土級細顆粒為主，幾乎不含鮞粒。水動能相對較弱，儲層改造溶蝕程度相對較低。

（3）低能斷階帶。以躍西、尕斯為代表的柴西南地區發育規模較大的微生物巖，以疊層石為主，厚度分布從幾十厘米到幾米，最大厚度可達10 m［7-10］，在柴西南躍西、尕斯地區廣泛發育的微生物巖受控于阿拉爾、昆北以及Ⅺ號等同沉積斷裂，形成典型斷階帶特征［28-29］，發育格架孔、溶蝕孔、鑄模孔以及溶縫等多類型儲集空間，鉆井揭示具有良好的油氣資源潛力。

5 結論

（1）柴達木盆地西部始新統微生物巖類型包括凝塊石、疊層石以及兩者的交替發育的復合類型。湖相微生物巖橫向延展性強，可達數千米。

（2）柴達木盆地西部始新統湖相微生物巖形成于快速湖侵階段，整體發育于砂礫巖、粉砂巖等硬質底上，凝塊石與疊層石交替發育指示了沉積環境出現了波動，晚期湖盆萎縮微生物巖消亡。

（3）柴達木盆地西部始新統湖湘微生物巖中碳酸鹽顆粒類型多樣，可見大量的鮞粒、球粒、集合粒等，其中球粒成因復雜多樣，既包括純碳酸鹽的糞球粒，具暗色包膜的亮晶球粒，以及受濱、淺湖風暴作用影響的內碎屑球狀結構，并與大量磨圓較好的陸源碎屑和介屑共生。

（4）柴達木盆地西部始新統湖相微生物巖沉積環境以淺湖高能濱岸、深水低能隆起以及低能斷階帶為主，淺湖高能環境和斷階帶發育優質微生物巖儲層。