柴达木盆地西部始新统湖相微生物岩沉积特征<br/>——以西岔沟和梁东地区下干柴沟组为例

柴达木盆地西部始新统湖相微生物岩沉积特征
——以西岔沟和梁东地区下干柴沟组为例

2021-06-06王建功王玉林伍坤宇李亚锋李显明

岩性油气藏 2021年3期

李翔，王建功，李飞，王玉林，伍坤宇，，李亚锋，李显明

（1.中国石油勘探开发研究院西北分院，兰州 730020；2.中国石油集团油藏描述重点实验室，兰州 730020；3.西南石油大学地球科学与技术学院，成都 610500；4.中国石油青海油田分公司勘探开发研究院，甘肃敦煌 736200）

0 引言

微生物岩是研究地质历史时期生命活动和环境变化的重要载体，也是油气储层勘探领域一个新的热点方向。微生物岩是指由底栖微生物群落通过捕获与黏结碎屑沉积物，以及与微生物新陈代谢活动相关的各类无机或有机诱导矿化作用在原地形成的碳酸盐沉积物，经固结成岩作用后保存下来的生物沉积岩［1］。目前沉积学界对于海相微生物岩的研究成果丰富，在微生物岩类型、发育特征、沉积环境、水体性质示踪等方面取得了一系列重要进展［2-4］，与之相比，国内外对湖相微生物岩的研究时间较晚，研究程度普遍不高［5］。湖相微生物岩的形成和发育具有特殊性，其规模可沿湖岸线方向形成数百米至上千米的连续建造，且影响湖相微生物岩发育的因素较多，包括构造、基底岩性、水化学和水文条件，以及风、湖流和生物发育等，其内在的形成过程既包括无机化学成因，也包括生物控制以及有机矿化过程等。形成微生物岩的湖水环境既包括淡水湖，也包括碱湖和盐湖；种类既有叠层石、凝块石以及两者交替发育的复合类型，也存在大量微生物成因的球粒集合体，以及泉华和钙华等。

国际上对微生物岩研究程度比较高的湖泊包括美国的大盐湖和金字塔湖、土耳其的凡湖（Van Lake）等。国内新生代以来的湖相微生物岩最早报道于第四纪泥河湾盆地［6］，2000 年以后在柴达木盆地西部渐新世—中新世湖相地层中开始陆续被发现［7-11］。近年来，柴达木盆地西部湖相碳酸盐岩油气藏勘探获得重大发现，油气藏具有厚度大、产量高、横向分布范围广、纵向油层数量多等特点，多口探井获得日产千吨以上产量［12-13］。这些湖相碳酸盐岩中有相当比例的微生物岩具有发育良好的储、渗特性，既可作为储集空间也可为油气运移提供通道，是柴达木盆地新生代油气勘探接替储集岩类型之一。20世纪初，在柴达木盆地西部跃进二号构造中发现了优质生物礁含油储层，构筑了跃西油田主要产油层系［7］。近几年，以南翼山、风西、梁东等区域为代表的微生物岩新领域连续取得勘探突破，揭示了咸化湖泊微生物碳酸盐岩的巨大勘探潜力。微生物岩产出层位包括下干柴沟组上段（E32）、上干柴沟组（N1）、下油砂山组（N21）、上油砂山组（N22），类型包括叠层石、凝块石、纹理石、叠层石以及可能的微生物球粒集合体。由于微生物岩的组成、结构及分布规律在总体上控制着相关储层类型的发育和展布特征，是微生物岩储层形成的基础［14-15］，因此对柴达木盆地新生代微生物岩类型、结构特征、发育规律和沉积环境的研究将对寻找潜在的微生物岩储层具有指导意义。

尽管如此，柴达木盆地的整体勘探程度较低，微生物碳酸盐岩在沉积相带上的分布规律、展布模式以及微观结构的发育特征等还不清楚，有待深入探讨。虽然前人已有研究对柴达木盆地西部新近系湖相微生物岩的分布和发育情况做过介绍，但是大部分工作只是对湖相微生物岩的宏观特征进行阐述，缺乏系统的中观和微观尺度下关于湖相微生物岩内部结构的精细研究。因此，笔者以柴达木盆地西部西岔沟和梁东地区为例，利用野外岩心、光片和薄片等资料从不同尺度分析微生物岩构成和特点，通过偏光显微镜、荧光显微镜、电子探针以及扫描电镜等手段，揭示微生物岩发育的内部结构和可能的形成过程，构建柴西始新统湖湘微生物岩沉积模式，以期为柴达木盆地西部新生代湖相碳酸盐储层发育研究和油气勘探提供参考。

1 地质概况

柴达木盆地是青藏高原上最大的山间盆地，面积为12.1 万km2，平均海拔约2 800 m，其西北端受控于阿尔金山断裂体系，南部为昆仑山—祁漫塔格构造带控制的断阶格局［图1（a）］。印支运动后柴达木盆地周围山系抬升，盆地边缘断陷形成侏罗系与白垩系河流及湖泊含煤建造，喜山期时周围山系进一步隆升，盆地由断陷型向坳陷型转化。至始新世—渐新世早期，柴达木地区发育冲积扇及河流沉积建造，局部发育湖相沉积［16-19］［图1（b）］，岩石地层单元包括路乐河组（E1+2）与下干柴沟组下段（E31）［图1（c）］。始新世中晚期至渐新世早期，柴达木盆地西部地区发育咸化湖泊—盐湖沉积，为烃源岩与湖相碳酸盐岩储集层的主要发育期，包括下干柴沟组上段（E32）与上干柴沟组（N1）下部。渐新世中、晚期至中新世早期，柴达木盆地西部地区发育半咸水湖泊与扇三角洲沉积，岩石地层单元包括上干柴沟组（N1）上部与下油砂山组（N21）。中新世中—晚期，盆地沉积中心向东迁移，湖水全面咸化，西部地区发育河流相与局部盐湖，河流沉积与石盐等蒸发岩混积伴生，包括上油砂山组（N22）与狮子沟组（N23）。新近纪末期到第四纪早期，印度板块向亚洲板块强烈碰撞，盆地受到强烈水平挤压，表面褶皱发育，形成现今构造格局。古近系以来，柴达木盆地西部沉积中心自西向东不断迁移，根据连续阶地的形成记录，在英西—咸水泉深湖区域，其湖泊水位相对稳定，化学沉积的碳酸盐生产效率更高。相反，柴西北梁东、柴西南尕斯、跃进以及西岔沟等地区始新统滨浅湖区发育叠层石、凝块石、球粒等多种类型的微生物岩，纵向分布规模较小，这是由于较浅的湖水深度、较低幅度的湖平面变化以及部分同沉积断层共同作用的结果。

图1 柴达木盆地西部地区位置图（a）、始新统下干柴沟组沉积相图（b）和岩性地层综合柱状图（c）Fig.1 Location of the western Qaidam Basin（a），sedimentary facies of Eocene Xiaganchaigou Formation（b）and stratigraphic column（c）

2 样品来源及方法

对柴达木盆地沉积记录中始新统下干柴沟组上段微生物岩野外（西岔沟地区）及钻井（梁东地区）样品进行了系统采集，共计岩心样品40 余块。本次研究利用偏光显微镜对微生物岩薄片进行岩石结构观察，对典型的叠层石和凝块石样品磨制光面进行中观尺度下结构观察，采用FEI 扫描电子显微镜（Quanta 250，环境真空模式）对微生物岩内部微观组构进行观察，利用电子探针（SHINADZU EPMA-1720）对微生物岩组分进行背散射成像，对自生矿物主量元素进行分析，并利用激光共聚焦显微镜（Leica TCS SP5 Ⅱ）对微生物岩内不同组构进行高分辨率图像分析。相关测试分析工作均在中国石油集团油藏描述重点实验室完成。

3 湖湘微生物岩特征

本次研究主要关注柴西地区古近系始新统下干柴沟组上段微生物岩特征。下干柴沟组上段沉积在盆内深水区，既发育优质烃源岩，也是重要的储集层，该段地层累计厚度最大为2 780 m，岩石类型包括碳酸盐岩、盐岩，以及泥岩、粉砂岩和砂砾岩等陆源碎屑岩，多为混积特征，纯碳酸盐岩少见。盆地浅水区发育大量微生物岩，常见微生物岩中混入石英、长石和黏土矿物等陆源碎屑组分，构成混合沉积。微生物岩的发育主要受水体化学性质和沉积环境的控制，主要分布于滨、浅湖以及深湖的水下隆起部位，包括西岔沟、梁东、跃西、干柴沟、尕斯、南翼山、大风山等地区［7-11］。储集空间以格架孔、溶蚀孔、铸模孔以及溶缝等为主。西岔沟地区微生物岩序列形成于浅湖高能环境，以砂砾岩为基底，上覆厚层穹窿状凝块石组合，常与生屑、球粒、鲕粒等碳酸盐颗粒和少量陆源碎屑共生，顶部为薄层叠层石建造（图2）。这套微生物岩横向延展性较好，野外常可见延伸长度1～3 km。梁东地区微生物岩常发育于水体较深环境的隆起高部位，规模较小，陆源碎屑物质以粉砂—黏土级为主，几乎不含鲕粒。跃西地区受控于阿拉尔、昆北以及Ⅺ号同沉积断裂，表现为典型的断阶带特征，发育叠层石、凝块石等多种类型的微生物碳酸盐岩，以层状、丘状、锥状及塔柱状等多类型叠层石为主［7-8］。

图2 柴达木盆地西部始新统下干柴沟组上段野外露头及钻井岩心微生物岩照片（a）西岔沟野外露头剖面，顶部为叠层石，下覆为凝块岩；（b）西岔沟典型微生物岩沉积序列照片，自上而下依次为：微生物岩（叠层石+凝块石）、颗粒灰岩（鲕粒、球粒）、泥灰岩以及砂砾岩；（c）为图2（b）中黄色框放大图，凝块岩叠置于砂砾岩之上；（d）微生物岩，顶部为叠层石，中下部主体为凝块石；（e）凝块石，为图2（d）的局部放大，凝块结构，见大量格架孔隙；（f）跃灰105 井叠层石光片照片，3 025.5 m，顶部为叠层石、下部为凝块石Fig.2 Photographs of microbialites from field outcrops and drilling cores of E32in western Qaidam Basin

3.1 叠层石

柴达木盆地西部古近系始新统下干柴沟组上段叠层石野外主要表现为近水平状或缓波状，厚度一般为30～50 cm，最大可达4 m，常发育于单个旋回的顶部，纹层细密且陆源碎屑含量较低，生物化石少见。钻井揭示的叠层石规模相对较小，多为30～50 cm。从钻井岩心纵向光面特征和单偏光薄片拼接的显微照片来看，叠层石具有明暗相间的纹层状结构，顶部具有间隔出现的脊状突起或者分岔特征，表现为多个微型柱状结构，另可见石膏透镜体指示干旱、暴露环境；中部为凝块石，小型凝块结构发育，含大量陆源碎屑颗粒，呈现出叠层石与凝块石相间出现的复合状结构（图3），这可能与沉积环境水体能量快速变化对微生物岩结构的影响有关［20］。叠层石中暗色层为有机质富集层，单层厚度一般不超过1 mm，荧光显微镜下具有强烈的发光特性。亮色层单层厚度为0.5～1.5 mm，低能环境下石英、长石等陆源碎屑颗粒含量较高，质量分数最高可达50%，高能环境下以亮晶胶结为主。此外，高能环境下亮色纹层中亦存在少量透镜状硬石膏，指示了一种强蒸发的浅水局限环境。在暗色层以及暗色层与亮色层之间可见大量串珠状排列的灰白色球状晶粒，粒径为40～200 μm（图4）。

图3 柴达木盆地西部梁东2 井始新统下干柴沟组上段叠层石纵切薄片拼图（4 484.75 m）Fig.3 Longitudinal thin section photo of stromatolites of E32in well Liangdong 2 in western Qaidam Basin

图4 柴达木盆地西部梁东2 井始新统下干柴沟组上段叠层石纵切薄片单偏光与荧光照片（4 484.75 m）（a）叠层石明暗相间纹层状结构，暗色层为富有机质；（b）叠层石明暗相间的纹层状结构，见大量磨圆程度较高的球粒；（c）亮晶纹层中发育薄层石膏透镜体，指示强烈蒸发环境；（d）对应图4（a）荧光显微照片，暗色纹层呈黄色荧光特征；（e）对应图4（b）荧光显微照片，暗色纹层呈褐黄色荧光特征，（f）对应图4（c）荧光显微镜照片，暗色纹层弱荧光特征Fig.4 Polarized and fluorescentphotos oflongitudinalthinsection of stromatolites of E32in well Liangdong 2 inwestern Qaidam Basin

从图3 可看出，柴达木盆地西部下干柴沟组上段始新统叠层石为典型的层状自生微生物沉积物，根据其内部纹层可识别泥晶壳、亮晶壳与混合壳，其中亮晶壳为复杂成因（富Mg），泥晶壳为生物成因（富Ca），发育钙化球状构造，捕获、黏结大量陆源碎屑。电子探针背散射、能谱和波谱分析结果显示，亮色纹层主要为富含Mg 的碳酸盐纹层（质量分数为16%），扫描电镜放大后显示为大量细晶白云石颗粒，以粒径小于4 μm 的白云石占主导［图5（a）］，可能为化学成因，另外可见大量球状细晶白云石颗粒与胞外聚合物（EPS）共生，可能与微生物参与有关［图5（b）］，部分富含有机质［图5（c）］。背散射图像和能谱分析显示暗色纹层内部有大量的自生碳酸盐矿物，主要为重晶石和天青石（图6）。此外，暗色纹层中大量球状颗粒为方解石，大部分具单晶结构，球状方解石边缘为暗色富含有机质的薄膜，少量为白云石交代球粒。这种颗粒被前人称为球晶（spherulite），其成因目前还不十分清楚，推测为细菌诱导矿化形成的球状结构经成岩作用改造形成［21-22］。

图5 场发射扫描电镜图像及对应测试点能谱数据Fig.5 Field emission scanning electron microscope images and corresponding test point energy spectrum data

图6 叠层石微观结构电子探针背散射及能谱分析Fig.6 Backscattering and energy spectrum analysis diagram of stromatolite electron probe

3.2 凝块石

柴达木盆地西部凝块石大部分表现为高大的穹窿状建造，少部分为柱状结构的叠层石-凝块石复合建造，内部富含有机质，凝块结构在野外宏观特征上较为明显，钻井岩心照片揭示其特征为暗色的泥晶碳酸盐团块聚合体，中观尺度下表现为丝状蓝细菌缠绕结构，颜色深，形状不规则；被包裹的组分颜色较浅，泥质以及陆源碎屑组分含量较高。偏光显微镜下，凝块结构表现为大量的泥晶化黏结颗粒，隐晶质结构，有机质含量较高。水体能量较强的环境下凝块结构中可见较多的球粒、鲕粒和生物碎屑（双壳类和腹足类），以及石英和长石等细砂，水体能量较弱的环境下凝块结构以黏结细粒陆源碎屑、少量重结晶的鲕粒为特征。

西岔沟地区凝块石微观特征揭示浅水高能环境，其内部黏结大量介形虫化石、鲕粒以及陆源碎屑（图7），也有部分凝块之间主要为孔隙，未发生胶结，是优质的储集空间。梁东地区凝块石微观特征揭示相对深水且高能环境，根据其构造特征，推测其为深水高部位隆起沉积环境，在水体能量较弱的情况下黏结的沉积物主要为粉砂—黏土级陆源碎屑，呈典型凝块、黏结结构，凝块结构间主要为陆源碎屑填充物，有机质含量较高（图8）。凝块结构外部见到2 期胶结物，一期胶结物为叶片状环边结构二期胶结物为粒状结构少量黏结球粒、鲕粒及生屑边界发育泥晶白云石，其内部为重结晶白云岩（参见图3）。其包壳较薄，未见明显多泥晶圈层和生物成因结构，区别于核形石。

图7 柴达木盆地西部始新统下干柴沟组上段西岔沟露头凝块石薄片偏光显微特征（a）凝块石，黏结介形虫化石、鲕粒及陆源碎屑；（b）凝块石，黏结鲕粒、球粒以及陆源碎屑；（c）凝块石，黏结大量陆源碎屑；（d）偏光显微镜照片，凝块石，黏结陆源碎屑、球粒；（e）凝块石，典型黏结结构；（f）为图7（e）中黄色框放大图，黏结陆源碎屑、球粒，见清晰单层生物成因包壳Fig.7 Microscopic characteristics of thin sections of thrombolites of Xichagou outcrops of E32in western Qaidam Basin

图8 柴达木盆地西部梁东2 井始新统下干柴沟组上段凝块石薄片及激光共聚焦照片（4 484.94 m）（a）凝块结构，整体为典型黏结脓包状特征；（b）凝块结构，多个脓包状结构聚合特征；（c）凝块石，为图8（b）中黄色框放大照片，泥晶化黏结颗粒，隐晶质结构，有机质含量较高；（d）凝块结构，激光共聚焦照片，富有机质的黑色丝状结构、细粒路远碎屑域见重结晶球粒球粒共生；（e）微观凝块结构，为图8（d）中红色框放大图，球粒外壁见清晰生物结构包壳，球粒内部被白云岩重结晶Fig.8 Core and thin sections of thrombolites of E32in well Liangdong 2 in western Qaidam Basin

3.3 微生物岩中其他碳酸盐颗粒

柴达木盆地西部湖相微生物岩中可见多种碳酸盐颗粒类型，包括骨骼颗粒和非骨骼颗粒。非骨骼颗粒包括微球粒、鲕粒、核形石等包壳颗粒，骨骼颗粒包括介形虫、腹足等化石及化石碎片［23］。不同类型的微生物（生物）碳酸盐颗粒对于湖相碳酸盐岩形成的古环境及湖水性质具有指示作用，同时也可以反映湖相沉积旋回。颗粒类型及空间展布特征对于认识有效孔隙空间发育特点具有指示作用，能够指导储集空间评价和预测［24］。

3.3.1 球粒

本次研究中球粒较为常见，但是不同类型的球粒其成因可能不同［图9（a）—（c）］。一类常见的球粒直径为100～500 μm，整体为深灰色，少量具有微亮晶核心。这类颗粒还常常凝聚在一起构成集合状，镜下类似葡萄状集合粒，以钙质成分为主，与大量陆源碎屑伴生，其成因与微生物参与的黏结和捕获作用存在一定关联，其内部结构和矿物组分明显区别于粪球粒。另一类为黑色，具有棱角状—次圆状外形，整体呈圆形或长条形，长度为0.2～2.0 mm，因其中常含有亲陆源元素Al，Si 等，因而不能认为是纯碳酸盐球粒，推测该种类型球粒属于黑色卵石（black pebbles）［25］，指示了滨湖环境下可能与风暴作用有关的一种内碎屑颗粒。球粒间发育大量粒间孔隙，是柴达木盆地西部微生物岩中重要的储集空间类型之一。

另外可见大量由清晰的核心和厚层包壳构成的大小不一的泥晶化球粒，包壳不规则、不同心，外部为局部交叠的泥晶，泥晶化程度较高，部分核心为介屑。推测泥晶化球粒源于消亡了的微生物或由其引发的碳酸盐岩沉淀作用。柴西南西岔沟露头样品中此类球粒粒径为0.05～0.50 mm，与其他颗粒相比具有相对较厚的泥晶包壳，推测其形成既受到环境条件的控制，也受到生物因素的影响。

3.3.2 鲕粒

鲕粒主要发育于凝块结构内部，或者独立发育于凝块石之下，形成薄层鲕粒岩，叠层石内鲕粒少见［图9（d）—（f）］。鲕粒主要由陆源碎屑矿物核心和具放射状结构的钙质纹层共同构成，其中核心主要为次棱角状—次圆状石英颗粒，在单独的鲕粒滩中存在较多的次圆—圆状石英颗粒作为核心，其来源可能与陆源风成砂有关［26］。根据鲕粒纹层结构可进一步分为放射纤状、泥晶状和同心—放射状3 种类型。鲕粒粒径一般为0.25～0.5 mm，镜下圆形—椭圆形占绝大多数，少量鲕粒形貌受核心陆源颗粒形状的控制，不规则。具有放射纤状纹层结构的鲕粒较为常见。镜下观察还发现有将近1/3 的鲕粒纹层发生溶解和重结晶，原生结构发生不同程度的破坏，推测与原始亚稳定文石矿物向方解石矿物转化有关，但有部分鲕粒保存较好的放射状纹层结构，推测该类纹层原生矿物可能为高镁方解石，抗溶解能力强于文石质纹层［27］。因此，鲕粒原生矿物以文石质为主，还存在少量原生矿物为高镁方解石的纹层，部分鲕粒具有双矿物结构特征。

图9 柴达木盆地西部始新统下干柴沟组上段西岔沟露头碳酸盐颗粒薄片微观特征（a）球粒，与陆源碎屑颗粒共生；（b）球粒，与陆源碎屑颗粒共生；（c）球粒，与陆源碎屑颗粒共生；（d）鲕粒，多以陆源碎屑为核心的，主要为方解石胶结，纹层发生不同程度溶解；（e）鲕粒，具放射状结构且部分纹层发生溶解；（f）薄皮鲕为主，鲕粒具放射状结构且部分纹层发生溶解，核心主要为陆源碎屑矿物；（g）集合粒特征，主要为泥晶化鲕粒及球粒，生屑发育泥晶包壳；（h）集合粒特征，主要为泥晶化鲕粒和球粒；（i）泥晶化鲕粒和球粒，介壳生屑常见（红色箭头），泥晶化球粒及大量介屑发育Fig.9 Thin section microscopy of carbonate particles of Xichagou outcrops of E32in western Qaidam Basin

此外，还可见大量粒径为0.1～0.25 mm 的棱状—次圆状石英颗粒被薄层放射纤状或泥晶状钙质胶结，这与颗粒外胶结物特征在形貌上存在一定差别，但与鲕粒的核心和内部纹层结构存在相似性。因此，认定这种颗粒发育于一种碳酸盐在过饱和水体环境下的产物，有相当一部分是鲕粒发育的早期阶段。

3.3.3 生物碎屑

柴达木盆地西部下干柴沟组上段微生物岩中生物碎屑颗粒较为常见，主要为薄壳的介形虫和腹足，壳体厚度一般不超过30 μm，常分布于凝块结构之间，保存程度较好且胶结良好［图9（g）—（i）］。另有大量的生物碎屑，呈破碎状，主要与鲕粒和球粒共生，表面具有黑色泥晶套结构。这些文石质介形虫和腹足类壳体常发生溶蚀，内部可被后期方解石充填，或者保留残余孔洞，有一定的储集性能。

4 沉积模式及勘探潜力

柴达木盆地西部始新统下干柴沟组微生物岩发育规模大，产出类型丰富，主要发育于古近系中期的最大湖泛期，这与深湖区泥灰岩中大量炭屑、疑源类有机质勃发的最大湖泛期证据［19］相吻合。在微生物岩的发育过程中，由于叠层石较凝块石需要的水体能量更高，多个叠层石与凝块石的交替发育指示了滨、浅湖环境不断转变。同时，由于湖相环境中存在较多的陆源碎屑供给，三角洲与湖泊沉积交替发育，发育大规模砂砾岩前积体，且发育风成砂，与泥晶碳酸盐岩、微生物碳酸盐岩及薄层颗粒灰岩侧向相互切割、纵向叠置分布。由于湖平面升降及物源供给差异导致不同层序岩相组合差异分布，因而微生物岩内部可见间歇性发育的碎屑组分薄层。顶部叠层石中发育硬石膏透镜体等侵蚀暴露标志，揭示了整体湖盆的迅速变浅。随着陆源碎屑物质的大量输入，碳酸盐发育环境被破坏，已有穹窿状微生物岩被泥岩或粉砂岩覆盖，发育结束（图10）。

图10 柴达木盆地西部始新统下干柴沟组微生物岩沉积模式Fig.10 Sedimentary model of microbialites of E32in western Qaidam Basin

通过对柴达木盆地西部始新统湖相微生物岩从宏观到微观结构的精细解剖，发现其主要沉积环境以浅湖高能、深水低能隆起和低能断阶带为主。

（1）浅湖高能环境。以西岔沟为代表的柴西南地区发育三角洲和咸化湖泊的交替分布，表现为浅湖高能环境，以砂砾岩为基底，上覆厚层凝块石组合，常与生屑、球粒、鲕粒等碳酸盐颗粒和少量陆源碎屑共生，顶部发育薄层叠层石。随之发育大量的格架孔隙、铸模孔和粒间孔隙，构筑了柴达木盆地西部微生物岩油气藏最高效的储集空间，也是油气勘探的重点相带。

（2）深水低能隆起。以梁东地区为代表的柴西北地区，微生物岩主要发育于水体较深环境的隆起高部位，规模较小，陆源碎屑物质以粉砂—黏土级细颗粒为主，几乎不含鲕粒。水动能相对较弱，储层改造溶蚀程度相对较低。

（3）低能断阶带。以跃西、尕斯为代表的柴西南地区发育规模较大的微生物岩，以叠层石为主，厚度分布从几十厘米到几米，最大厚度可达10 m［7-10］，在柴西南跃西、尕斯地区广泛发育的微生物岩受控于阿拉尔、昆北以及Ⅺ号等同沉积断裂，形成典型断阶带特征［28-29］，发育格架孔、溶蚀孔、铸模孔以及溶缝等多类型储集空间，钻井揭示具有良好的油气资源潜力。