湖相碳酸盐岩广泛发育于陆相湖盆之中,如渤海湾盆地、柴达木盆地、苏北盆地、鄂尔多斯盆地、海拉尔盆地、坎波斯盆地和桑托斯盆地等均有发育,是目前国内外研究的热点^[1-4]。东营凹陷湖相碳酸盐岩广泛发育,在过去的几十年里,前人对其空间展布、主控因素及宏观沉积模式进行了大量研究^[5-13],纵向上主要分布于沙四上亚段和沙一段,平面上主要分布于缓坡及水下隆起带滨浅湖环境,形成和演化主要受控于古气候、古构造、古地貌、陆源碎屑注入、古物源、古水深及古水介质条件等因素,并建立了湖相碳酸盐岩综合模式^[7]、断陷湖盆碳酸盐岩沉积模式^[8],“五古”控制模式^[9],地貌—层序主控模式^[10],地貌主控模式^[12],半孤立碳酸盐台地沉积模式^[13]等丰富了湖相碳酸盐岩沉积理论。

然而,湖相碳酸盐岩成因复杂多变^[14-16],对于东营凹陷西部平方王地区沙四上亚段大量发育的“礁灰岩”^[5-7,11,17],前人观点主要受海相生物礁或台地相模式的影响,偏模式化^[5,11]。与海相碳酸盐岩相比^[18],湖相碳酸盐岩生物礁较为少见,规模小,以点状发育的礁体为主^[19-21],海相生物礁模式在湖盆中的适用性尚存争议。近年来发展的湖泊沉积动力学理论认为古风场对湖泊沉积体系具有重要影响,如碎屑岩滩坝、碳酸盐岩滩坝等^[13,22-24]。实际上,风对碳酸盐岩沉积展布亦具有重要作用^[25-26]。前人在研究湖相碳酸盐岩沉积主控因素及成因模式时,较少关注风场、风动力等因素,尚存在一定不足。

本文以东营凹陷西部平方王地区沙四上亚段为研究对象,综合利用钻井岩心、薄片等资料,研究湖相碳酸盐岩岩石类型、岩相组合、沉积微相及时空展布特征,探讨影响湖相碳酸盐岩沉积体系形成和展布的主控因素,从而完善陆相湖盆碳酸盐岩主控因素及沉积模式。

东营凹陷是渤海湾盆地济阳坳陷内新生代典型的陆相断陷湖盆,构造上由博兴、牛庄、利津、民丰等多个洼陷组成（图1a）,自下而上依次发育古近系孔店组、沙河街组、东营组,新近系馆陶组、明化镇组。沙四上亚段至沙三中亚段时期,东营凹陷处于断陷—扩张阶段,湖盆大幅度沉降,湖盆面积与水体深度达到最大^[28]。平方王地区位于东营凹陷西部,该区北邻滨县利津—林樊家断陷构造带（图1b）,东临利津洼陷,南靠博兴洼陷,西邻里则镇洼陷,为一个三面临洼一面靠陆的构造高地。

图  1  东营凹陷西部构造地质及区域地层特征

Figure 1.  Structural geology and regional stratigraphy of the western Dongying Depression

沙四上亚段沉积时期,东营凹陷处于东亚季风气候区,气候由冷干向暖湿转变,湖盆水体为咸化—半咸化环境^[29-30],湖相碳酸盐岩在湖盆中广泛分布。研究区湖相碳酸盐岩主要为深灰色、灰褐色薄层灰岩、泥质灰岩互层、生物灰岩、粒屑灰岩和白云岩,含枝管藻礁灰岩或白云岩（图1c）。沙四上亚段与上覆地层沙三段和下伏地层沙四下亚段之间均为平行不整合接触,前人将其划分为一个三级层序,从下到上为低位体系域（LST）、湖侵体系域（TST）、高位体系域（HST）。湖相碳酸盐岩主要发育于高位体系域,垂向上分为H-1和H-2两个准层序组^[27]。

根据岩心、薄片观察,在研究区识别出8种碳酸盐岩类型,主要包括藻格架白云岩、黏结白云岩、颗粒灰/云岩、泥晶颗粒灰岩、颗粒泥晶灰岩、泥晶灰岩、砾屑灰岩和混积岩。

岩心一般以破碎状产出,块状无层理,垂向上厚度一般不大,常与颗粒灰/云岩伴生产出（如b182井,b246井）。薄片中枝管藻多呈管束状产出,直径一般介于30~60 μm,可见细管束状（纵切面）、椭圆状（斜切面）、圆环状（横切面）结构（图2a,b）。管壁主要为泥晶白云石,后期被亮晶方解石充填,构成岩石骨架。骨架中可见大量的生物碎屑、砂屑等颗粒,颗粒通常具有较好的分选和磨圆性。

图  2  东营凹陷西部沙四上亚段湖相碳酸盐岩薄片及岩心特征

Figure 2.  Characteristics of thin sections and cores from the Es₄^s lacustrine carbonates in the western Dongying Depression

黏结白云岩在层位上与藻格架白云岩接近,岩心上一般呈黄色土块状,内部疙瘩状、团块状,不显层理,垂向上与颗粒灰岩、颗粒泥晶灰岩互层（如b76井,b182井）,厚度较小。薄片中常见不规则块状、云朵状凝块（图2c）,偶见常黏结藻屑、生屑、砂屑等颗粒,无明显生物格架。研究区黏结白云岩主要以两种形式存在,一种是叠层构造明显的叠层石黏结白云岩,常与生屑白云岩夹层产出；另一种为不具明显纹层、内部杂乱的凝块石黏结白云岩,相对较少见。

通常呈灰白色,垂向上厚度很薄,多发育在枝管藻或黏结岩附近,或者单独以薄夹层形式产出于颗粒泥晶灰岩中。主要为灰岩,一般与泥晶颗粒灰岩交互产出,少数为全部云化的白云岩,一般与枝管藻白云岩或黏结白云岩密切共生。颗粒磨圆多为圆—次圆状,分选性一般—较好,颗粒间点—线接触,粒间几乎不含灰泥填隙物（图2d）。根据镜下观察的颗粒类型,研究区主要发育亮晶砂屑灰/云岩、亮晶鲕粒灰岩及由砂屑、鲕粒、生屑复合而成的复合颗粒灰岩,在研究区分布广泛。

岩心一般为黄白色,块状,层理构造不明显,与颗粒灰岩和颗粒泥晶灰岩共生（b77井）。通常分选和磨圆一般,泥晶含量较高,颗粒含量大于50%,主要为砂屑、生物碎屑及少量细砾级内碎屑。根据颗粒类型不同,可分为泥晶生屑灰岩和泥晶砂屑灰岩。泥晶生屑灰岩的生屑类型主要为腹足类及介形类,泥晶砂屑灰岩中砂屑呈颗粒支撑,颗粒之间呈点接触或不接触（图2e）。

岩心一般为浅灰白色,厚度较薄,常与泥晶颗粒灰岩共生。薄片中见灰泥支撑结构,主要颗粒类型为砂屑、生屑,壳体完整者亦较常见。颗粒分布情况复杂,有杂乱和顺层分布两种。杂乱分布者通常为砂屑泥晶灰岩,含少量细砾级内碎屑,颗粒在基质中一般为点接触或不接触（图2f）；顺层分布者主要为生屑泥晶灰岩,主要为腹足、介形类生物碎片。

一般为灰白色或黄白色,呈层状产出,常见水平层理或微波状层理,偶见垂直层面的收缩缝。薄片中内部结构通常较单一,成分上主要为泥晶方解石及少量顺层分布的介形虫碎片,颗粒类型较少且含量不超过10%。颗粒含量增高时,逐渐过渡为颗粒泥晶灰岩,在研究区常见。

一般呈块状,无层理,且厚度较薄不超过20 cm。主要是由砾屑、砂屑、灰泥等组成,砾屑含量一般大于10%,一般杂乱分布（图2k）。岩心底面发育冲刷面（图2l,m）,顶面发育截切构造等沉积构造（图2n）。薄片中可见完整介形虫化石与亮晶颗粒岩砾屑共存现象（图2g）。砾屑含量多时可见颗粒支撑结构,砾屑间主要为点接触,大部分排列不规则,混杂堆积（图2h）。砾屑灰岩在研究区南部和东部较常见。

混积岩是碳酸盐岩到碎屑岩的过渡类型,主要由碳酸盐岩与碎屑岩或黏土物质混合沉积形成,常见岩石类型有泥质灰岩、（含）砂质灰岩等。岩心上一般为厚度不大的层状,与泥岩或者砂泥岩互层,主要发育于沙四段碳酸盐岩大量富集层段下部的湖侵体系域,高位体系域较少,在环中部剥蚀区地带常见,剥蚀区西北部沉积区最常见。薄片中可见较多陆源碎屑,泥质及灰泥含量高,介形虫、鱼骨等生物碎屑常见（图2i）。

东营凹陷西部沙四上亚段主体为滨—浅湖背景,在平方王构造高地上碳酸盐岩大量富集、堆积,高位域时期演化成为碳酸盐岩台地环境。基于岩心、薄片观察及主要岩性组合分析,在研究区识别出4种沉积微相,分别为礁滩、浅滩—滩间、混积—灰泥坪和风暴—重力流（图3）。

图  3  主要沉积微相及岩性组合特征

Figure 3.  Characteristics of main sedimentary microfacies and lithological associations

该微相主要包括颗粒灰/云岩、藻格架白云岩、泥晶颗粒灰岩、黏结白云岩四类岩石类型,均为中—高能水动力条件下形成的沉积物,垂向上主要表现为向上变浅的沉积序列。序列底部主要由含泥晶的生屑、砂屑灰/云岩组成,泥晶含量高,颗粒簸选不彻底,指示礁间或滩间等中等水动力环境。中部为与藻礁相关的藻格架白云岩、藻凝块石黏结白云岩、藻叠层石黏结白云岩等,是礁滩区别于其他微相的主要标志。上部为颗粒白云岩,常见藻屑。由于枝管藻抗浪能力较弱,易受到风浪改造和破坏,形成的礁体规模一般较小,在强风浪作用下,早期固结—半固结的沉积物被重新改造,就近堆积,形成礁滩复合沉积。礁滩微相整体具有高自然电位（SP）幅差、低自然伽马（GR）、高电阻、高声波时差（AC）等测井特征。

主要由颗粒灰/云岩、泥晶颗粒灰岩及颗粒泥晶灰岩组成,颗粒类型主要为内碎屑和介形虫、腹足类等生物碎屑,黏结岩少见。局部可见少量鲕粒,核心为砂屑、生屑等,包壳一般为泥晶。垂向上,泥晶颗粒灰岩和颗粒泥晶灰岩变化频繁,与颗粒灰/云岩通常密切共生,形成向上变粗的沉积序列。序列下部主要为基质支撑的颗粒泥晶灰岩,偶见厘米级薄层的生物碎屑层,存在较多相对完整的介形虫或腹足类生物碎屑,反映沉积环境总体上为中低能水动力条件。上部主要为颗粒支撑的泥晶颗粒灰岩及颗粒灰/云岩,一般在同一层位产出,厚度不大,指示相对较强水动力环境下的浅滩和滩缘沉积。浅滩和滩间二者垂向上频繁交互,反映湖平面频繁升降特征。浅滩微相具有高SP幅差、低GR、高电阻、高AC的测井特征,而滩间通常为中低值特征,二者整体构成间断叠加韵律特征。

该微相主要由泥岩、灰质泥岩及少量混积岩构成。研究区混积岩主要为灰泥和粉砂—泥级的石英、长石等陆源碎屑混合而成,黏土含量高时形成泥质灰岩。此外,介形虫碎屑较为常见,局部夹薄层生屑泥晶灰岩。发育水平层理、微波状层理,层面上可见大量炭屑及少量小型生物潜穴,反映相对滨湖的低能环境。垂向上,泥岩与混积岩或颗粒泥晶灰岩可呈互层状产出,局部夹薄层泥晶颗粒灰岩,在测井上电阻率及声波时差值均较高,整体测井曲线变化幅度小,缺乏高电阻率,与高声波同层相区别。

主要岩石类型有泥晶颗粒灰岩、颗粒泥晶灰岩、泥质灰岩,岩石中普遍含有数量不等的砾屑及砂级内碎屑,分选差。常见砾屑类型为泥晶灰岩砾石（图2h）,主要表现为原地卷起的撕裂状（图2m,n）,少数为颗粒灰岩或叠层石白云岩砾屑。与其共生的介形虫多呈细小的碎片状,化石壳体完整者亦较常见（图2g）,反映沉积环境的水动力变化范围大,高、低能沉积物混合的特征。砾屑为本岩性组合中常见组分,含量不等,大部分为漂浮状砾石,偶见砾石支撑的砾屑灰岩。砾石未观察到明显定向排列性,普遍呈杂乱状分布,可见直立状、横卧状、斜卧状及“倒小字”状排列,反映风暴作用增强期,砾屑的快速堆积作用。砾屑灰岩中常见搅混构造,与下伏泥晶颗粒灰岩或颗粒泥晶灰岩之间常见强烈冲刷痕,可能为风暴作用下早期沉积物受强烈搅动改造后再次沉积,或为受风暴作用诱发导致的重力流沉积。

垂向上,具有明显的多旋回性,下粗上细的正旋回最常见,偶尔可见下细上粗的反旋回。如b182位于平方王地区东部的斜坡,垂向上发育多期下粗上细的正旋回（图4）,见侵蚀—冲刷构造、截切构造、搅混构造及正粒序递变等与风暴重力流相关的沉积构造。根据岩心中观察的明显沉积构造界面、砾屑大小及含量的旋回性变化可细分为七个小旋回。总体上,自下而上风暴沉积构造发育的规模及砾屑颗粒大小有所减小、砾屑含量总体降低,单一旋回的厚度及旋回中较细粒岩性占比总体变大,反映了风暴作用频率、强度总体由强到弱的变化过程。

图  4  东营凹陷西部沙四上亚段风暴—重力流沉积序列（b182井）

Figure 4.  Stacking pattern of storm⁃gravity flows from Es4s in the western Dongying Depression (well b182)

选取北西—南东、南西—北东两个方向典型井做连井沉积相剖面,北西—南东向剖面自北向南依次过b77井、b16井、b197井、bx171井,南抵平南断裂带（图5a）；南西—北东向剖面自南向北依次过b16井、b76井、b182井、b184井（图5b）,东临利津凹陷（图6）。

图  5  东营凹陷西部沙四上亚段沉积微相连井对比

Figure 5.  Sedimentary microfacies profile of Es4s^{in the western Dongying Depression}

图  6  平方王地区沙四上亚段高位域时期碳酸盐岩沉积微相展布

Figure 6.  Sedimentary microfacies distribution of lacustrine carbonates during the Es4s HST (highstand system tract) period in the Pingfangwang area

垂向上,HST分为下部的H-1准层序组和上部的H-2准层序组。H-1时期,中部地区以泥晶颗粒灰岩和颗粒泥晶灰岩的旋回叠加为主,主要为浅滩—滩间微相；平南断层附近的南部斜坡带,主要为泥晶颗粒灰岩、颗粒泥晶灰岩叠加,局部存在风暴—重力流沉积（图5a,bx171井；图5b,b184井）。H-2时期,中部地区变化不大,仍以礁滩、浅滩—滩间沉积为主；而南部断层带发生较大变化,演变为颗粒灰岩、藻格架白云岩的礁滩旋回叠加为主（图5a,b197井；图5b,b182井）。总体上,自下而上礁滩规模具有扩张的趋势。

侧向上,中部整体以礁滩和浅滩—滩间微相为主,相带规模较大。向东礁滩逐渐不发育,局部发育小规模浅滩沉积,地形坡度较大的位置发育风暴—重力流沉积（图5a,b197井；图5b,b182井）。南部由于遇到平南断层,发育风暴—重力流沉积（图5a,bx171井）,且规模较东部大,发育多期。北部地貌平缓,主要发育混积—灰泥坪微相（图5a,b77井）。总体上,沉积微相侧向变化与地貌变化基本一致。

高位体系域时期,平方王构造高地整体处于滨浅湖—半深湖的沉积环境。在单井、连井沉积相分析和对比的基础上,刻画H-1和H-2两个准层序组的沉积相平面展布。总体上,礁滩及浅滩—滩间微相平面上呈向东突出的“反C字形”展布,外侧逐渐向半深湖—深湖过渡,局部发育风暴—重力流沉积。

H-1时期,研究区中部发育大面积的浅滩—滩间沉积,礁滩微相呈点状散布其中。中部的剥蚀区域将浅滩—滩间沉积相带一分为二,南部浅滩—滩间沉积相带规模较大,北部规模较小。两列条带状高能相带的中部,相对处于低能环境,高能礁滩或滩相不发育,接受部分来自剥蚀区的碎屑物质,形成混合沉积,发育混积—灰泥坪微相。东部及平南断裂带附近的南部主要发育风暴—重力流,南部受平南断层影响,坡度较东侧陡（图7）,风暴—重力流沉积相对更为发育。

图  7  平方王地区沙四上亚段湖相碳酸盐岩沉积古地貌

Figure 7.  Paleo⁃geomorphology of the Es4s lacustrine carbonates in the Pingfangwang area

H-2时期继承了H-1时期基本沉积格局,整体上变化规律不大,礁滩及浅滩微相平面上有连接成片的趋势,向南和向东有所扩大,在b182至b180井一带附近的风暴—重力流不再发育,演变为礁滩及浅滩微相。此时,湖泊水深总体上较H-1沉积时期变浅,碳酸盐岩沉积的可容纳空间持续减小,垂向加积作用逐渐受到限制而侧向迁移至邻区,驱使礁滩及浅滩微相平面上分布范围扩大。此外,该时期风暴—重力流沉积总体上规模有所减小,可能是沉积物被搬运到更深的深湖区,而研究区钻井大多分布于台地顶部及斜坡而未观察到。混积—灰泥坪微相分布范围略微扩大,可能由湖平面下降、滨浅湖范围扩大,台地顶部剥蚀区短时暴露充当局部物源所致。

湖相碳酸盐岩成因复杂,对环境变化反映敏感,岩石类型复杂多样,沉积相垂向和平面上变化迅速,形成过程受古气候、古物源、古构造、古水深等多种因素的控制^[9-10,29]。参考陆相湖盆“风—源—盆”系统沉积动力学理论^[31],这些控制因素可以归纳为“气候（古气候、古风场）—物源（古物源）—盆地（古地貌、古水深）”三个要素。从盆地角度看,平方王地区宏观上为水下高地,物源上亦远离碎屑物源输入的影响,考虑到当时相对暖湿的气候条件^[30],本身即满足“温、清、浅”的环境基础；而研究区湖相碳酸盐岩的形成和演化,与盆地因素中的微古地貌、古水深和气候要素中的古风场之间的关系更为直接。

平方王地区是三面临洼一端与陆地相连的半孤立式构造高地,奠定了研究区水下隆起的宏观地貌基础,远离碎屑物源,外部碎屑物质供给不足^[32],形成了有利于碳酸盐岩沉积的清澈、水浅的台地环境。

在有利于碳酸盐岩发育的宏观台地背景下,微地貌进一步控制了不同微相的形成和发育。基于区域上钻井层序地层划分结果,碳酸盐岩主要发育于高位体系域^[33]。利用58口钻井低位体系域和湖侵体系域沉积地层厚度数据,根据地层厚度法半定量恢复了平方王地区碳酸盐岩沉积前的古地貌。古地貌恢复结果揭示研究区宏观上为顶平的台地地貌,主要发育三个微地貌单元,分别为台地平顶、台地斜坡及台外洼地（图7）,基本对应滨浅湖、半深湖和深湖分布范围。

不同微地貌单元的发育位置、规模及水体深浅差异,控制了不同沉积微相的平面分布和发育规模。对比台地微地貌与沉积微相发育位置及平面展布规律（图6）,可见沉积体系展布与台地微地貌具有很好的一致性。台地顶部地势比较平缓,水体相对较浅,能量较强,为发育浅滩—滩间及少量点礁的高能相带。东部、南部整体为朝向广阔湖泊的台地斜坡背景,在风暴浪作用的控制下容易发育风暴沉积。同时由于地形较陡,且南部地形较东部更陡（图7）,风暴沉积物可能继续沿斜坡向下搬运,形成风暴—重力流沉积,使风暴浪搅起的碳酸盐岩粗碎屑沉积于斜坡更低的位置,甚至搬运至深湖沉积下来。

古地貌是水体深浅及水动力强弱的基础,风浪对沉积物亦具有强改造作用,可影响沉积物的空间分布。沉积微相连井对比及平面展布结果（图5,6）表明,台地顶部及台地东部缓坡上部礁滩、浅滩大规模发育,平面上高能相带主体呈NE—SW向展布,其东部和南部发育风暴—重力流沉积,而西北方向主要形成规模较小的滩—滩间及大片的混积—灰泥坪沉积。由此推测,当时盛行的风向应为东南风。前人通过对孢粉记录的研究,证实中国东部在始新世中晚期已经形成东亚季风气候^[34-35]。济阳坳陷在沙河街组沉积期处于东亚季风气候区,且季风气候强烈影响了区域风场^[30],这与此次研究认识一致,研究区正是在盛行东南风的改造下进而形成大面积的礁滩连片沉积。

台地东部和南部的迎风带是接受风浪改造最强烈的区域,也是礁体发育最快、规模最大的区域,发育礁滩、浅滩等反映高能水体特征的沉积微相,在沉积物中常见大量藻屑、灰/云质砂屑颗粒等,是早期礁或滩体沉积物在高能条件下被破坏之后原地改造和堆积的产物。此外,受广阔水域方向吹来的东南风及东亚季风气候条件下频发的风暴作用影响,南侧及东侧斜坡发育强烈冲刷痕、风暴—重力流沉积（如bx171井、b182井）。

而背风带由于受到礁体及滩体的遮挡,风浪作用相对较弱,水体能量较低,沉积物多以颗粒泥晶灰岩、泥晶颗粒灰岩交互的形式出现。礁体破坏再改造机会较小,礁滩展布规模不及迎风带。

礁滩微相和浅滩微相均形成于强水动力环境,从平面上看,二者共同构成了礁—滩体系,这一高能相带由微地貌、风浪作用或二者共同控制。微地貌决定了湖相碳酸盐岩微相的平面分布,风浪提供了沉积后改造和再沉积的动力,二者相辅相成,控制了研究区礁—滩体系的沉积和演化过程。

研究区台地顶部地形平缓,南北差异较小（图7）,而礁—滩体系主要发育于偏南和偏东部位,盛行的东南风持续作用于水体,在这些位置遇到浅水地带形成强烈的波浪作用带,促进了礁—滩体系的发育。同时,波浪破碎的沉积物在回流或者风暴流作用下可携至斜坡或更深水区域。H-1至H-2准层序组沉积时期,水体相对逐渐变浅,加之斜坡上部波浪回流持续的沉积物供给和加积作用,台地东部缓坡区域（尤其是缓坡上部,图7）,逐渐被塑造为发育礁—滩体系的新的高能带；而台地南部由于坡度过陡,地貌重塑难度大,地貌和风浪条件变化较小。因此,H-2准层序组沉积时期,在风浪作用和地貌的共同作用下,礁—滩体系向台地东部缓坡逐渐拓展,在平面上逐渐形成大面积展布的格局（图6b）。

通过对湖相碳酸盐岩沉积主控因素的分析,建立了由风浪—地貌联合控制的碳酸盐岩台地沉积模式（图8）,地貌和风浪两个因素共同作用控制了湖相碳酸盐岩的沉积及演化过程。

图  8  平方王地区沙四上亚段湖相碳酸盐岩沉积模式

Figure 8.  Depositional model of Es4s lacustrine carbonates in the Pingfangwang area

首先,构造高地提供了宏观的水下隆起地貌基础,形成了有利于碳酸盐岩形成和发育的台地环境。台地微地貌控制了水体深浅及初始水动力的强弱,水动力条件强的台地顶部为滨浅湖浅水区,发育藻礁、礁滩、浅滩微相,形成高能礁—滩复合相带沉积。台地斜坡同沉积断层发育,坡度变大、水体加深,总体为半深湖低能沉积,局部存在风暴—重力流沉积,台地之外逐渐过渡到深水区。

其次,古东亚季风气候下盛行的东南风导致了迎风和背风两侧波浪作用的差异,迎风带发育高能礁滩,背风带主要沉积低能混积—灰泥坪。同时,风浪作用仍是沉积物改造和再沉积的动力,可对礁体进行反复多次冲刷、改造,使得迎风带礁滩、浅滩在区域上得以大面积展布。并且,迎风带斜坡风暴—重力流沉积更为发育。

（1） 东营凹陷西部沙四上亚段主要发育藻格架白云岩、黏结白云岩、颗粒灰/云岩、泥晶颗粒灰岩、颗粒泥晶灰岩、泥晶灰岩、砾屑灰岩、混积岩8种岩石类型。根据岩相组合及沉积特征可识别出礁滩、浅滩—滩间、混积—灰泥坪、风暴—重力流沉积4种微相。

（2） 研究区湖相碳酸盐岩主要受控于古地貌和古风场,建立了一种风浪—地貌共同控制的碳酸盐岩台地模式。微地貌单元的水动力差异决定了不同微相的形成和发育,台地顶部发育浅滩—滩间及小型礁滩微相,斜坡发育风暴—重力流沉积；古风场提供了沉积后改造和再沉积的动力,盛行东南风的条件下迎风侧与背风侧风浪作用差异导致的能量分带,影响了沉积体系展布,最终促成了迎风侧台地顶部礁—滩复合沉积连片展布、斜坡风暴—重力流发育的沉积格局。