四川盆地东部下寒武统龙王庙组碳、氧同位素组成及古环境意义

任影，钟大康，高崇龙，杨雪琪，李海洋，杨强，刘云龙，王玉

（1中国石油大学（北京）地球科学学院；2中国石油大学（北京）油气资源与探测国家重点实验室）（3中国石油大庆油田第六采油厂；4地质出版社；5中海石油（中国）有限公司湛江分公司研究院）

四川盆地东部下寒武统龙王庙组碳、氧同位素组成及古环境意义

任影1，2，钟大康1，2，高崇龙1，2，杨雪琪1，2，李海洋3，杨强1，2，刘云龙4，王玉5

（1中国石油大学（北京）地球科学学院；2中国石油大学（北京）油气资源与探测国家重点实验室）（3中国石油大庆油田第六采油厂；4地质出版社；5中海石油（中国）有限公司湛江分公司研究院）

在野外沉积特征研究、室内薄片观察的基础上，对四川盆地东部龙王庙组22个碳酸盐岩样品的碳、氧同位素进行测试，在充分论证样品的有效性后，分析研究区龙王庙组碳、氧同位素特征，进而探讨龙王庙组沉积期的古气候及古海洋环境。样品实验数据显示δ13C值分布在-1.533‰～2.619‰，平均为0.046‰；δ18O值分布在-9.916‰～-3.580‰，平均为-7.746‰；碳、氧同位素整体变化趋势与扬子地台其他区域基本相同。古海洋环境恢复表明，龙王庙组沉积期四川盆地东部整体处于海相环境，海水盐度呈先降低、后增高、复又降低的多段式变化；海水温度主要分布在20～30℃，属于温暖或炎热的亚热带气候；在海平面缓慢波动性下降、陆架暴露、生物灭绝的沉积环境影响下，龙王庙组δ13C值具有负漂移的演化趋势。龙王庙组沉积中期的水体深度最浅，古盐度最高，是白云岩最为有利的发育阶段。

四川盆地；龙王庙组；碳同位素；氧同位素；古海洋环境

下寒武统龙王庙组是目前四川盆地下古生界油气勘探的重点层位。前人对四川盆地下寒武统龙王庙组地层层序、岩相古地理、储层特征等进行了大量研究［1-13］，但多围绕岩石学特征及古生物特征展开，而关于稳定同位素等地球化学特征的研究则相对薄弱。海相碳酸盐岩稳定同位素的组成特征可以有效地反映古海洋的温度、盐度和海平面变化，对恢复沉积环境具有重要意义。因此，有必要针对下寒武统龙王庙组碳、氧同位素特征进行系统分析，进一步还原龙王庙组古海洋环境，反演地质过程，为正确认识该区沉积演化提供地球化学证据。

本文对四川盆地东部龙王庙组碳酸盐岩的碳、氧同位素进行分析，通过系统采样和实验数据的全面分析，研究了龙王庙组碳、氧同位素赋存与迁移规律，阐明了龙王庙组沉积期的古气候和古海洋环境，并对其地质学意义进行了探讨。

1　区域地质概况

研究区位于四川盆地的东部，构造上位于川东高陡构造带的齐岳山断裂带周缘，地理位置在重庆市的巫溪—万县—石柱—秀山一带（图1a）。早寒武世初期四川盆地为倾向东南的陆棚沉积，物源主要来源于盆地西南部的康滇古陆、西北部的摩天岭和汉南古陆，海水由东南方向入侵，海平面在沧浪铺组沉积初期开始波动性下降；在沧浪铺组沉积晚期，盆地经陆棚碎屑岩填平补齐，总体表现为西北高、东南低的趋势，海平面继续下降，为碳酸盐岩台地的发育提供有利条件。

龙王庙组沉积期，研究区整体地势平坦，区内发生小幅度的差异性升降运动，西北部以小幅度隆升为主，东南部以小幅度下降为主，形成西北高、东南低，不对称半地堑与地垒相间的古地貌格局［14］；加之海平面持续下降、海水明显变浅、气候炎热，研究区发育一套呈北东—南西向展布的碳酸盐岩台地沉积，自西向东依次发育有局限台地和开阔台地，并以局限台地最为发育［15-16］。龙王庙组岩性主要为颗粒白云岩、粉—细晶白云岩、泥晶灰岩、颗粒灰岩、泥质灰岩等；地层总厚度在55～272m，平均厚度160m，总体上具有东厚西薄的特点，与上覆高台组（碎屑岩、碳酸盐岩和膏岩混积岩层）和下伏沧浪铺组（细粒碎屑岩层）均呈整合接触（图1c）。

图1　四川盆地东部研究区地理和构造位置(a)及地层出露情况(b)、龙王庙组岩相综合图(c)

研究区龙王庙组与川中（安岳）地区龙王庙组存在明显差异［5-7,10］，主要体现在岩石学特征、地球化学特征、岩相古地理特征以及古环境等方面。相比较于川中地区，研究区龙王庙组地层厚度相对较大，岩石类型以白云岩、白云质灰岩、石灰岩为主，白云岩发育程度较低（主要体现在白云岩的厚度及平面展布面积上）；沉积期离物源区较远，与广海之间距离较近，地势较低，整体处于潮间—潮下带环境，以局限台地沉积为主。而川中地区地势相对较高，整体处于潮上—潮间带环境，以蒸发台地—局限台地沉积为主。但研究区与川中地区在龙王庙组沉积期均处于拉张环境，发育一系列正断层及差异性升降运动，整体均具有西高东低的古地貌，均发育一套碳酸盐岩台地沉积。

2　样品采集及分析方法

样品分别采自彭水太原剖面（11块）、巫溪康家坪剖面（8块）、秀山溶溪剖面（3块）、石柱万宝剖面（2块）（图1a，1b），并以彭水太原剖面为重点研究对象，该剖面龙王庙组出露完全，厚98m，按岩性组合特征划分为11层，由底至顶每层采集了1件新鲜样品（采样位置见图1c），包括8件石灰岩样品，3件岩性在白云岩与石灰岩之间过渡的样品。所有样品均取自新鲜露头，未经历明显的蚀变、矿化或次生风化作用，经镜下薄片检测和去杂质、去有机质处理，以保证样品的可靠性与代表性。铸体薄片的制备、观察和碳、氧同位素分析样品的加工、测试均在中国石油大学（北京）油气资源与探测国家重点实验室完成，其中铸体薄片样品在Zeiss-AXIO光学显微镜下观察并拍照，碳、氧同位素在MAT251仪器上测定（两者均采用PDB标准，分析误差小于0.1‰）。

3　结果与讨论

3.1岩石学特征

彭水太原剖面龙王庙组底部为灰黑色—深灰色厚层状泥晶灰岩（图2a）、泥质灰岩，夹一套深灰色—灰色薄层鲕粒灰岩（图2b）；向上逐渐过渡为灰色—浅灰色中厚层白云质灰岩（图2c）、砂屑白云质灰岩；在龙王庙组中上部，发育2套不同颜色的白云岩层，岩石的颜色自下而上由灰色转变为浅灰色—灰白色（图2d）；在龙王庙组上部可见灰色石灰岩与白云岩的薄互层（图2e）；龙王庙组顶部白云岩中发育顺层展布的、直径达1m的大型溶洞（图2f）。垂向上，太原剖面龙王庙组的下部石灰岩所占的比例高，向上白云岩比例逐渐增大（图1c）。

图2　四川盆地东部彭水太原剖面龙王庙组野外露头照片

镜下观察表明太原剖面龙王庙组所采的泥晶灰岩样品泥质含量高（图3a），大多含有一定量的生物碎屑，如三叶虫、介形虫等，一般情况下化石保存较为完整（图3b）。

鲕粒灰岩样品中鲕粒核心多为砂屑、生物碎屑，颗粒周缘可识别出两期胶结作用：首先是发育在沉积初期、水体能量较强的滩相颗粒间隙的海底胶结作用，常形成由纤维状、叶片状的文石和高镁方解石组成的等厚环边（图3c）；随着埋藏深度的增大，早期纤维状、叶片状文石和高镁方解石胶结物逐渐转化为方解石，形成的残余原生粒间孔隙被粒状方解石充填，与纤维状方解石形成世代胶结；部分鲕粒发生白云石化，当白云石化进行得比较完全时，只残留鲕粒的轮廓幻影。

白云岩样品多表现为粉—细晶白云岩及少量泥晶、中晶白云岩。

泥晶白云岩晶体大小通常小于50μm（图3d，3e），可见硬石膏溶蚀产生的膏模孔和溶塌角砾砾间孔；阴极发光最弱，以暗棕色为主（图3f）。宏观上多呈黄褐色，发育薄层状石膏纹层，可见鸟眼、干裂等暴露标志。

粉晶白云岩晶体大小一般为30～100μm，常保留藻格架、颗粒等原岩结构（图3g），见硬石膏等蒸发盐类矿物充填、半充填原生孔；孔隙类型主要为残余粒间孔、晶间孔及选择性溶蚀形成的粒内孔、铸模孔；阴极发光以棕褐色、棕色光为主。宏观上多呈深灰色、灰色，垂向上常与膏岩互层。

图3　四川盆地东部彭水太原剖面龙王庙组镜下照片

中—细晶白云岩通常晶体大小为100～500μm，原岩既可以是泥晶灰岩（图3h），也可以是颗粒灰岩（图3i）；总体上呈星散状或沿缝合线呈条带状（图3h）、斑块状分布，常见颗粒幻影结构（图3i）、雾心亮边结构（图3e）和环带结构（图3f）；晶间孔、晶间溶孔发育，孔隙的分布不具组构选择性；阴极发光强度高，呈紫红色、红色（图3f）。

3.2碳、氧同位素特征

3.2.1数据有效性分析

古代碳酸盐岩受到不同程度的成岩作用改造，进而发生蚀变并影响其对海水信息保存的完整性、真实性。在讨论样品碳、氧同位素的地质意义之前，必须先对样品的成岩蚀变程度及其对海水信息保存的影响进行检验。前人对海相碳酸盐岩的成岩蚀变评估主要倚重地球化学方法［17-18］。碳酸盐岩的氧同位素对沉积期后的变化最为敏感，δ18O值受沉积期后大气和热水流体的影响会显著降低，现今比较认同的标准是Kaufman等［19］提出的“当δ18O<-5‰时，海相碳酸盐岩已经遭受沉积期后蚀变；当δ18O<-10‰时，数据已不能使用”。还有部分学者依据δ18O与δ13C是否具有正相关性来判断岩石是否受到成岩作用的影响［20-21］，通常认为如果δ18O和δ13C值不存在明显的相关性，且它们与对应的地层埋藏深度曲线不具有正相关性，则认为样品基本保存了原始的碳、氧同位素组成。

四川盆地东部地区龙王庙组的24件样品中，有22件样品的δ18O值均大于-10‰（康家坪剖面7号、万宝剖面2号样品除外，见表1），且δ18O和δ13C值不存在明显的相关性（图4）。因此，认为上述22件样品的碳、氧同位素基本保存了原始的同位素信息，可用于古环境的研究。

3.2.2碳同位素特征

在影响海相碳酸盐岩δ13C异常演化的诸多因素中，全球气候变化、大规模海平面升降、生物灭绝等可能是较为重要的因素［22-24］。当海平面上升时，富集12C的有机碳埋藏速率大，使得海水中无机碳相对富集13C，相应地，沉积物中13C的含量有所增大。除此之外，沉积碳酸盐岩的碳同位素组成对环境的封闭性和还原程度反映也较为灵敏。一般来说，在氧化性较强的环境中，生物成因的、富含12C的碳源被氧化进入海洋碳酸盐库，此时形成的碳酸盐岩δ13C值低于还原环境下形成的碳酸盐岩。

图4　四川盆地东部及周缘地区龙王庙组碳、氧同位素交会图

寒武纪是生命大爆发的时期，同时也是生物灭绝频繁发生的时期，且寒武纪生物绝灭都与大规模的海平面升降事件有关，如华南地区寒武纪大规模的海退事件频发，海平面大幅快速下降，陆架暴露，导致了三叶虫绝灭以及有机质的氧化，此时沉积的碳酸盐岩δ13C值较低，碳同位素组成具有负漂移的演化趋势，寒武纪大多负漂移事件可能由上述因素耦合而成［25-26］。另外，在海平面缓慢下降时期，生物繁盛，大量有机质快速埋藏，从而造成海水中13C浓度增加，此时沉积的碳酸盐岩具有较高的δ13C值，早寒武世早期碳同位素组成的正漂移事件可能由此造成［27］。

四川盆地东部龙王庙组碳同位素值相对稳定，δ13C值的变化区间在-1.533‰～2.619‰，主体分布在-0.5‰～0.9‰范围，且大部分为正值，平均值为0.046‰，与当时正常海相石灰岩的δ13C值相近［28］（图4）；δ13C值在龙王庙组底部偏低，中部偏高，顶部又降低。以太原剖面为例（图5），δ13C在龙王庙组第1层泥晶灰岩处具较小的正值，在第2层出现第一次负漂移（N1点位）并持续降低，直至第4层突变为较大正值0.897‰（正漂移P1点位），此后持续正偏直至第9层，在第10层δ13C值明显减小，至龙王庙组顶部的第11层δ13C值出现第二次负漂移（N2点位）。太原剖面龙王庙组δ13C值自下而上出现2次负漂移，康家坪剖面龙王庙组δ13C值也呈现负漂移的演化趋势（万宝、溶溪剖面数据少，参考意义不大），说明四川盆地东部龙王庙组沉积期可能处于海平面缓慢波动性下降、陆架暴露、生物灭绝的沉积环境，且龙王庙组沉积初期水体环境还原性较强，沉积后期水体环境逐渐向氧化环境转变。

表1　四川盆地东部地区龙王庙组碳、氧同位素组成*　　　　‰

图5　四川盆地东部太原剖面龙王庙组碳、氧同位素含量与古环境特征

3.2.3氧同位素特征

很少有学者单独利用氧同位素来研究古环境，多是综合利用碳、氧同位素研究生物灭绝、海平面升降等。一般老地层δ18O的沉积环境指向意义较差［29-30］，这是因为碳酸盐岩氧同位素组成易受后期构造、热液及大气降水等作用的影响。利用这一特征，δ18O常作为判断碳酸盐岩是否受后期成岩作用的影响而发生变化的一个标志。对于能够较好反映地质历史时期古环境的δ18O，也能从一定程度上反映大陆冰川的凝聚和消融［31-32］。

四川盆地东部龙王庙组氧同位素分布较为稳定，22个有效数据的δ18O值变化区间为-9.916‰～-3.580‰，主体分布在-9.0‰～-6.5‰范围，平均值为-7.746‰，明显低于当时正常海相石灰岩沉积［26］。在太原剖面，龙王庙组底部具最大δ18O值，下部δ18O值偏低，中部δ18O值略有增大后开始降低，最小值出现在龙王庙组顶部（第10层），整体呈现波动性降低趋势（图5）。

研究区龙王庙组碳、氧同位素的赋存规律和整体变化趋势，与四川盆地西南地区［33］以及扬子地台的其他区域如湖南［34］、贵州东部［35］基本相同。与川中地区［10］相比（图4），δ13C值普遍偏大，但整体演化趋势一致；δ18O值的分布不具明显差异。

3.3沉积环境分析

3.3.1古海洋温度

δ18O与古海洋温度的关系更为密切，在盐度不变的情况下，δ18O值随温度升高而降低。因此，在盐度不变的情况下，δ18O值是测定古海水温度的可靠标志。利用δ18O值计算古海水温度的相关经验公式［36］：

该公式对中生代以后的样品具有较强的适用性，而中生代之前的样品因成岩蚀变作用降低了该公式的可靠性。本文在应用该公式之前，对龙王庙组δ18O值进行了“年代效应”校正［37］。一般来说，年代校正是以第四纪海相碳酸盐岩的δ18O平均值-1.2‰为标准，本次分析过程中龙王庙组样品的δ18O平均值为-7.746‰，用Δδ18O=6.546‰将龙王庙组样品的δ18O值校正成相当于第四纪样品的δ18O值后，利用公式求得四川盆地东部龙王庙组沉积期古海水温度（表2）。

表2　四川盆地东部各剖面龙王庙组沉积期古温度、古盐度（Z值）数据表

统计发现，龙王庙组沉积期海水温度分布范围在12.803～34.495℃，平均值为25.313℃，主体分布在20～30℃，约占总体（22个数据）的60%，说明当时研究区主要为温暖或炎热的亚热带气候，这与古板块分析所揭示的四川盆地在寒武系处于北纬30°、东经105°的结论是一致的［38］。从图5上可以看出，太原剖面龙王庙组沉积初期水体温度最低，第2、3层水体温度显著增高，自第4层开始水体温度波动性降低，至第7层达到最低水温后，复又增高；在整个沉积过程中，水体温度表现为升高（2层—3层）→降低（4层—8层）→升高（9层—10层）→降低（11层）的多段式变化，第10层为水体温度最高处。

3.3.2古海洋盐度

一般来说，δ13C、δ18O都与古海洋的盐度有关，其中δ13C与古盐度关系最为密切，且受温度影响较小。早在1964年，Keith和Weber［39］提出利用石灰岩的δ13C值和δ18O值来区分侏罗纪及时代更晚一些的海相石灰岩和淡水石灰岩的公式：

式中:Z值为盐度，δ13C和δ18O均采用PDB标准，当Z＞120时为海相石灰岩，Z＜120时为淡水石灰岩。这一公式现已广泛地应用于中国元古界、古生界等碳酸盐岩地层的古盐度分析，均取得了很好的效果［40］。本文通过该方法对四川盆地东部龙王庙组沉积期古海水盐度进行了分析和对比。

对22个有效数据点的Z值进行分析，发现研究区龙王庙组Z值均大于120，分布范围在123.391～129.522（表2），说明龙王庙组沉积期四川盆地东部处于海相环境。在平面上，万宝、太原剖面龙王庙组Z的平均值分别为128.198和127.286，大于康家坪的125.400和溶溪剖面的126.121，说明龙王庙组沉积期万宝、太原剖面沉积水体的盐度高于溶溪、康家坪剖面。从图5上可以看出，太原剖面龙王庙组Z值在其底部较低，自下而上呈减小（2层—3层）→增大（4层—8层）→减小（9层—11层）的形态分布，整体上龙王庙组的Z值具底部低、中部高、顶部低的分布形态，说明龙王庙组沉积初期水体盐度低，随着沉积作用的进行，海水盐度逐渐增大，但在龙王庙组沉积的中后期盐度开始下降，盐度最高值出现在龙王庙组沉积中期。

3.4地质学意义

碳酸盐岩中碳、氧同位素组成的变化，不仅体现了古气候、古海洋环境的变化，同样有助于地质作用过程、沉积充填特征等的研究［41-42］。通过碳、氧同位素推断古环境特征可知，四川盆地东部地区龙王庙组沉积初期（1层—2层），水体盐度、温度均略低，海平面波动性下降，加之该时期盆地坡度较缓，有利于方解石质碳酸盐岩的沉积。在龙王庙组沉积中期（太原剖面3层—9层），水体盐度增大、温度升高，海平面继续缓慢下降，水体变浅，此时的水体深度达到了龙王庙组沉积过程中的最低值，而盐度达到最高值，上述环境因素有利于白云岩的发育，甚至可能有陆源碎屑参与沉积。相对于龙王庙组沉积中期，龙王庙组沉积末期（太原剖面10层—11层），水体深度略有增大（仍浅于龙王庙组沉积初期的水深）、盐度略有降低，此时的沉积环境有利于白云质灰岩、灰质白云岩的发育。平面上，太原、万宝剖面龙王庙组沉积期水体的盐度高于康家坪、溶溪剖面，加之寒武纪海水由四川盆地的东南方向侵入［11-15］，使得康家坪、溶溪剖面更为临近广海，具有更大的水体深度，因此在太原、万宝剖面龙王庙组白云岩更为发育，康家坪、溶溪剖面则以石灰岩为主。

本次研究得出的古环境影响下的沉积充填特征与前人依据岩石学特征得出的结论［3，5］基本一致：四川盆地龙王庙组的岩性自下而上由石灰岩逐渐向白云岩转化，沉积相由盆地东部以石灰岩为主的开阔台地相逐渐向盆地中部以白云岩为主的局限台地相转化，这一沉积充填特征与彭水太原剖面的龙王庙组岩石学特征亦可进行良好匹配。此外，本次研究认为在龙王庙组沉积中期，海水的水体深度最浅、盐度最高，是白云岩最为有利的发育阶段，而非前人研究所认为的龙王庙组末期［7，15］，这在很大程度上是因为前人多以四川盆地内部的磨溪—高石梯、川东南等地为研究对象，本次研究的四川盆地东边界（齐岳山断裂带）与之相比，沉积环境已发生变化，这一点在岩石学特征上已得到证实，如盆地内中南部的座3井、临7井、宫深1井、窝深1井龙王庙组均发育有大套膏盐岩沉积［5］。

由本次研究可知，四川盆地东边界龙王庙组沉积的中期是白云岩最为有利的发育阶段，而白云岩储层是四川盆地龙王庙组油气资源最主要的储集层［7-10］，故在研究区今后的油气勘探工作中，龙王庙组的中段可作为勘探的重点。

4　结论

（1）四川盆地东部龙王庙组22件有效样品的δ13C值变化区间为-1.533‰～2.619‰，平均值为0.046‰；δ18O值分布在-9.916‰～-3.580‰范围，平均值为-7.746‰；碳、氧同位素整体变化趋势与扬子地台其他区域基本相同。样品的δ13C与δ18O值不具相关性，较好地保留了沉积环境信息，可作为古环境分析的可靠对象。

（2）分析四川盆地东部龙王庙组样品碳、氧同位素的演化规律发现，在龙王庙组沉积期四川盆地东部整体处于海相环境，且海水的盐度随沉积作用的进行呈减小→增大→减小的多段式变化，盆地内部水体的盐度大于盆地边缘地区；海水温度主要介于20～30℃范围，属温暖或炎热的亚热带气候。

（3）受海平面缓慢波动性下降、生物繁盛、大量有机质快速埋藏等因素的影响，四川盆地东部龙王庙组样品δ13C值自下而上具有负漂移的演化趋势，在彭水太原剖面龙王庙组δ13C值发育1次正漂移和2次负漂移。

（4）四川盆地东部龙王庙组沉积中期海水的深度最浅、盐度最高，是白云岩最为有利的发育阶段。龙王庙组地球化学特征反映出的古环境及其地质意义与岩石学特征研究所得出的结论基本一致。

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编辑：黄革萍

Ren Ying：Doctor degree candidate at China University of Petroleum(Beijing).Add:College of Geosciences,China University of Petroleum,18 Fuxue Rd.,Changping,Beijing,102249,China

Carbon and Oxygen Isotope Com positions and Its Paleoenvironm ent Im p lication of Lower Cambrian Longwangm iao Form ation in the East Part of Sichuan Basin

Ren Ying,Zhong Dakang,Gao Chonglong,Yang Xueqi,LiHaiyang, Yang Qiang,Liu Yunlong,Wang Yu

Based on the study of field sedimentary characteristics and the observation of indoor thin sections,carbon and oxygen isotopes were tested for 22 samples of Lower Cambrian Longwangm iao carbonate rock from eastern Sichuan Basin.A fter the validity of these samples was fully demonstrated,the characteristics of carbon and oxygen isotopes were analyzed and the paleoclimate and paleo-ocean environments during the Longwangmiao sedimentary period were discussed.Theδ13C values of carbonate distributed between-1.533‰and 2.619‰with an average of 0.046‰,while theδ18O values varied from-9.916‰to-3.58‰and-7.746‰on average.The overall variation trends of carbon and oxygen isotope in this area are basically the same as the other areas in Yangtze platform.It is show n that eastern Sichuan Basin was marine environment during the Longwangmiao sedimentary period,and the salinity of seawater had a decrease at first,follow ed by an increase and second decrease at the end.Seawater temperature mainly distributed between 20℃and 30℃,being a warm or hot subtropical climate.Under the influence of depositional environments,such as slow ly fluctuated decline of sea level,the exposure of shelf and biologic depopulation,theδ13C values had the evolutionary trend of negative drift.Those indices reflect that the lowest seawater depth and the highest salinity w ere present in the m iddle period of Longw angm iao Formation deposition,which was the best time favorable for developmentof dolostone.

Low er Cambrian;Longw angm iao Fm.;Carbon isotope;Oxygen isotope;Paleo-ocean environment; Sichuan Basin

TE121.3+1

A

10.3969/j.issn.1672-9854.2016.04.002

1672-9854(2016)-04-0011-10

2015-10-08；改回日期：2016-07-21

本文受国家自然科学基金项目“白音查干凹陷下白垩统腾格尔组白云岩成因机理研究”（项目编号：41072104）资助

任影：女，1989年生，中国石油大学（北京）在读博士研究生，主要从事沉积学及储层地质学研究工作。通讯地址：102249北京市昌平区府学路18号；E-mail:2091444969@qq.com