基于热力学与动力学方法预测碎屑岩的次生孔隙发育带

魏巍，朱筱敏，孟元林，朱世发，刘文慧，周凯，郑妍



基于热力学与动力学方法预测碎屑岩的次生孔隙发育带

魏巍1, 2，朱筱敏1, 2，孟元林3，朱世发1, 2，刘文慧4，周凯5，郑妍5

(1. 中国石油大学(北京) 地球科学学院，北京，102249；2. 中国石油大学(北京) 油气资源与探测国家重点实验室，北京，102249；3. 东北石油大学地球科学学院，黑龙江大庆，163318；4. 中国石油大庆油田第四采油厂，黑龙江大庆，163511；5. 中国石油大港油田第五采油厂，天津，300283)

松辽盆地北部下白垩系泉四段为富钾长石碎屑岩，油气主要聚集在以钾长石溶蚀孔为主的次生孔隙发育带中。为了预测其次生孔隙发育带的分布，从次生孔隙的形成机制出发，应用盆地模拟技术，恢复泉四段埋藏史、热史和有机质热演化史等。以成岩环境和流体性质为基础，应用次生孔隙形成时期的古地温和古压力，结合地层水中K+和H+质量浓度，计算钾长石溶蚀反应的Gibbs自由能增量(Δ)和反应速率()，讨论钾长石溶解—沉淀状态以及次生孔隙发育程度。研究结果表明：泉四段的次生孔隙主要形成于嫩江期和明水期，且现今大部分区域仍发生溶蚀作用。钾长石自发反应(Δ＜0 kJ/mol)且溶解速率快的砂体易发育次生孔隙。松辽盆地北部泉四段储层的次生孔隙发育带主要位于中央坳陷区的西北和东南部，处于Δ＜−38 kJ/mol的砂体发育区。然而，位于中央坳陷的中部和南部，发育中成岩阶段A2亚期及−38≤Δ＜0 kJ/mol的砂体，钾长石溶蚀反应速率低，次生孔隙发育较好。

Gibbs自由能；反应速率；热力学；次生孔隙；泉四段；松辽盆地北部

松辽盆地北部下白垩系储层以富长石为特征，骨架颗粒长石质量一般占总质量的27%~45%[1]。其中，下白垩系泉四段储层具有低孔、特低渗特征，油气主要聚集在相对高孔、高渗的次生孔隙发育带中[1]。泉四段储层的次生孔隙主要由长石颗粒被选择性溶解导致，如位于齐家北油田古708区块泉四段的地质储量达2.7×107t，油气主要聚集在钾长石溶孔中[2]，因此，次生孔隙发育带的分布成为了目的层勘探的重点。目前，在次生孔隙预测方面，前人进行了较多研究[1, 3−13]。一些预测方法是基于次生孔隙的影响因素，通过划分成岩演化阶段，将处于中成岩阶段的地层定为次生孔隙发育带[1, 12]。也有学者通过讨论颗粒包壳、超压和油气充注等对次生孔隙的影响，定量化讨论和预测次生孔隙分布[3−7]。然而，从形成机制上看，次生孔隙是地层中易溶矿物(如长石、碳酸盐胶结物等)和流体发生水岩反应的结果，发育程度与矿物的溶蚀反应程度有关，反应程度主要受热力学和动力学控制[14]。为了更准确、定量化地预测次生孔隙发育带，本文作者从次生孔隙的形成机制出发，首先确定研究区的次生孔隙主要为钾长石溶蚀作用产生；其次，根据盆地模拟结果，判断目的层次生孔隙的形成时间，恢复次生孔隙形成时的古温度和压力；最后，应用温度、压力以及地层水资料(K+质量浓度和pH)，计算钾长石溶蚀反应的自由能增量及反应速率，讨论溶蚀反应状态及程度，预测次生孔隙发育带的分布。

1 地质概况

松辽盆地位于我国东北部，是1个中、新生代大型内陆湖盆。根据构造演化特征，松辽盆地北部可划分为北部倾没区、西部斜坡区、中央坳陷区、东北隆起区、东南隆起区5个一级构造单元(见图1[15−16])。白垩系厚度最大，是松辽盆地勘探开发的主要目的层段，自下而上分为沙河子组(K1sh)、营城组(K1yc)、登娄库组(K1d)、泉头组(K1q)、青山口组(K1qn)、姚家组(K1y)、嫩江组(K1n)、四方台组(K1s)和明水组(K1m)(见图2[17])。其中，泉头组自下向上依次分为泉一、泉二、泉三和泉四段，泉四段是本文研究的目的层，具有单层厚度小、埋藏较深、成岩作用较强和物性差的特征，地层厚度主要分布在0~128 m之间。松辽盆地发育5套含油气组合，下部组合中的扶余油层发育在泉四段储层中，油源主要来自上覆青山口组的暗色泥岩，湖相泥岩最大面积达8.7×104km2，厚度为60~120 m。从盆地边部到中心，泉四段依次发育冲积扇、辫状河、曲流河、三角洲平原、三角洲前缘和滨浅湖相。

图1 松辽盆地北部泉四段Sq1储层的成岩阶段分布

图2 松辽盆地地层划分

2 储层基本特征

松辽盆地北部泉四段储层以长石岩屑砂岩和岩屑长石砂岩为主。287口井的岩石薄片鉴定结果表明[16]：石英、长石和岩屑颗粒的平均质量分数分别为24.6%，28.9%和46.5%，其中，长石以钾长石为主，占长石总质量的86.2%。储层填隙物较少，主要包括黏土杂基和胶结物，平均质量分数分别为8.7%和5.3%。

58口井919块岩心孔隙度资料表明[16]：泉四段储层孔隙度主要分布在2.4%~26.3%之间，平均为13.3%，渗透率主要分布在(0.01~109.00)×103μm2之间，平均为6.24×103μm2，属于低孔、特低渗储层。此外，储层物性在横向上变化大，除了沉积相对储层物性的控制以外，不同构造区的储层埋深不同，成岩作用强度不同，也导致储层物性差别大。从盆地边缘到中心，储层埋深增加，成岩作用加强，依次发育早成岩阶段A、早成岩阶段B、中成岩阶段A1亚期、中成岩阶段A2亚期和中成岩阶段B期，呈环带状展布(图1)。在盆地边缘，储层埋深浅，分布在0.8~1.5 km之间；成岩作用弱，主要处于早成岩阶段，孔隙度分布在4.7%~26.3%之间，平均为16.4%；孔隙以原生孔隙为主，占总孔隙的80%~90%。在中央坳陷区，储层埋藏加深，最深超过2.6 km，主要处于中成岩阶段A 期[1]，孔隙度分布在2.4%~22.3%之间，平均为11.9%，薄片观察表明该区域次生孔隙占总孔隙的20%~30%。

3 次生孔隙分布、形成机制及形成时间

3.1 次生孔隙纵向分布及形成机制

岩心的实测孔隙度、普通薄片和铸体薄片资料表明[16]：松辽盆地下白垩系泉四段的次生孔隙发育带，主要分布于1.5~2.3 km之间，处于中成岩阶段A2亚期(0.7%＜镜质组反射率o＜1.3%[1])，并且与现今地层水有机酸质量浓度的高值带具有良好的对应关系(见图3)。图3中有机酸的质量浓度是现今地层水实测的质量浓度(836组数据点)，即在现今地层水中的有机酸仍在溶蚀储层，形成次生孔隙。由图3可以看出：泉四段的次生孔隙发育带主要由有机酸对储层的溶蚀作用形成。图4所示为松辽盆地北部泉四段储层薄片照片。由图4可知：泉四段孔隙主要为钾长石溶孔，泉四段的油气主要来源于上覆的青一段泥岩，泥岩厚度大，以III型干酪根为主，具有较强的产酸能力，为泉四段储层次生孔隙的形成提供充足的酸源[2, 15−16]。此外，黏土矿物蒙皂石在向伊利石转化的过程中会排放H+，进一步增加成岩流体的酸度，有利于次生孔隙的形成，扩大孔喉道半径，改善储层渗透性，为油气运聚提供通道和储集的场所。

(a) 孔隙度；(b) 有机酸质量浓度；(c) Ro

(a) Shu39，1 958.26 m，长石溶蚀孔，蓝色铸体，单偏；(b) Y76，2 395.78 m，长石溶蚀孔，蓝色铸体，单偏； (c) Sh301井，889.16 m，粒间溶蚀扩大孔和长石粒内孔，蓝色铸体，单偏； (d) Shu129，1 581.31 m，长石粒内溶孔，粒间溶蚀扩大孔，蓝色铸体，单偏；(e) Sh51，1 720.18 m，长石被方解石交代，正交；(f) Xing76，1 634.34 m，长石未溶蚀，次生孔隙不发育，正交

3.2 次生孔隙形成时间

在地质过程中，钾长石遇酸发生溶蚀反应，产生大量次生孔隙，后期油气注入，形成油气藏。然而，在热力学和动力学计算中，讨论的是次生孔隙形成时期钾长石的溶蚀反应状态及程度，进而判断次生孔隙的发育状况。因此，本文作者应用盆地模拟软件，以位于中央坳陷东部的X11井为例(图5)，讨论泉四段在地史时期的有机质热演化过程，判断次生孔隙的主要形成时期，并恢复古温度和压力，为热力学、动力学计算提供有效参数。

图5 X11井有机质热演化史图

青山口组沉积后，泉四段储层处于早成岩阶段，o＜0.5%(图5)，以机械压实为主，原生孔隙发育。嫩江组沉积后期，青一段底界开始穿过o=0.7%等值线，烃源岩进入大量生烃时期，也是排酸高峰期[12]。大量生成的油气和有机酸使压力达到释放极限，产生裂缝，其内大量孔隙流体排出，进入下伏泉头组储层，形成大规模的次生孔隙。此时，泉四段储层主要处于中成岩阶段A2亚期，对应有机酸大量排放和次生孔隙大量形成期(图3)。流体包裹体均一温度测试表明，泉四段流体包裹体均一温度约为110 ℃(嫩江期末)[16]，该成藏温度恰好与排酸高峰期的温度(90~120 ℃)一致。因此，嫩江期末是X11井泉四段次生孔隙的主要形成时期，也是扶余油层大规模成藏时期。

自明水组沉积时期至今，盆地进入裂后发育阶段，泉四段缓慢埋藏沉积，大地热流降低，地温增加缓慢，有机质成熟度增加缓慢，处于中成岩阶段A2亚期的储层范围逐渐增大。青一段烃源岩主要处于成熟阶段，干酪根的生酸能力下降，不易形成大规模的次生孔隙发育带，主要是对早期形成的次生孔隙起到扩大和改善作用。

本文作者应用盆地模拟软件，恢复全区337口探井泉四段的埋藏史、热史等，判断各井泉四段储层次生孔隙大量形成的时间。结果表明：研究区泉四段储层的次生孔隙主要在嫩江期和明水期形成，从盆地中心向边部，次生孔隙的形成时间越来越晚，如位于中央坳陷的X11，Gu12和Y76井等，次生孔隙在嫩江组沉积末期大量形成；位于中央坳陷外缘的Y134，Songs3和Xing35井等，次生孔隙主要在明水期末大量形成。

4 钾长石溶蚀反应的热力学和动力学计算

4.1 钾长石溶蚀反应的热力学计算原理

松辽盆地泉四段储层的次生孔隙主要是上覆青一段泥岩生烃排放的大量有机酸溶蚀钾长石颗粒而成，钾长石与有机酸的反应方程式[18]如下：

2KAlSi3O8(钾长石)+2H++H2O→

Al2Si2O5(OH)4+4SiO2+2K+(1)

在热力学研究中，按照热力学第二定律，在封闭条件下，化学反应的吉布斯自由能增量(Δ)可作为热力学过程进行的方向和限度的判据，以及作为过程不可逆性程度的量度。当Δ＞0 kJ/mol时，化学反应不发生；当Δ=0 kJ/mol时，化学反应平衡；当Δ＜ 0 kJ/mol时，化学反应自动发生。Δ越小，反应越容易进行。下式为一般形式的反应吉布斯增量的计算公式：

Δ(，)=Δ0(，)+cln(2)

式中：Δ(，)为任意状况(任意温度、压力)、任意状态(参加反应的各物质的量没有限定)下的反应吉布斯自由能增量，kJ/mol，可判断对应条件下的反应方向；Δ0(，)为任意温度、压力下反应的标准摩尔吉布斯自由能增量，kJ/mol；c为气体常数，c=8.314 J/(mol·K)；为平衡常数。其中，Δ0(，)由下式 计算：

式中：Δ0为标准状态下反应量为1 mol的焓变，kJ/mol；Δ0为标准状态下反应量为1 mol时的熵变，J/(mol·K)；ΔC为热容变化，J/(mol·K)；Δ为体积变化，cm3/mol。

式(2)中平衡常数由下式定义：

式中：re为化学反应过程中反应物中离子活度；pro为化学反应过程中生成物离子活度；re为反应物的化学计量数；pro为生成物的化学计量数。其中，离子活度可通过下式得到：

i=ii(5)

式中：α为组分的活度；m为组分的浓度，由地层水分析资料获得；r为组分的活度系数，可通过Debye−Huckle的活度模型进行计算[19]。

上述计算中所涉及的温度和压力数据来自盆地模拟结果，热力学参数来源于文献[20−24](表1)，地层水的pH以及相关离子质量浓度数据来源于地层水分析资料，具体计算步骤可通过计算机编程实现。本文采用的地层水分析资料主要来源于钻井过程或完井后的地层测试结果，不受后期注水开采影响，因此，可以代表现今目的层的流体性质。

表1 钾长石溶解反应有关反应物和生成物的热力学参数

注：0为标准状态下物质的焓；0为标准状态下物质的熵；0为标准状态下物质体积的变化；p为物质的热容。

4.2 钾长石溶蚀反应的动力学计算原理

化学反应动力学研究的是反应进行的速率，即反应物通过化学反应转化为产物的速率，判断反应速度和反应程度。国内外关于矿物成岩过程中的反应速率的研究主要基于实验测得，研究碳酸盐、硅酸盐矿物与不同质量浓度的酸发生溶蚀作用的反应速率[25−26]。

本文主要研究钾长石溶蚀反应的反应速率，目前，已有很多学者做过钾长石与有机酸溶蚀的实验[27−30]。Yang等[31]讨论了温度、pH、活化能和Gibbs自由能对长石溶蚀反应速率的影响，发现温度、pH与反应速率之间具有良好的对应关系，并建立基于两者的长石溶蚀反应速率公式：

ln=−2.71−3 410/−0.5×pH (6)

式中：为反应速率，mol/(cm2·s)；为温度，K；pH为地层水的酸碱度。该公式适用于温度范围为5~ 300 ℃，pH为0~5。然而，在地下矿物溶蚀过程中，地层水主要呈弱酸或弱碱性，pH处于6~9，该公式显然不适用于求取地下钾长石溶蚀的反应速率。Melvyn等[18]的研究表明，当地层水的pH>5时，钾长石溶蚀反应速率下降到最低，可近似等于pH=5时的反应速率。因此，在式(6)的基础上，长石溶蚀反应速率的对数公式可修改为

由式(7)可知：当pH＜5时，溶蚀反应速率与温度和pH有关，当温度越高，pH越低时，越大，钾长石溶蚀反应越快。然而，当pH≥5时，溶蚀反应速率只与温度有关，反应速率随温度升高而增大。

4.3 钾长石溶蚀的热力学和动力学过程

钾长石的溶蚀反应受热力学和动力学控制，为了预测钾长石溶蚀产生次生孔隙发育带的分布，本文作者应用泉四段储层次生孔隙形成时期的古地温和古压力，结合现今地层水的实测K+质量浓度和pH(221组数据)，计算次生孔隙形成时期的钾长石溶蚀反应的Gibbs自由能增量(Δ)(式(2)~(5))和溶蚀反应速率(式(7))。其中，泉四段地层现今主要处于中成岩阶段A期，正在发生溶蚀作用。而嫩江期和明水期为次生孔隙发育带大规模形成时期，地层埋深在1.5~2.5 km之间，而后未遭受剧烈的构造运动，未与大气水接触，储层处于封闭体系。同时，有机酸排放少，水岩反应减弱，地层水中离子转换不活跃。因此，现今地层水的离子质量浓度可反映次生孔隙形成时的地层水状态。

图6所示为泉四段钾长石溶蚀反应的Gibbs自由能增量和温度之间的散点图，所有数据点的Δ均处于0~−60 kJ/mol之间，说明次生孔隙形成时，钾长石处于不稳定状态，易发生溶蚀反应。随着Δ减小，钾长石越易溶蚀。当温度处于80~100 ℃时(与排酸高峰期的温度相对应)，Δ主要分布在−35~−60 kJ/mol，说明钾长石更活跃，可以发生溶蚀反应。但是，Δ只能用于判断钾长石与有机酸是否发生反应，却不能判断反应程度及反应速率，这便需要进行化学动力学的研究[18]。

图6 钾长石溶蚀反应的自由能增量与温度的关系

动力学的计算必须以热力学的结果为前提条件，只有当反应处于不平衡状态时(Δ＜0 kJ/mol)，应用动力学进一步讨论反应程度。当反应速率非常小或等于0 mol/(cm2∙s)时，表明反应程度很低，反应速率越大，反应进行得越彻底[28, 32−33]。因此，在Gibbs自由能增量Δ的基础上，应用式(7)计算各井泉四段钾长石的溶蚀反应速率，建立Δ与的交汇图(图7)。由图7可见：Δ和溶蚀反应速率具有良好的指数关系，并且随着Δ减小，反应速率越大。

图7 钾长石溶蚀反应的自由能增量与反应速率的关系

因此，以Δ=−38 kJ/mol为界线，可以判断钾长石溶蚀反应程度，进而预测次生孔隙的发育状态。当−38≤Δ＜0 kJ/mol时，近乎0 mol/(cm2·s)，溶蚀速率极小，钾长石溶蚀作用弱。当Δ＜−38 kJ/mol时，＞0 mol/(cm2·s)，钾长石溶蚀作用强烈，次生孔隙发育；随着Δ减小，反应速率呈指数增长，溶蚀反应更剧烈。

4.4 结果检验

为了验证上述结果的准确性，本文通过薄片资料，统计研究区中未参与上述计算的22口井的泉四段次生孔隙含量[16]，建立次生孔隙含量(体积百分比)和Δ的关系图如图8所示。从图8可见：次生孔隙与Δ呈正比关系，相关系数为0.6；次生孔隙主要发育在Δ＜−38 kJ/mol的区域，随着Δ减小，次生孔隙增多。例如，Shu39和Y76井的泉四段的自由能增量别为−44 kJ/mol和−43 kJ/mol，钾长石溶蚀作用较强。薄片观察显示这2口井泉四段的钾长石溶蚀现象普遍，次生孔隙发育(图4(a)和(b))。然而，X76和S51井的泉四段的自由能增量分别为−20 kJ/mol和−31 kJ/mol，钾长石溶蚀作用很弱。薄片观察显示这2口井泉四段储层的钾长石颗粒几乎未发生溶蚀作用，次生孔隙几乎不发育(图4(e)和(f))。因此，应用Δ预测次生孔隙发育程度具有一定准确性和可靠性。

图8 自由能增量与次生孔隙含量的关系

5 次生孔隙发育带预测

为了研究松辽盆地北部泉四段次生孔隙发育带平面的分布规律，根据上文计算的钾长石溶蚀反应的Gibbs自由能增量Δ绘制平面等值线，见图9。图9中，−38≤Δ＜0 kJ/mol的砂体发育区为钾长石溶蚀微弱区；Δ＜−38 kJ/mol的砂体发育区为钾长石溶蚀强烈区。然而，当有机质进入生烃门限，大量排酸时，储层可以形成大规模的次生孔隙，主要处于中成岩阶段A2亚期(图3)。因此，在Δ等值线的基础上，叠合成岩阶段和沉积相平面图，预测次生孔隙发育的砂体分布区(见图10)。由图9和图10可以看出：当 Δ＜−38 kJ/mol时，储层主要处于中成岩阶段A2亚期，钾长石溶蚀强烈，次生孔隙大量形成，砂体发育区为次生孔隙发育带。处于中成岩阶段A2亚期以及−38≤Δ＜0 kJ/mol的储层，钾长石溶蚀作用弱，为次生孔隙较发育区。而处于Δ≥0 kJ/mol、中成岩阶段B期的储层及滨浅湖相泥岩均较难发育次生孔隙。因此，松辽盆地北部泉四段储层的次生孔隙主要位于在中央坳陷区，发育在处于中成岩阶段A2亚期的砂体中。其中，次生孔隙发育带主要位于盆地的中央坳陷区的西北部和东南部砂体中，次生孔隙较发育带主要位于次生孔隙发育带的外部砂体中。

图9 松辽盆地北部泉四段钾长石溶蚀反应的自由能增量等值线

图10 松辽盆地北部泉四段钾长石溶蚀次生孔隙发育带

5 结论

1) 松辽盆地北部泉四段储层的油气主要储集在钾长石溶蚀产生的次生孔隙中，储层处于中成岩阶段A2亚期，次生孔隙大规模形成时期为嫩江期和明水期。

2) 松辽盆地北部泉四段储层中，钾长石溶蚀反应的Δ主要分布在0~−60 kJ/mol之间，钾长石处于不稳定状态，易发生溶蚀作用。当Δ处于0~−38 kJ/mol时，溶蚀反应速率几乎为0 mol/(cm2·s)，钾长石溶蚀作用较弱。随着Δ减小，反应速率呈指数增加，溶蚀更剧烈。当Δ＜−38 kJ/mol时，反应速率快，温度主要处于80~110 ℃之间，对应着泥岩有机质生烃排酸的高峰期，钾长石溶蚀作用强烈。

3) 松辽盆地北部泉四段储层的次生孔隙主要发育在中央坳陷区，处于中成岩阶段A2亚期的储层。其中，次生孔隙发育带主要位于中央坳陷区的西北部和东南部，Δ＜−38 kJ/mol的砂体发育区。次生孔隙较发育带处于次生孔隙发育带外部，−38≤Δ＜0 kJ/mol的区域。而当Δ≥0 kJ/mol时，处于中成岩阶段B期的储层及滨浅湖相泥岩均较难发育次生孔隙。

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Prediction of secondary porosity developmental zones based on thermodynamics and dynamics methods

WEI Wei1, 2, ZHU Xiaomin1, 2, MENG Yuanlin3, ZHU Shifa1, 2, LIU Wenhui4, ZHOU Kai5, ZHENG Yan5

(1. School of Geosciences, China University of Petroleum (Beijing), Beijing 102249, China;2. State Key Laboratory of Petroleum Resource and Prospecting, China University of Petroleum (Beijing), Beijing 102249, China;3. School of Geosciences, Northeast Petroleum University, Daqing 163318, China;4. No.4 Oil Production Plant, Daqing Oilfield Company, PetroChina, Daqing 163511, China;5. No.5 Oil Production Plant, Dagang Oilfield Company, PetroChina, Tianjin 300283, China)

The fourth member of Quantou Formation is composed of K-rich feldspathic litharenite and lithic feldspar sandstones in northern Songliao Basin. As the hydrocarbon accumulation sites, high-quality reservoirs occur in the secondary porosity which mainly caused by the dissolution of K-feldspar. In order to predict the distribution of secondary porosity zones, the burial, thermodynamics and organic matter thermal evolutionary histories were restored through basin modeling based on the formation mechanism of the secondary porosity. On the basis of the diagenetic environment and fluid properties, the influences of Gibbs free energy (Δ) and dissolution velocity () on the secondary porosity were analyzed, and the dissolution-precipitation state and development degree of secondary porosity were discussed applying the temperature, pressure, potassium concentrations and pH of the porewater. The results show that the secondary pores are formed in the Nenjiang and Mingshui stage, and dissolution still occurs in most areas. The secondary pores are formed in the reservoir with Δ＜0 kJ/mol and high K-feldspar dissolution velocity. Moreover, the secondary pore developmental zones are mainly located in the northwest and southeast of Central Depression with Δ＜−38 kJ/mol. However, the secondary pore relatively developmental zones with low dissolution velocity are mainly located in the middle(A2) and southern of Central Depression with −38≤Δ＜0 kJ/mol.

Gibbs free energy; reaction rate; thermodynamics; secondary porosity; the fourth member of Quantou Formation; the northern Songliao Basin

10.11817/j.issn.1672-7207.2015.10.036

TE122.2；P618.13

A

1672−7207(2015)10−3822−10

2014−10−08；

2014−12−15

国家油气重大专项(2011ZX05009-002-104)；国家自然科学基金资助项目(41272133)；国家自然科学基金青年科学基金资助项目(41202107)；中国石油大学(北京)科研基金资助项目(KYJJ2012-01-20)(Project (2011ZX05009-002-104) supported by the National Major Projects of Oil and Gas of China; Project (41272133) supported by the National Natural Science Foundation of China; Project (41202107) supported by the National Natural Science Foundation for Young Scholars of China; Project (KYJJ2012-01-20) supported by the Scientific Research Foundation of China University of Petroleum, Beijing)

朱筱敏，教授，从事沉积储层和层序地层学研究；E-mail：xmzhu@cup.edu.cn

(编辑 刘锦伟)