下扬子黄桥地区龙潭组致密砂岩胶结物流体特征与演化

杜 婷, 邢凤存, 陆永潮, 胡华蕊, 陈 平

(1.油气藏地质及开发工程国家重点实验室(成都理工大学)，成都 610059;2.中国地质大学 资源学院，武汉 430074)

不同地质条件下致密砂岩中形成了不同的胶结物类型组合[1-3]，记录了流体的演化过程[4-8]。研究发现在下扬子黄桥地区上二叠统龙潭组富含碳质层系的致密砂岩孔隙中次生加大石英和菱铁矿普遍存在，这2种酸性和碱性矿物在孔隙内的共存，反映了流体性质的明显变化；而对这2种矿物的胶结顺序、流体性质的研究，有利于揭示研究区海陆过渡相致密砂岩流体的活动过程。经调研，前人对研究区开展了一定的储层流体包裹体研究[1,9]和储层成岩作用[10-11]研究，并一定程度上分析了石英次生加大边胶结物流体包裹体特征；但针对形成菱铁矿的流体环境分析，以及石英次生加大和菱铁矿的特定胶结物组合指示的流体环境变化分析还尚待开展，并且2种胶结物形成过程是否存在热流体活动记录也尚待探讨。为此，在前人研究的基础上，本文基于研究区致密砂岩发育的X1、X2、N9等钻井岩心新鲜样品，通过系统的岩石学、矿物学以及地球化学分析手段，探讨多期构造叠置背景下的致密砂岩中次生加大石英和菱铁矿的胶结顺序、流体性质及其构造信息记录。

1 区域地质背景

下扬子地区经历了多期构造影响[12]，形成了海相盆地和中生代前陆盆地叠合的改造型残留盆地[13]。在中三叠世末以来的构造演化过程中，经历了3期不同性质的改造变形，分别是中三叠世末-早、中侏罗世的印支运动，晚侏罗世-早白垩世的燕山运动和晚白垩世-古近纪的喜马拉雅运动[14]。下扬子地区早二叠世末的东吴运动导致地形地貌起伏差异明显，在快速海退和潮湿气候背景下，滨岸沼泽沉积发育[11,15]。由于大量的陆源碎屑物快速向盆地中堆积，在滨岸沼泽背景下，三角洲相沉积发育[9,11]。

下扬子黄桥地区(图1)上二叠统龙潭组富含碳质层系的致密砂岩段，主要处于滨岸沼泽和三角洲沉积背景[11]。致密砂岩总体发育在龙潭组的中上部，主要岩石类型为粉砂岩、石英中砂岩、石英细砂岩、细砂岩、岩屑砂岩等(图2)。

图1 研究区位置及龙潭组沉积相平面展布图Fig.1 Plane distribution of sedimentary facies of Longtan Formation and location of the study area

2 样品采集及测试方法

对黄桥地区X1、X2、N9井龙潭组致密砂岩取心层段进行了样品选取，X1井在龙潭组上段，砂岩类型以灰色砂岩为主，底部含砾屑，沉积环境为三角洲前缘亚相河口坝和水下分流河道微相。X2井在龙潭组上段，砂岩类型为深灰色细砂岩夹炭质条带，沉积环境为三角洲前缘亚相河口坝微相。N9井在龙潭组上段，砂岩类型以灰色砂岩为主，沉积环境为三角洲前缘亚相河口坝微相(图2)。致密砂岩取样过程中考虑了致密砂岩、碳质泥页岩与含煤层系的垂向组合差异，其中X1井取心部位在龙潭组上部，具有砂泥互层结构，油气显示不明显；X2井主要位于龙潭组上部砂岩发育层段，且未与煤层直接接触；N9井位于砂体发育层段，且具有砂岩和煤层互层的结构序列。针对致密砂岩发育的龙潭组上部岩心进行了观察分析，在此基础上，系统选取了22件新鲜的砂岩岩心样品进行综合测试分析，其中X1井在1 865.65～1 878.89 m深度取12件样品，X2井在 1 548～1 559.15 m深度取样9件，N9井在1 813.39～1 813.69 m处取样1件(表1)。

图2 黄桥地区龙潭组岩性组合Fig.2 Lithological assemblages of Longtan Formation in the Huangqiao area

针对以上样品，在显微薄片鉴定基础上，对矿物胶结类型和结构特征进行了分析。在此基础上，针对石英次生加大和菱铁矿胶结物，系统开展了扫描电镜、X射线衍射全岩和黏土矿物，以及流体包裹体和阴极发光等相关分析。扫描电镜在中国地质大学(北京)完成；在成都理工大学油气藏地质及开发工程国家重点实验室和能源学院实验室进行了流体包裹体岩相学和荧光检测分析；在显微镜下进行石英次生加大边和菱铁矿胶结物的原生流体包裹体选取基础上，在中国地质大学(北京)流体包裹体实验室由诸惠燕老师完成对流体包裹体测试。通过荧光分析去除油气包裹体，选取2相(液体+蒸气)恒定液体/蒸气比[包裹体中液体与气体(泡)体积的比值≈95∶5]的H2O-NaCl包裹体，在Linkam THMSG-600冷热台上开展温度和盐度的分析测试。

表1 黄桥地区龙潭组致密砂岩测试样品基本信息Table 1 Basic information of tested samples from Longtan Formation in the Huangqiao area

BT.原生盐水包裹体温度、盐度，包裹体荧光检测；ZT.铸体薄片；X.全岩和黏土矿物X射线衍射

3 测试结果

3.1 岩矿特征

根据黄桥地区X1、X2井的海陆过渡相龙潭组含煤层系致密砂岩薄片鉴定结果，龙潭组储层以岩屑石英砂岩和长石岩屑砂岩为主，且主要为中、细粒砂岩，砂岩粒径在0.03～0.7 mm，主要集中在0.2～0.35 mm。砂岩分选性中等至好，磨圆度以次圆、次棱角为主。砂岩压实致密，颗粒接触关系主要表现为线-缝合接触特征，部分石英、长石和岩屑颗粒已经被压碎，还可见石英颗粒及加大边溶蚀现象(图3-A、B、C)。胶结类型以接触式胶结为主，主要为石英次生加大边、菱铁矿(图3)，个别样品可见少量方解石胶结。薄片中石英次生加大可占总面积的4.6%，还普遍可见长石溶蚀、菱铁矿交代(图3-B)，以及石英颗粒边部的港湾状溶蚀现象(图3-A)，在粒间孔隙内可见菱铁矿与石英次生加大边共存及菱铁矿在石英港湾状溶蚀之后的胶结，总体表现为石英次生加大边早于菱铁矿胶结的特点(图3-A、C、D)。

从表2展示的X射线衍射测试结果可以看出，研究区龙潭组致密砂岩矿物成分比较单一，主要为石英，其次为黏土矿物、斜长石和菱铁矿，以及少量方解石。各种矿物成分的质量分数(w)分别是：石英为41.4%～93.1%，平均为66.85%；斜长石为1.9%～16.6%，平均为10.15%，其中以>10%的为主，还有4个样品低于5%；菱铁矿在X1、X2井普遍存在，为0.8%～19.6%；方解石仅个别样品存在；黏土矿物为11.1%～29.7%，但有2个样品低于10%，I/S混层比在15%～20%之间(表2)。

从菱铁矿、石英与斜长石、黏土矿物的交会图(图4)可以看出，总体上菱铁矿和石英、斜长石、黏土矿总量均存在明显的2个区间分布特点，即主要分布在0%～5.7%和17.2%～19.6%，2个区间内均表现为菱铁矿与石英含量呈负相关，与斜长石和黏土矿物呈正相关特点；石英与斜长石和黏土矿物具有明显的负相关性。

3.2 流体包裹体特征

对X1、X2井12件砂岩包裹体薄片中石英次生加大边和菱铁矿胶结物进行荧光、温度和盐度分析。结果显示，石英次生加大边中发育的流体包裹体组合主要为水溶液包裹体+气态烃包裹体(V-L)；菱铁矿中则发育有2种流体包裹体组合：水溶液包裹体+气态烃包裹体(V-L)和水溶液包裹体+气态烃包裹体+固态包裹体(V-L-S,图5)。石英次生加大(V-L)包裹体大小不等，一般在2 μm×3 μm～5 μm×8 μm，多为椭圆、圆形，少数为不规则状；气相包裹体占总包裹体的2%～10%(体积比)，液相部分无色透明，气相部分呈灰黑色。菱铁矿(V-L)包裹体主要在2 μm×2 μm～2 μm×5 μm，以椭圆、圆形为主，气相占比为3%～10%(体积比)。菱铁矿(V-L-S)包裹体形态多为规则的椭圆形，大小均一，在2 μm×3 μm～3 μm×4 μm之间，气相包裹体比例为10%～15%(体积比)。

表2 黄桥地区龙潭组致密砂岩全岩X射线衍射数据Table 2 X-ray diffraction data of minerals from Longtan Formation tight sandstones in Huangqiao area

图3 黄桥地区龙潭组致密砂岩石英次生加大和菱铁矿胶结结构Fig.3 Typical microscopic photographs showing quartz overgrowth and siderite cement in tight sandstones of the Longtan Formation in the Huangqiao area(A)具有港湾状溶蚀的石英次生加大边及溶蚀孔隙内的菱铁矿胶结，X2-9，蓝色铸体薄片,(+); (B)菱铁矿的交代长石及粒间溶孔内的菱铁矿胶结，X2-9，蓝色铸体薄片,(-); (C)石英粒内破裂溶蚀缝和粒缘次生加大边溶蚀后充填菱铁矿，X2-9，蓝色铸体薄片,(+); (D)石英压裂顺裂缝溶蚀后充填菱铁矿，X2-9，蓝色铸体薄片,(+); (E)石英次生加大及其溶蚀，灰色油斑细砂岩，×320，X2-8，扫描电镜;(F)长石颗粒网状淋滤及菱铁矿交代，灰色中砂岩，×200，X1-7，扫描电镜

图4 黄桥地区龙潭组致密砂岩不同矿物含量交会图Fig.4 The cross plot of different mineral content for Longtan Formation tight sandstones from Huangqiao area

荧光检测分析揭示，石英次生加大边内包裹体在荧光下不发光(图6-A、B)，灰褐色菱铁矿胶结物内可见零星的亮绿色荧光(图6-C、D)。

图5 黄桥地区龙潭组石英次生加大和菱铁矿胶结物原生盐水包裹体特征Fig.5 Typical photographs showing quartz overgrowth and primary brine-aqueous inclusions in siderite cement from the Longtan Formation (A)石英次生加大边原生盐水包裹体，X2-4-6; (B)菱铁矿内气液2项原生盐水包裹体，X2-4; (C)菱铁矿内气液两项原生盐水包裹体，X1-1

原生盐水包裹体均一温度和盐度测试数据分析揭示，菱铁矿包裹体均一温度为92～250℃，平均为160.5℃，呈双峰态展布特征。盐度(wNaCl)为4.49%～33.20%，主要在4.49%～7.59%，平均为9.66%。菱铁矿原生盐水包裹体的温度和盐度交会图展示了总体的正相关关系(图7-A)。

石英次生加大包裹体的均一温度在75～201℃，平均为124.1℃，呈单峰态展布特征，峰值区间为105～136℃；盐度为1.74%～13.40%(图7-B)。温度与盐度交会图(图7-B)显示两者无明显相关性。

石英次生加大边和菱铁矿原生盐水包裹体测试揭示，总体上两者均一温度相近，在60～201℃，但菱铁矿具有>240℃的温度区间；两者盐度对比总体上菱铁矿的盐度要略微高于石英次生加大边，且菱铁矿测试中具有高达33.20%的高盐度记录(图7-C)。

4 讨 论

4.1 石英次生加大边和菱铁矿胶结物分布及形成顺序

通过上述铸体薄片和扫描电镜分析揭示，石英次生加大和菱铁矿这2种主要胶结物具有明显的形成先后顺序。石英次生加大边主要分布在粒间孔隙内，而菱铁矿则主要分布在石英次生加大边形成之后的残余粒间孔隙内以及粒间和粒内溶蚀孔隙内，并具有明显的交代长石现象(图3-B、F)，而菱铁矿与石英次生加大边共存结构中出现了石英次生加大边明显的溶蚀现象，说明菱铁矿明显形成在石英次生加大边胶结及溶蚀之后(图3-A、B、C、D)。

图6 黄桥地区龙潭组石英次生加大和菱铁矿胶结物的荧光特征Fig.6 The fluorescence characteristics of quartz overgrowth and siderite cement in Longtan Formation from Huangqiao area(A)石英次生加大及加大边内的包裹体，单偏光，X1-5; (B)石英次生加大边内包裹体未见荧光，可在尘线附近隐约见暗橙色弱荧光,X1-5; (C)照片上部灰褐色菱铁矿胶结物， 单偏光， X1-6; (D)照片上部灰褐色菱铁矿胶结物内见亮绿色荧光， 单偏光，X1-6

4.2 石英次生加大边和菱铁矿胶结物的流体环境及演化

黄桥地区龙潭组致密砂岩层段中，砂岩内石英次生加大边普遍，并明显早于菱铁矿形成，而该致密砂岩形成环境背景具有明显的碳质泥岩、煤层和煤线分布。前人研究揭示，在碳质富集层段，沉积环境具有明显的酸性条件[16]，加之三角洲砂体普遍的高能沉积有利于原始孔隙的保存，因此，这种环境条件有利于长石和碳酸盐矿物的溶蚀以及原始孔隙空间的保存。这也是样品薄片鉴定及X射线衍射分析中揭示的长石和方解石较少的主要原因之一，并且酸性环境有利于碱性矿物的形成[17]。图4揭示，石英次生加大发育的样品中，石英含量与斜长石和黏土矿物具有明显的负相关性，其主要与石英次生加大的早期生长空间相关。黏土矿物演化过程会为石英次生加大提供物质来源；而长石的溶蚀也为石英次生加大提供了生长空间。

从黄桥地区埋藏史图可以看出(图8)，龙潭组经历的最高温度约140℃[1,9]；而本次测试的菱铁矿包裹体均一温度为92～250℃，石英次生加大包裹体的均一温度为75～201℃，反映了高于地层经历的最大正常温度。前人研究也在龙潭组煤系地层中发现了玄武岩和流纹岩等火山岩记录，并认为其反映东吴运动(图8)的频繁岩浆热事件活动[17-18]，这为该时期热流体活动提供了支撑。石英次生加大边的盐度具有明显的2个分区，其中盐度在1.74%～10%之间较稳定(图7)，反映其形成总体以地层水为主，而高盐度可能跟体系外流体注入有关。本次研究中并未在石英次生加大边中检测到油气包裹体的存在，说明当时石英次生加大过程中并未伴随油气的运移；而前人[1,9]揭示的石英相关荧光特征，经分析认为主要集中在次生加大边溶蚀的尘线和微裂缝内(图6-B)，其可能与石英次生加大边形成之后石英颗粒的破裂和溶蚀后的后期油气充注相关，否则石英次生加大边中应该存在荧光。

图7 黄桥地区龙潭组石英次生加大和菱铁矿胶结物原生盐水包裹体温度、盐度直方图及交会图Fig.7 The histogram and cross plot for temperature and salinity of primary brine-aqueous measured from quartz overgrowth and siderite cement inclusions in the Longtan Formation from Huangqiao area

图8 黄桥地区X1井龙潭组埋藏史Fig.8 The burial history of the Longtan Formation in Well X1, Huangqiao area(据李建青等[13]、丁道桂等[14]资料修改)

薄片鉴定和X射线衍射分析显示X2井样品中菱铁矿普遍偏高，而在X1井中略少；同时，样品X2-9与煤系地层接触，菱铁矿含量高，而其余与煤系地层不直接接触的样品菱铁矿含量普遍略低。菱铁矿胶结物形成于石英次生加大边形成和溶蚀之后(图3)，其原生盐水包裹体温度范围与石英次生加大边的相近，盐度均有2个峰值范围，说明石英次生加大与菱铁矿的形成也经历了2期热流体活动的影响，个别样品温度和盐度略高，可能存在外来流体充注；而菱铁矿较石英次生加大具有相对的高温度和高盐度的特点，说明部分菱铁矿的形成可能经历过比石英次生加大更强的外来热流体影响。从荧光检测可以看出，菱铁矿内具有零星的荧光分布，主要出现在菱铁矿的溶蚀孔隙内，而菱铁矿本身并未发现油气包裹体。同时，油气的充注过程势必会伴随有机酸的存在，而菱铁矿形成于碱性条件，两者在形成环境上相矛盾，因此，认为油气的充注晚于菱铁矿的形成。

综合以上分析，认为石英次生加大边指示酸性成岩环境，而石英次生加大边溶蚀和菱铁矿的胶结指示碱性成岩环境的存在，说明其并非准同生期形成；邱柱国的文章中也揭示了类似环境条件下成岩作用和后生作用可形成菱铁矿[19]。石英次生加大边和菱铁矿的形成温度和盐度相近(图7-C)，可能指示两者形成过程中成岩流体的温度和盐度相近，两者形成过程并非间隔了很长时间，但存在明显的酸碱度差异性。石英次生加大边形成再到溶蚀和菱铁矿胶结的酸性和碱性的变换，刘宝珺等认为在含煤地层中，在还原环境下，厌氧嫌气细菌的作用会导致pH值上升到9[20]。蔡春芳等认为温度低于80℃条件下的微生物活动会大量消耗有机酸，并使得水体介质从酸性向碱性演化[21-23]，而这种酸碱转换的深度主要集中在200～400 m[16]，很可能在一定埋藏深度与厌氧条件下，厌氧细菌活动对酸性流体的消耗，和快速碱性化存在相关性。

2种胶结物高于地层温度和盐度的记录，可能指示它们的形成过程中伴随了2期热流体的活动；但胶结物内原生包裹体未见荧光显示，说明热流体活动并未伴随油气的充注和活动，油气应该为后期注入，而后期煤系地层有机酸形成和油气充注导致碱性流体环境向酸性流体环境的转变。

因此，认为研究区二叠系龙潭组经历了酸性环境-碱性环境-酸性环境的演化过程，并伴有明显的热流体活动影响。

5 结 论

a. 黄桥地区龙潭组含碳质地层致密砂岩中普遍出现石英次生加大边和菱铁矿共存的现象。石英次生加大边和菱铁矿形成过程中水体的温度和盐度具有相近性，可能指示石英次生加大和菱铁矿的形成具有相近的温度和盐度条件，但却经历了明显的酸性-碱性成岩流体环境变化。石英次生加大边主要形成于沉积后酸性流体环境下的原始粒间孔隙内，与沉积环境富含碳质相关；菱铁矿主要分布在石英次生加大边之后的残余粒间孔及粒间和粒内的溶蚀孔隙内，这种酸性向碱性环境的转变可能是浅埋藏条件下厌氧细菌活动所致。

b.石英次生加大和菱铁矿胶结物的均一温度高于地层经历的最大正常埋藏温度，指示了热流体的参与和影响；而部分菱铁矿的形成反映了更高的温度和盐度流体环境，高温特征可能反映下扬子地区东吴运动的热流体活动。

c.石英次生加大边和菱铁矿胶结物形成过程中无明显的油气记录，说明两者在形成过程中尽管有外来热流体影响，但并未伴随油气的充注和活动记录，油气应该是在菱铁矿形成之后才注入，并导致环境从碱性向酸性的转化。

[参考文献]

[1] 陈顺勇，俞昊，林春明，等．下扬子黄桥地区龙潭组储层流体包裹体特征及油气成藏期研究[J]．石油实验地质，2013，35(4)：389-394．

Chen S Y, Yu H, Lin C M,etal. Fluid inclusion features and hydrocarbon accumulation stages of Permian Longtan Formation, Huangqiao area, Lower Yangtze Basin[J]. Petroleum Geology & Experiment, 2013, 35(4): 389-394. (in Chinese)

[2] 高志勇，冯佳睿，周川闽，等．干旱气候环境下季节性河流沉积特征——以库车河剖面下白垩统为例[J]．沉积学报，2014,32(6)：1060-1071．

Gao Z Y, Feng J R, Zhou C M,etal. Arid climate seasonal rivers deposition: A case of Lower Cretaceous in Kuche River outcrop[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2014, 32(6): 1060-1071. (in Chinese)

[3] 张荣虎，杨海军，王俊鹏，等．库车坳陷超深层低孔致密砂岩储层形成机制与油气勘探意义[J]．石油学报，2014，35(6)： 1057-1069．

Zhang R H, Yang H J, Wang J P,etal. The formation mechanism and exploration significance of ultra-deep, low-porosity and tight sandstone reservoirs in Kuqa depression, Tarim Basin[J]. Acta Petrolei Sinica, 2014, 35(6): 1057-1069. (in Chinese)

[4] 张枝焕,胡文瑄,曾溅辉,等.东营凹陷下第三系流体-岩石相互作用研究[J].沉积学报,2000,18(4):560-566．

Zhang Z H, Hu W X, Zeng J H,etal. Study of fluid-rock interactions in Paleogene Formation in Dongying Depression, Bohai Gulf Basin[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2000, 18(4): 560-566. (in Chinese)

[5] 刘立,于均民,孙晓明,等.热对流成岩作用的基本特征与研究意义[J].地球科学进展,2000,15(5)：583-585．

Liu L, Yu J M, Sun X M,etal. Basic characteristics of thermal convection diagenesis and its research significance[J]. Advances In Earth Sciences, 2000, 15(5): 583-585. (in Chinese)

[6] 焦养泉，武法东，李思田，等．滦平盆地成岩作用过程及古热流体幕式运移事件分析[J]．岩石学报，2000，16(4)： 615-622．

Jiao Y Q, Wu F D, Li S T,etal. Diagenism and thermal fluid episode migration events in Luanping Basin, China[J]. Acta Petrologica Sinica, 2000, 16(4): 615-622. (in Chinese)

[7] Kim J C, Lee Y I, Hisada K. Depositional and compositional controls on sandstone diagenesis, the Tetori Group (middle Jurassic-early Cretaceous), central Japan[J]. Sedimentary Geology, 2007, 195(3): 183-202.

[8] 李忠，费卫红，寿建峰，等．华北东濮凹陷异常高压与流体活动及其对储集砂岩成岩作用的制约[J]．地质学报，2003，77(1)：126-134．

Li Z, Fei W H, Shou J F,etal. Overpressure and fluid flow in the Dongpu Depression, North China: Their constraints on diagenesis of reservoir sandstones[J]. Acta Geologica Sinica, 2003, 77(1): 126-134. (in Chinese)

[9] 李建青，蒲仁海，武岳，等．江苏黄桥地区龙潭组沉积相与有利储层预测[J]．石油实验地质，2012，34(4)：395-399．

Li J Q, Pu R H, Wu Y,etal. Sedimentary characteristics and favorable reservoir prediction of Longtan Formation in Huangqiao area, Jiangsu Province[J]. Petroleum Geology & Experiment, 2012, 34(4): 395-399. (in Chinese)

[10] 李伶俐，马伟竣．下扬子黄桥地区二叠系龙潭组致密砂岩储层成岩作用与孔隙演化[J]．油气藏评价与开发，2013，3(6)：10-14．

Li L L, Ma W J. Diagenesis and pore evolution of tight sand reservoir of the Permian Longtan Formation in Huangqiao area, Lower Yangtze region[J]. Reservoir Evaluation and Development, 2013, 3(6): 10-14. (in Chinese)

[11] 张妮，林春明，俞昊，等．下扬子黄桥地区二叠系龙潭组储层特征及成岩演化模式[J]．地质学刊，2015，39(4)：535-542．

Zhang N, Lin C M, Yu H,etal. Characteristics and diagenetic evolution model of the Permian Longtan Formation reservoir in the Huangqiao area of the Lower Yangtze region[J]. Journal of Geology, 2015, 39(4): 535-542. (in Chinese)

[12] 郭念发，姚柏平，吴群.安徽无为盆地油气地质条件评价[J]．安徽地质，1999，9(4)：289-294．

Guo N F, Yao B P, Wu Q. The appraisal of oil and gas geological conditions of the Wuwei Basin, Anhui[J]. Geology of Anhui, 1999, 9(4): 289-294. (in Chinese)

[13] 李建青，夏在连，史海英，等．下扬子黄桥地区龙潭组流体包裹体特征与油气成藏期次[J]．石油实验地质，2013，35(2)： 195-198．

Li J Q, Xia Z L, Shi H Y,etal. Characteristics of fluid inclusions and timing of hydrocarbon accumulation in Longtan reservoirs in Huangqiao region, Lower Yangtze Basin[J]. Petroleum Geology and Experiment, 2013, 35(2): 195-198. (in Chinese)

[14] 丁道桂，王东燕，刘运黎．下扬子地区古生代盆地的改造变形[J]．地学前缘，2009，16(4)：61-73．

Ding D G, Wang D Y, Liu Y L. Transformation and deformation of the Paleozoic Basins in Lower Yangtze areas[J]. Earth Science Frontiers, 2009, 16(4): 61-73. (in Chinese)

[15] 田瑞聪,龚建明,田杰鹏,等．下扬子地区龙潭组煤系地层特征[J]．海洋地质前沿，2016，32(1)：60-65．

Tian R C, Gong J M, Tian J P,etal. Stratigraphic features of the coal-bearing Longtan Formation in the Lower Yangtze area[J]. Marine Geology Frontiers, 2016, 32(1): 60-65. (in Chinese)

[16] 郑浚茂,应凤祥.煤系地层(酸性水介质)的砂岩储层特征及成岩模式[J]．石油学报，1997，18(4)：19-24．

Zheng J M, Ying F X. Reservoir characteristics and diagenetic model of sandstone intercalated in coal-bearing strata (acid water medium) [J]. Acta Petrolei Sinica, 1997, 18(4): 19-24. (in Chinese)

[17] 王铁冠，包建平，周玉琦，等．苏北黄桥地区东吴运动热事件的有机地球化学证据[J]．地质学报，1998，72(4)：358-365．

Wang T G, Bao J P, Zhou Y Q,etal. Organic geochemical evidence for the thermal event of the Dongwu Movement in Huangqiao, Northern Jiangsu[J]. Acta Geologica Sinica, 1998, 72(4): 358-365. (in Chinese)

[18] 梁新权，周云，蒋英，等．二叠纪东吴运动的沉积响应差异：来自扬子和华夏板块吴家坪组或龙潭组碎屑锆石 LA-ICPMSU-Pb年龄研究[J]．岩石学报，2013，29(10)：3592-3606．

Liang X Q, Zhou Y, Jiang Y,etal. Difference of sedimentary response to Dongwu Movement: Study on LA-ICPMS U-Pb ages of detrital zircons from Upper Permian Wujiaping or Longtan Formation from the Yangtze and Cathaysia blocks[J]. Acta Petrologica Sinica, 2013, 29(10): 3592-3606. (in Chinese)

[19] 邱柱国．沉积矿床成因亚类的划分及沉积菱铁矿的成因[J]．矿床地质，1987，6(1)： 68-78．

Qiu Z G. Genetic subtype classification of sedimentary deposits and genesis of sedimentary siderite[J]. Mineral Deposits, 1987, 6(1): 68-78. (in Chinese)

[20] 刘宝珺，张锦泉．沉积成岩作用[M]．北京:科学出版社,1992．

Liu B J, Zhang J Q. Sedimentary Diagenesis[M]. Beijing: Science Press, 1992. (in Chinese)

[21] 蔡春芳,梅博文,马亭,等.塔里木盆地有机酸来源、分布及对成岩作用的影响[J]．沉积学报，1997，15(3)：103-111.

Cai C F, Mei B W, Ma T,etal. The source, distribution of organic aids in oilfield waters and their effects on mineral diagenesis in Tarim Basin[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 1997, 15(3): 103-111. (in Chinese)

[22] 杨晓萍,顾家裕.煤系地层中储层基本特征与优质储层的形成与分布[J].沉积学报,2007,25(6)： 891-895．

Yang X P, Gu J Y. General feature of reservoir in coal-bearing formation and distribution of the favorable reservoir[J]. Acta Sedimentologica Sinica, 2007, 25(6): 891-895. (in Chinese)

[23] 王京，赵彦超，刘琨，等．鄂尔多斯盆地塔巴庙地区上古生界砂岩储层 “酸性+ 碱性” 叠加溶蚀作用与储层质量主控因素[J]．地球科学，2006，31(2)： 221-228．

Wang J, Zhao Y C, Liu K,etal. Superimposing controls of acidic and alkaline dissolutions on sandstone reservoir quality of the Paleozoic Xiashihezi and Shanxi Formations in Tabamiao Area, Ordos Basin[J]. Earth Science, 2006, 31(2): 221-228. (in Chinese)