吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组沉积特征及沉积相演化

邵　雨，杨勇强，万　敏，邱隆伟，操应长，杨生超

（1.中国石油新疆油田分公司勘探开发研究院，新疆克拉玛依834000；2.中国石油大学地球科学学院，山东青岛266580）

吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组沉积特征及沉积相演化

邵雨1，杨勇强2，万敏1，邱隆伟2，操应长2，杨生超2

（1.中国石油新疆油田分公司勘探开发研究院，新疆克拉玛依834000；2.中国石油大学地球科学学院，山东青岛266580）

综合利用岩心、薄片、录井等资料，研究了吉木萨尔凹陷芦草沟组的沉积特征及沉积相。研究认为，吉木萨尔凹陷芦草沟组受陆源碎屑注入、火山活动和内源碳酸盐岩的影响，总体具有以白云质岩类为主、岩石组分复杂、结构多变等特点。湖盆由早期的敞流湖盆逐渐演变为晚期的闭流湖盆，甜点体具有粉砂层薄、石英和长石含量高、碳酸盐矿物含量高、黏土矿物含量低的特点，主要发育于三角洲、水下浅滩、混合坪、云坪等沉积环境。下甜点体内石英和长石含量较高，而上甜点体内白云石含量较高，甜点体间则主要发育半深湖泥和重力流沉积。由于气候的周期性变化，造成沉积物沿湖盆边缘至盆地中心呈环带状分布，纵向上具有较强的非均质性。在芦草沟组沉积时期，风携带大量火山物质进入湖盆，造成了湖盆中正常沉积物与火山物质及陆源碎屑物质混合沉积。

准噶尔盆地；吉木萨尔凹陷；芦草沟组；沉积特征；沉积相

准噶尔盆地二叠系芦草沟组是中国主要的致密油目标层系之一［1-2］。自2010年以来，盆地东南部吉木萨尔凹陷吉23井、吉25井、吉30井等多口钻井在芦草沟组获得了工业性油流，表明芦草沟组致密油具有巨大的勘探潜力［3-4］。

前人对吉木萨尔凹陷芦草沟组致密油储集岩石类型与孔隙关系进行了研究，确定了致密油储集层主要分布在芦草沟组一段下部（下甜点体）和芦草沟组二段下部（上甜点体），明确了芦草沟组和上、下甜点体的空间展布情况。芦草沟组致密油储集层岩性多样、矿物成分多变，为咸化湖盆沉积环境中形成的细粒混积岩，由于受机械沉积作用、化学沉积作用等影响，陆源碎屑-碳酸盐岩与泥岩，优质烃源岩与细粒储集层呈薄互层分布，具较强非均质性［4-5］。吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组发育一套白云质岩致密油储集层，白云质岩类主要包括泥质白云岩、白云质泥岩、白云质粉砂岩等，但对吉木萨尔凹陷芦草沟组白云质岩类形成环境的认识存在较大争议［5-6］，从而制约着吉木萨尔凹陷芦草沟组致密油的下一步勘探。

弄清吉木萨尔凹陷芦草沟组沉积特征及沉积相演化，有助于准确掌握各种类型储集层间的相互联系以及共生规律，对于油田增储上产具有重要意义。

1　地质概况

吉木萨尔凹陷位于准噶尔盆地东部隆起的西南部，北以吉木萨尔断裂为界，南以三台断裂为界，西以老庄湾断裂和西地断裂为界，向东逐渐过渡到古西凸起，吉木萨尔凹陷是一个在中石炭统褶皱基底上发育起来的西断东超的箕状凹陷（图1）。凹陷内构造平缓，地形单一［7］，总面积约1 500 km2.吉木萨尔凹陷从石炭纪至今经历了海西、印支、燕山、喜马拉雅等多期构造运动［8］。各期构造运动在凹陷的西部以沉降为主，东部则以抬升为主；在北部和南部同时发生断裂和抬升，但是北部活动强度大于南部。凹陷东部自白垩系以下的地层全部遭受剥蚀。

图1　吉木萨尔凹陷构造位置

吉木萨尔凹陷自上而下发育第四系（Q），新近系（N），古近系（E），白垩系吐谷鲁群（K1tg），侏罗系齐古组（J3q）、头屯河组（J2t）、西山窑组（J2x）、三工河组（J1s）、八道湾组（J1b），三叠系克拉玛依组（T2k）、烧房沟组（T1s）、韭菜园组（T1j），二叠系梧桐沟组（P3wt）、芦草沟组（P2l）、井井子沟组（P2j），石炭系巴塔玛依内山组（C2b）。芦草沟组自下而上可划分为芦草沟组一段（P2l1）和芦草沟组二段（P2l2），进一步可划分出4个层组：P2l21，P2l11，P2l22和P2l12，平面上总体显示出西部和南部凹陷区厚度大，向四周隆起逐渐减薄。其中，P2l21厚度为0～140 m，岩性主要为灰色白云质粉砂岩和深灰色泥晶白云岩；P2l11厚度为0～120 m，岩性以灰色含白云质泥岩和深灰色白云岩为主；P2l22厚度为0～120 m，岩性主要为粉砂岩、粉砂质白云岩和泥晶白云岩，为研究区相对优质储集层发育层段，在研究区大多数井较发育；P2l12厚度为0～40 m，岩性以灰色泥岩、泥质粉砂岩为主。

2　沉积特征

2.1岩石矿物组成

吉木萨尔凹陷芦草沟组致密油储集层的矿物成分多样，存在石英、钾长石、斜长石、方解石、白云石、黄铁矿、沸石、黏土等多种矿物类型（图2a）。其中，石英、长石及白云石平均相对含量相当，黏土矿物含量较低，反映一种碎屑沉积岩与化学沉积岩过渡或火山碎屑岩与正常沉积岩过渡的复杂混积岩类型。纵向上，不同矿物成分相对含量存在明显差异。上、下甜点体都具有石英和长石含量高、碳酸盐岩含量高、黏土矿物含量低的特点，其中斜长石的含量要远高于钾长石。甜点间的白云石含量相对较低，而黏土矿物的含量最高（图2b）。

总的来说，芦草沟组岩石类型主要为粉细砂岩类、泥岩类、碳酸盐岩类及少量其他岩类（图3）。粉细砂岩类包括白云质粉细砂岩、岩屑长石粉细砂岩和白云屑粉细砂岩；碳酸盐岩类主要为砂屑白云岩、粉细砂质白云岩、泥微晶白云岩；另外发育少量碳质泥岩、生屑灰岩、粒屑灰岩、硅质岩、钠长石岩、方沸石岩、黄铁矿和矿物富集的薄层及条带。由于沉积环境的改变，不同岩性段内岩石类型及其组合存在较大的差异。其中，上甜点体岩性以白云岩夹粉砂岩为特征，甜点体间泥岩含量相对较高，主要是中—厚层白云质/灰质/粉砂质泥岩与泥晶白云岩互层，粉砂岩含量少，以薄层出现；下甜点体岩性以粉砂岩与白云岩互层为特征，沉凝灰岩、陆源碎屑与火山碎屑型混积岩主要出现在下甜点体。

图2　吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组矿物组成及其分布

图3　吉木萨尔凹陷芦草沟组主要岩石类型

2.2多种成因的岩石组构

吉木萨尔凹陷芦草沟组的岩石组分类型主要有陆源碎屑、内源物质和火山碎屑3大类。陆源碎屑主要由少量粗粒的砾、砂和大量细粒的粉砂所构成。

含砾砂岩主要分布于芦草沟组底部的非甜点体，甜点体发育时期，仅在湖盆北部的吉15井发育含砾砂岩。含砾砂岩的发育在成因上可能和三角洲有关，其分选和磨圆相对较差，且砾石多具有定向性，表明湖盆周缘存在一定的物源供给，但分布范围较为局限；岩石中见少量灰色泥砾，泥砾分布于正粒序的底部（图4a），是较强水动力作用的结果。

湖盆内发育大量的粉砂岩，其分选和磨圆较好，且在岩心中常常能见到浪成交错层理，表明其形成经历了波浪的改造，粉砂岩在物源注入区的前部，往往呈席状分布，连续性较好，但单层厚度薄。粉砂岩的形成是早期三角洲前缘或滩坝的细碎屑物质接受再改造所致。

吉木萨尔凹陷内部大量碳酸盐岩的出现表明该时期湖盆整体为欠补偿型沉积环境，陆源碎屑注入较少，且水体盐度较高。主要发育由鲕粒、内碎屑和生物碎屑组成的颗粒碳酸盐岩和泥晶白云岩，颗粒碳酸盐岩和泥晶白云岩形成环境的水动力强度差异较大。富泥的碳酸盐岩多形成于较低能的环境，粒度较细，颜色相对较深；而由鲕粒、内碎屑、生物碎屑等颗粒组成的颗粒碳酸盐岩往往形成于浅水高能的沉积环境中。两者的混合产物则形成于低能环境和高能环境之间。

火山物质广泛分布于湖盆，在凹陷的边部可以见到一些正常的火山喷出岩，而在湖盆内部则见到大量的棱角状火山玻屑、陆源粉砂岩和泥晶白云岩混合发育，且很少见到火山灰成层分布的现象，表明这些火山物质可能是由风携带进入到湖盆中沉积下来。

3　沉积相发育特征

3.1沉积环境的总体特点

芦草沟组沉积期，湖盆发育总体具有南西厚、北东薄的特点，沉积中心位于靠近西地断裂的北部，地层厚度可以达到5 000 m左右，北部地区一般可以达到3 000 m以上，东部则一般小于2 600 m.

多数学者认为吉木萨尔凹陷沉积环境为典型的近海湖盆，湖相自生碳酸盐矿物的δ13C往往可以反映沉积期湖水的信息，对样品中泥晶白云石进行碳同位素测定，其δ13C为5.90‰～12.78‰，而同时期海水的δ13C为0～5.70‰［9］，这说明芦草沟组沉积期湖水与海水沟通很弱，几乎没有受到海水的影响。

自然界中的湖盆常常可以分为闭流湖盆和敞流湖盆。闭流湖盆的δ13C和δ18O往往具有较高的相关性（相关系数大于0.70），这类湖盆的湖平面表现为振荡的特点，大部分时间适合蒸发矿物的沉淀，有时湖床暴露，沉积物发生干裂［10］。对吉木萨尔凹陷内上甜点体、下甜点体和甜点体间的湖相自生白云岩的δ13C与δ18O进行相关性分析，结果表明，上甜点体自生白云岩的δ13C和δ18O的相关系数为0.71，为典型的闭流湖盆；而下甜点体和甜点体间自生白云岩的δ13C与δ18O的相关系数分别为0.46和0.32，表明该时期湖盆为敞流湖盆。总体而言，从芦草沟组沉积早期到晚期具有由敞流湖盆逐渐变为闭流湖盆，水体逐渐变得咸化的特点。

3.2沉积相类型及其发育特征

吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组沉积相为湖相沉积的认识基本得到认可［4-5］。但湖盆中致密油储集层具有粉砂岩层薄、石英和长石含量高、碳酸盐矿物含量高、黏土矿物含量低的特点，对于这种特殊类型的岩石的成因解释，存在较大的分歧。文献［11］认为，芦草沟组属于陆内裂谷背景下欠补偿的咸化湖沉积环境，岩浆—热液流体间歇性参与沉积过程，提出这套白云岩为地幔热液喷流型原生白云岩。文献［12］提出“沉火山尘凝灰岩”来解释细粒岩中黏土矿物含量较低（小于20%）的特点。

吉木萨尔凹陷芦草沟组细粒岩岩心中发育大量的浅水成因沉积构造，局部可以见到同生角砾和泥裂的现象，表明细粒岩应形成于较浅水的环境，并非深湖环境，且在湖盆内部见不到明显的火山通道，表明岩心和薄片中存在的火山物质可能是火山物质喷发后被风携带到湖盆内沉积下来。这些火山物质进入湖盆内发生水解，造成了湖盆内水体的咸化。受气候的影响，湖盆干旱期有利于白云石的形成。而湖盆周缘物源供给较弱，造成了细粒岩中黏土矿物含量较低的特点。白云质粉砂岩则主要分布于湖盆的边部，表明这些陆源碎屑可能是由于早期的三角洲或滨岸遭受侵蚀，被湖浪带入到湖盆中部，与白云石共生。由于湖盆内的化学沉积作用、机械沉积作用和火山作用，导致了白云质岩类的广泛发育。

图4　吉木萨尔凹陷芦草沟组沉积特征图版

由此可知，吉木萨尔凹陷芦草沟组沉积时期主要沉积环境包括浅水环境的三角洲、砂质浅滩、碳酸盐岩浅滩、云坪，以及形成于深水环境的泥坪、深湖（泥岩和浊积岩）。除了以上正常湖相沉积外，在部分井地层中往往能见到与火山作用有关的沉积相类型，除了能见到少量正常的火山碎屑岩，多数情况下火山玻屑、泥级的火山物质和正常的湖相沉积物混合在一起，难于区分。

（1）三角洲相三角洲沉积主要分布在湖盆的边部，规模较小，向湖内提供的砂质沉积物有限，垂向上主要分布于芦草沟组的底部。岩性以细砂岩和粉砂岩为主，可见少量含砾砂岩（图4a），砂质较纯，分选较好。以三角洲前缘亚相为主，发育水下分流河道、河口砂坝、水下分流河道间等微相。水下分流河道沉积中常发育板状交错层理、槽状交错层理、波状交错层理、平行层理以及冲刷-充填构造（图4b），在冲刷面以上河床底部滞留沉积也较常见，反映了较强的水动力特征。水下分流河道间以黏土沉积为主，含少量粉砂和细砂，具水平层理和透镜状层理，并可见浪成波痕及生物介壳和植物残体等。水下分流河道沉积微相在测井曲线上表现为向上变细的正旋回，河口砂坝微相则表现为向上变粗的反旋回，发育楔状交错层理、浪成交错层理、平行层理和小型波状层理。

（2）砂质浅滩亚相砂质浅滩主要分布于三角洲前缘的前部和侧翼，受波浪改造作用影响强烈。单层厚度较薄，一般小于1 m.岩心中可见各种浪成交错层理和低角度板状交错层理（图4c），是甜点体细粒岩中最有利的储集层。砂质浅滩可进一步划分为滩脊和滩席，滩脊形成时的水动力条件相对较强，颗粒分选磨圆较好，结构成熟度和成分成熟度相对较高，岩性以粉砂岩、含砂屑粉砂岩、白云质粉砂岩为主（图4d）。滩席形成时的水动力条件相对较弱，以白云质粉砂岩为主，白云质含量较高，岩心中常见块状结构，显微镜下可见大量的砂质颗粒呈漂浮状分布于泥晶白云岩之上。

（3）碳酸盐岩浅滩亚相碳酸盐岩浅滩主要发育于湖泊周边地势平缓、陆源碎屑物输入少、湖泊水体清澈的区域。由于具有更高的盐度和弱的物源供给，碳酸盐岩浅滩主要分布于上甜点体，单层厚度较薄，一般小于0.2 m.岩心中常见冲洗层理和波状层理。碳酸盐岩浅滩包括砂屑浅滩和生物浅滩2种：前者形成于相对高能的环境中，分选和磨圆较差，表明其可能为早期近源的未固结碳酸盐沉积物遭受波浪的侵蚀作用所形成，往往发育大量粒间孔隙（图4e，图4f）；生物浅滩往往与泥晶碳酸盐岩共生（图4g，图4h），生物颗粒较为完整。

（4）云坪亚相云坪是构成甜点体的主要沉积亚相。主要分布于滨岸带，往往受潜水面的影响。由于毛细管蒸发作用，潜水的盐度相对湖水较大，化学沉淀作用强，易于形成白云石、方解石等碳酸盐类矿物。研究区云坪的沉积物多表现为浅灰色，常含有少量泥质和粉砂质组分，白云石多为自形和他形结构，粒径小于5 μm，且有序度较低，表明其可能形成于成岩作用早期［13］。岩心中可见浪成交错层理和块状层理，部分岩心中发育泥裂、干裂纹、干裂层面和同生角砾等形成于准同生阶段的暴露构造（图4i），白云质成分主要为泥晶、微晶结构（图4j），反映其形成于强烈蒸发条件下高盐度的滨湖环境中。

（5）泥坪亚相泥坪主要分布于陆源碎屑注入相对较弱的地区和滨岸区相对较低洼的地区，主要由粉砂质泥岩和泥岩组成，颜色以灰绿色和浅灰色为主，偶尔可以见到薄的砂质条带，生物扰动较为强烈。

（6）混合坪亚相混合坪位于云坪沉积和滨岸砂滩沉积的过渡带，具有中等的水动力条件。岩心上常表现为块状或深色泥晶白云岩和浅灰色砂质条带的互层状结构（图4k），白云质和砂质组分的含量相接近（图4l）。湖盆水体能量较弱时，主要形成泥晶白云岩，晚期湖平面下降，水体能量增高，湖盆边部的粉砂质组分被波浪作用或风携带至此沉积下来，形成了白云岩和砂岩混合沉积。

（7）半深湖—深湖亚相半深湖—深湖亚相总体以细粒沉积为主，也发育深水重力流成因的泥质砂岩。①泥岩主要发育于甜点体间，颜色为黑色和深灰色（图4m），主要为块状构造，岩性主要为泥岩、含白云质泥岩、细粉砂质泥岩夹薄层粉细砂岩及含粉砂质白云岩。黑色泥岩薄片中常见到连续状的藻纹层沉积（图4n），总有机碳含量高，一般大于2%，最大可达12%.岩心中常见水平层理，泥岩中含有不同程度的动物活动遗迹、生物颗粒、鱼化石等。部分泥岩中方解石含量较高，后期重结晶形成粗晶方解石组分，主要呈层状和片状分布于泥岩中。②深水重力流沉积由于距物源较远，搬运、分选时间长，因此粒度相对较细［14］。吉木萨尔凹陷芦草沟组的深水重力流发育较为局限，主要分布在甜点体之间的深水沉积期，黑色的深湖亚相泥岩中常常可以见到截切、球枕-砂岩脉和白云质团块等典型重力流沉积标志（图4o-图4q）。

此外在靠近盆地边缘的取心井中可见到安山岩（图4r，图4s），在湖盆内部的取心井中可以见到沉凝灰岩（图4t）。火山碎屑物质在芦草沟组甜点体相对发育，湖盆的中部主要为火山灰与陆源碎屑岩和碳酸盐岩相互混合沉积，或者3者混合沉积，火山物质主要为各种玻屑和凝灰质，棱角状的火山物质呈团块状和分散状分布于正常沉积物中，火山物质往往易于水解，形成大量的次生孔隙（图4u），这些火山物质可能由风携带进入湖盆。

3.3沉积演化

吉木萨尔凹陷在芦草沟组沉积时期受构造、气候、沉积物供给等因素影响，湖盆处于深水、浅水不断变换的环境，因此，沉积物往往沿湖盆边缘至盆地中心呈环带状分布，在湖盆边缘往往形成以砂质为主的白云质砂岩储集层，向湖盆中心则形成砂质白云岩、泥质白云岩。当湖盆处于深水环境，储集层主要发育于湖盆边缘，深水区主要发育优质烃源岩。下甜点体沉积时期，云坪-混合坪-砂质浅滩以及三角洲沉积构成了甜点体的主体，三角洲沉积主要发育在湖盆南部，北部也有小规模分布，其中云坪分布规模最大（图5）。受沉积期气候周期性变化影响，湖平面变化频繁，正是由于湖盆的周期性萎缩和扩张，在吉木萨尔凹陷内形成了广泛发育的泥晶白云岩、粉砂岩和混积岩。

研究区芦草沟组与下伏井井子沟组及上覆梧桐沟组均呈不整合接触关系，湖盆北部地区遭受强烈的剥蚀，上部地层被剥蚀殆尽。芦草沟组自上而下发育2个沉积旋回，甜点体主要形成于高位体系域时期。

图5　吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组下甜点体沉积相

吉木萨尔凹陷二叠系芦草沟组沉积早期，水体较浅，物源供给较为充足，湖盆边部及湖盆内部广泛发育的三角洲沉积（图6），向湖盆中心逐步进积，南部物源的供给强度和波及范围明显要强于北部物源。从早期至晚期，芦草沟组发育两期水进—水退旋回。下部旋回的底部，湖盆水体较浅，陆源供给较强，南北两个三角洲在湖盆内发育的范围较大，随着湖平面的上升，南北两侧的三角洲逐渐萎缩，在湖盆中部发育大量的湖相泥岩；随着气候变干旱，湖盆水体变浅，湖平面逐渐下降，三角洲向湖盆内进积，该时期沉积物供应速率较低，并且由于湖盆的萎缩以及水体盐度的升高，下甜点体以泥晶白云岩夹薄层的白云质粉砂岩为主，粒度整体较细，湖盆的边部则发育粗碎屑沉积物，岩性主要为砾岩及含砾粗砂岩。接着，气候由干旱变为潮湿，湖平面上升，整个湖盆中部以发育大量的湖相泥岩为主，发育少量浊流成因的粉细砂岩，南部发育规模有限的云坪沉积；最后，随着湖平面的再次下降，南部的物源向湖盆内部推进，而湖盆的中部广泛发育泥晶白云岩。由于湖平面的周期性波动，形成了厚层白云岩夹薄层粉砂岩的沉积特征。

图6　吉木萨尔凹陷芦草沟组南北向沉积相剖面

4　结论

（1）吉木萨尔凹陷芦草沟组受陆源碎屑注入、火山活动和内源碳酸盐岩的影响，总体具有以白云岩为主，岩石组分复杂和结构组分多变的特点。自芦草沟组沉积早期到晚期，湖盆内水体盐度变高，由敞流湖盆逐渐转变为闭流湖盆，湖盆的面积逐渐缩小。

（2）吉木萨尔凹陷芦草沟组甜点体内细粒岩具有粉砂岩层薄、石英和长石含量高、碳酸盐矿物含量高、黏土矿物含量低的特点。其中下甜点体内长石和石英含量较高，而上甜点体内白云石含量较高，由于气候的周期性变化，造成沉积物沿湖盆边缘至盆地中心呈环带状分布，纵向上具有较强的非均质性。甜点体间则主要发育半深湖泥和深水重力流沉积。湖盆沉积期，风携带大量火山物质进入湖盆，形成了湖盆中正常沉积物与火山物质混合沉积的特点。

（3）吉木萨尔凹陷芦草沟组沉积时期，浅水环境主要发育三角洲相，砂质浅滩、碳酸盐岩浅滩、云坪等亚相，深水环境则发育泥坪、深湖亚相。

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Sedimentary Characteristic and Facies Evolution of Permian Lucaogou Formation in Jimsar Sag，Junggar Basin

SHAO Yu1，YANG Yongqiang2，WAN Min1，QIU Longwei2，CAO Yingchang2，YANG Shengchao2
（1.Research Institute of Exploration and Development，XinjiangOilfield Company，PetroChina，Karamay，Xinjiang 834000，China；2.College of Geosciences，ChinaUniversity of Petroleum，Qingdao，Shandong 266580，China）

The systematic studies of the sedimentary characteristic and sedimentary facies of the Permian Lucaogou formation in Jimsar sag of Junggar basin are based on the available cores，thin sections and logging data.The results show that this formation was affected by the charging of terrigenous detrital，volcanic activity and endogenous carbonate rocks，and dominated by dolomitic rock with complex rock com⁃ponents and varied structures.The lacustrine basin gradually changed from early open lake basin to late closed lake basin.The dessert spots are mainly distributed in such sedimentary environments as delta，underwater bank，mixed flat and dolomitic flat，etc，and character⁃ized by thin silty layer，high contents of quartz，feldspar，carbonate mineral，and low content of clay minerals.The lower sweet spot interval has high contents of quartz and feldspar，while the upper one has high content of dolomite，between which the deposits of semi-lacustrine lake mud and gravity flow occur.Because of the periodical change of climate，the deposits appear in ring strips along lake rim to the lake center with strong heterogeneity in the vertical.In the Lucaogou formation sedimentary period，a lot of volcanic materials were carried by wind into the lacustrine basin，resultingin amix of normal sediment，volcanic and terrigenous detrital materials in the basin.

Junggar basin；Jimsar sag；Lucaogou formation；sedimentary characteristic；sedimentary facies

TE112.221

A

1001-3873（2015）06-0635-07

10.7657/XJPG20150602

2015-11-3

2015-11-8

国家973项目（2014CB239002）；国家油气重大专项（2011ZX05009-002）

邵雨（1962-），男，河南商丘人，高级工程师，博士，地球物理勘探，（Tel）0990-6882729（E-mail）shaoyu@petrochina.com.cn.