The composition and source of hydrocarbons in the hydrothermal products of Tangyin and Yonaguni Knoll IV hydrothermal fields from the Okinawa Trough
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摘要: 通过气相色谱-质谱联用仪（GC-MS）和气相色谱-同位素质谱仪（GC-IRMS），分别分析了冲绳海槽南部唐印和第四与那国热液区热液硫化物与热液沉积物中烷烃含量和正烷烃单体碳同位素组成特征。热液产物样品中正烷烃显示出明显的双峰分布，高分子正烷烃显示出明显的奇数碳优势，其丰度最大值位于C31处；低分子正烷烃显示出偶数碳优势，其丰度最大值位于C18处。正烷烃的分布特征以及正烷烃碳同位素组成表明，样品中正烷烃主要来源于热液微生物代谢活动和陆源高等植物的输入，其中，低分子的正烷烃主要来源于热液微生物代谢活动，而高分子的正烷烃主要来源于陆源高等植物。热液硫化物样品中低分子正烷烃含量和比重都高于热液沉积物，表明热液硫化物中热液微生物活动可能更加繁盛。热液硫化物中正烷烃单体的δ13C表现出随碳原子个数增加，同位素值减小的趋势，暗示该区非生物合成有机质的贡献可能不能忽略。Abstract: The hydrothermal sulfide and sediment of the Tangyin and Yonaguni Knoll Ⅳ hydrothermal fields in the southern Okinawa Trough were analyzed in gas chromatography-mass spectrometry (GC-MS) and gas chromatography-isotope ratio mass spectrometry (GC-IRMS), by which the abundances of hydrocarbons and the individual C isotope compositions of n-alkane were determined. The n-alkanes in the hydrothermal products conformed to a bimodal distribution, and exhibited an odd-to-even predominance of high molecular weight n-alkanes with maxima at C31 and an even-to-odd predominance of low molecular weight n-alkanes with maxima at C18. The distribution and individual carbon isotopic compositions of n-alkanes suggest that the low molecular weight n-alkanes in hydrothermal products may be mainly the result of the metabolic activity of submarine hydrothermal microorganisms, and the high-molecular weight n-alkanes in hydrothermal products may be derived from mainly the terrigenous inputs. The content and proportion of low-molecular n-alkanes in hydrothermal sulfides are higher than those of hydrothermal sediment, indicating that hydrothermal microbial activity might be more flourishing in hydrothermal sulfide. The δ13C values of the n-alkanes in the hydrothermal sulfide samples tend to decrease as the number of carbon atoms increased, which suggest that the abiogenic contribution to the source of hydrocarbons in hydrothermal sulfides shall not be ignored.
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天然气水合物是一种以甲烷为主的气体与水在低温高压下形成的固态冰状物质，主要分布在冻土带和水深大于500 m的海底沉积物中。最新估计全球水合物所蕴藏的天然气量约0.2×1015～120×1015 m3，是一种储量大，燃烧清洁，能量高的新能源[1-3]。天然气水合物在海底热力学条件发生改变时，将分解释放出大量强温室气体甲烷，影响全球气候和环境[4-5]。因此，天然气水合物的调查研究一直是最近几十年国际研究的热点之一，其中准确计算天然气水合物形成的温度和压力等热力学条件和稳定带分布特征是开展其资源和环境评估的前提之一。
全球大部分已经发现的天然气水合物分布在大陆边缘海底和高纬度永久冻土带中[3]，这是由于大陆边缘海域生物量巨大，海底沉积物埋有大量有机质，这些有机质通过热解或微生物作用转化为甲烷，为天然气水合物的形成提供充足气源[6-8]。相反，大洋区域，缺乏高生产力环境，并且远离大陆，缺乏有机质的输入，海底沉积物没有丰富的有机质，无法生成充足的天然气，因此，大洋环境一直被认为不适合天然气水合物发育。
但是，大洋洋壳主要由超基性岩和基性岩组成，与水相互作用发生蛇纹岩化，可产生甲烷等烃类气体，为天然气水合物形成提供气源[9-10]。蛇纹岩化使原岩中的橄榄石和辉石等转变为蛇纹石并产生水镁石、滑石、磁铁矿和氢气（公式1），并在还原条件下，蛇纹岩化形成的H2以磁铁矿为催化剂，可与环境中的碳发生费托反应（公式2）或萨巴蒂尔反应（公式3）生成无机成因甲烷和低分子量烷烃化合物[11-17]。
$$ \begin{array}{l} {\rm{M}}{{\rm{g}}_{{\rm{1}}{\rm{.8}}}}{\rm{F}}{{\rm{e}}_{{\rm{0}}{\rm{.2}}}}{\rm{Si}}{{\rm{O}}_{\rm{4}}}{\rm{ + 1}}{\rm{.37}}{{\rm{H}}_{\rm{2}}}{\rm{O}} \to {\rm{0}}{\rm{.5M}}{{\rm{g}}_{\rm{3}}}{\rm{S}}{{\rm{i}}_{\rm{2}}}{{\rm{O}}_{\rm{5}}}{\left( {{\rm{OH}}} \right)_{\rm{4}}}{\rm{ + }}\\ {\rm{0}}{\rm{.3Mg}}{\left( {{\rm{OH}}} \right)_{\rm{2}}}{\rm{ + 0}}{\rm{.067F}}{{\rm{e}}_{\rm{3}}}{{\rm{O}}_{\rm{4}}}{\rm{ + 0}}{\rm{.067}}{{\rm{H}}_{\rm{2}}}\\[-13pt] \end{array} $$ (1) $$ {\rm{C}}{{\rm{O}}_{\rm{2}}}{\rm{ + }}\left[ {{\rm{2 + }}\left( {{\rm{m/2n}}} \right)} \right]{{\rm{H}}_{\rm{2}}} \to \left( {{\rm{1/n}}} \right){{\rm{C}}_{\rm{n}}}{{\rm{H}}_{\rm{m}}}{\rm{ + 2}}{{\rm{H}}_{\rm{2}}}{\rm{O}} $$ (2) $$ {\rm{C}}{{\rm{O}}_{\rm{2}}}{\rm{ + 4}}{{\rm{H}}_{\rm{2}}} \to {\rm{C}}{{\rm{H}}_{\rm{4}}}{\rm{ + 2}}{{\rm{H}}_{\rm{2}}}{\rm{O}} $$ (3) 蛇纹岩化过程产生的甲烷量是巨大的，1 km3方辉橄榄岩发生蛇纹岩化可以产生5×105 t氢气和2.5×105 t甲烷[18]。在大西洋中脊裂谷带岩石圈形成后的150 Ma中，全球蛇纹岩化能产生2.25×1013～4.5×1013 t的氢气和1×1013 t的甲烷，其产气量在数量级上大于世界上已知的所有油气资源[18-19]。蛇纹岩化无机成因甲烷可以为大洋海底甲烷水合物的发育提供充足的气源。这种蛇纹岩化形成的富含CH4的流体在海底附近合适的温度和压力条件下可能形成甲烷水合物。如在北大西洋进入北冰洋的Fram海峡，发现有与蛇纹岩化流体活动有关的似海底反射层，表明可能发育甲烷水合物[20-21]。此外，在马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山顶发育有类似大陆边缘海底冷泉系统及伴生的甲烷缺氧氧化的微生物、贝、蛤、虾和螃蟹等冷泉生物群[22-25]，表明这种蛇纹岩泥火山的海底环境存在丰富的甲烷源。此外，马里亚纳海沟发现了可能存在二氧化碳水合物[26]，表明该区域存在水合物形成的条件。这些证据指示蛇纹岩化作用的区域可能存在天然气水合物发育，为海洋水合物的探寻提供了新思路。但相关的蛇纹岩化形成的无机成因甲烷水合物研究非常少，有必要对大洋区蛇纹岩发育区海底的甲烷水合物稳定带进行研究。
大洋蛇纹岩化通常发生在俯冲带环境和扩张的洋中脊环境[18]。本文选取马里亚纳海沟俯冲带环境的弧前蛇纹岩泥火山、慢速扩张脊Lost City和超慢速扩张脊Fram海峡研究水合物的发育条件。根据3个区域海底已有的深潜和钻探资料为基础，研究蛇纹岩化无机成因甲烷水合物的生成条件、讨论其不同地质构造环境对甲烷水合物生成的热力学条件及评估蛇纹岩化无机成因甲烷水合物资源分布潜力。
1. 大洋蛇纹岩化无机成因甲烷水合物的稳定带底界计算
在海底之下一定温度和压力条件使水合物稳定存在的区域称为水合物稳定带，稳定带底界是水合物能稳定存在的最深位置，其主要受到温度、压力、气体组分和孔隙水盐度等影响。水合物稳定带控制着天然气水合物的生成和分布，其厚度决定了天然气水合物的资源潜力。计算海底稳定带底界的基本原理主要是通过对比海底地层温压条件和水合物相平衡的温压条件等确定天然气水合物稳定存在区域。首先要确定天然气水合物能稳定存在的温度和压力，即确定水合物相平衡时温度和压力函数关系。在一定的压力条件时，天然气水合物稳定存在的最高温度为三相平衡温度，此时体系是一个水合物-水-游离气的三相平衡体系，如果地温低于该三相平衡温度，水合物可以稳定存在，高于三相平衡温度，水合物不能稳定存在。因此，地温达到三相平衡温度所对应的压力（深度）即为水合物的稳定带底界压力，依相应的水深和沉积物静水压力可以换算成埋藏深度。
计算海底环境的天然气水合物相平衡温度和压力的函数关系已有多种方法，常用的有Sloan和Koh[2]根据水合物相平衡实验数据和热力学建立了天然气水合物相平衡计算方法，并编写相应的计算程序（CSMHYD）[2]。此外，Sun和Duan[27]，Tishchenko等[28]也建立了水合物-水-游离气三相平衡温度和压力的函数关系。根据相关实验数据拟合较为简单的三相平衡温压关系式[29-30]，可以快速计算海底的天然气水合物稳定带。其中Sloan和Koh[2]的方法应用最广。因此，本文选取作为水合物相平衡温度的求解方法。利用地温曲线与天然气水合物的相平衡温度计算获得大洋海底3个蛇纹岩化发育区甲烷水合物发育的稳定带底界深度（图1）。
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1.1 马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山
在13°～20°N的马里亚纳弧前海域海底，距海沟轴线约30～100 km处分布有14个大型及大量小型海底蛇纹岩泥火山（图1b）[34-35]，最大的泥火山直径达50 km，高度达2.5 km，显示具有非常厚的泥火山沉积物。钻探显示这些蛇纹岩泥火山沉积物主要是蛇纹岩泥及岩屑[31]，通过大洋板块沿海沟向下俯冲脱水，进入上地幔楔，与地幔橄榄岩作用形成蛇纹岩泥和富甲烷流体，并沿着断裂通道向上运移，喷出海底，并在海底伴有冷泉生物群[25,34-38]。通过潜器和钻探等采集了蛇纹岩泥火山顶部正在渗漏的流体，分析结果显示流体具有富含甲烷、低温（约2 ℃）以及强碱性（pH达12.5）的特征[25,31,35-37]。这些富甲烷流体沿断裂向上渗漏过程中，在达到水合物的热力学稳定条件时，可能生成水合物。这些流体的断裂通道可能是生成天然气水合物的有利位置。
国际大洋发现计划（IODP）366航次、大洋钻探（ODP）195、125航次等多个航次对马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山进行了深海钻探调查。根据钻探结果，对马里亚纳弧前4个蛇纹岩泥火山Yinazao，Fantangisña，Asùt Tesoro，South Chamorro（图1b）进行了天然气水合物稳定带底界计算。泥火山进行钻探的站位水深为1 243～4 992 m、海底温度为1.55～3.99 ℃、实测地温梯度为10～26.5 °C/km[31]。应用CSMHYD程序计算甲烷在海水盐度条件下形成的三相平衡温度及压力[2]，结合海底水深、海底温度和地温梯度确定水合物稳定带底界（图2）。4个蛇纹岩泥火山无机成因甲烷水合物的稳定带底界计算结果见表1，结果显示马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山海底具有甲烷水合物形成的有利温压条件，稳定带底界埋藏深度为858～2 515 mbsf（图2），具有非常好的天然气水合物稳定发育的温压条件。
表 1 马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山的天然气水合物稳定带深度及参数Table 1. The depth and parameters of gas hydrate stability zone at Mariana forearc serpentinite mud volcano area站位 ODP1200 IODP1491 IODP1492 IODP1493 ,1494 ,1495 IODP1496 IODP1497 IODP1498 水深/m 2 910 4 492 3 666 3 358 1 243 2 018 3 396 海底温度/°C 1.67 1.55 1.56 1.73 3.99 2.29 3.905 地温梯度/（°C/km） 10 20 12 26.5 14.3 11.7 11.7 底界/mbsf 2 515 1 290 2 160 858 1 085 1 820 2 130 ![]()
图 2 马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山温度（红线）和三相平衡温度（蓝线）（蓝线表示相平衡温度，红线表示地温梯度，相交点深度为甲烷水合物稳定带底界深度）Figure 2. The local temperature （red line） and calculated temperature in three-phase equilibrium （blue line） at Mariana forearc serpentinite mud volcano area1.2 Fram海峡超慢速扩张脊
根据扩张速率大小，全球大洋中脊系统可划分为快速（80～180 mm/a）、中速（55～80 mm/a）、慢速（＜55 mm/a）和超慢速扩张脊（＜20 mm/a） 4种类型[39]。其中超慢速扩张脊占全球洋脊总长的三分之一以上，主要为北冰洋和西南印度洋洋脊[40]。Fram海峡为一条从北大西洋至北冰洋的一条海上通道，位于格陵兰岛（Greenland）东北部和斯瓦尔巴特群岛（Svalbard）西北部之间（图1c），地理位置为77°～81°N[41]。在Fram海峡的地震剖面上，发育有甲烷水合物的典型地球物理证据—似海底反射层（BSR），通过地震波速反演计算甲烷水合物饱和度高达26%[20-21]。地震剖面显示蛇纹岩化无机成因的甲烷气通过拆离断层向海底运移并在BSR之下聚集，为水合物生成提供充足甲烷气源[21]。根据ODP 151航次909C至912站位（图1c）实测水深（567～2 526 m）、海底温度（−0.537 1～3.3 ℃）和地温梯度（37～88 ℃/km）[32]，用CSMHYD程序计算了无机成因甲烷水合物的稳定带底界（表2），底界埋藏深度为153～232 mbsf，平均为197.7 mbsf（图3a-d）。Westvig [42]利用地震波速推测的BSR位于200 mbsf，计算的稳定带底界平均值接近于地震剖面确定的BSR深度。
表 2 Fram海峡天然气水合物稳定带深度及参数Table 2. The depth and parameters of gas hydrate stability zone at Fram Strait站位 ODP909C ODP910 ODP911 ODP912 水深/m 2 526 567 918 1 048 海底温度/°C 0.30 3.30 −0.277 −0.537 1 地温梯度/（°C/km） 88 37 67.8 64.8 底界/mbsf 232 153 196 210 ![]()
图 3 Fram海峡温度（红线）和三相平衡温度（蓝线）Figure 3. The local temperature （red line） and calculated temperature in three-phase equilibrium （blue line） at Fram Strait1.3 Lost City慢速扩张脊
Lost City热液区域位于大西洋中脊与亚特兰蒂斯地块转换断裂带的东部交汇处（约30°N），水深750～900 m，距离扩张轴轴线中心15 km，其扩张速率＜20 mm/a，该处发育有由蛇纹岩化主导的热液系统[43]，流体富含来自于海水与橄榄岩反应形成的甲烷和氢气，喷口处流体温度为40～90 ℃，pH呈碱性（约9～11），海底发育有高为30～60 m的碳酸盐烟囱自生沉积[22]。对海底沉积物年代学和热液区大量碳酸钙沉积研究表明，Lost City热液活动至少持续了3 Ma，最大年龄可能超过10 Ma[44-45]。
利用流体温度计算了该区域甲烷水合物形成的温度和压力条件（图4），显示Lost City 热液区的温压范围超出了甲烷水合物稳定带的范围，40～90 ℃流体温度在Lost City海底深度条件下难以形成甲烷水合物。
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图 4 甲烷水合物形成的温压相图[2]及Lost City渗漏流体温度和压力分布图（图中长方形为Lost City的温度和压力分布范围）Figure 4. The temperature - pressure phase diagram of methane hydrate （modified from reference [2]） showing the temperature, pressure of vent fluid at Lost City （The rectangle shows the range of temperature and pressure at Lost City）2. 讨论
本文研究的3个大洋区海底均是与俯冲带、慢速和超慢速扩张脊等发育蛇纹岩化的环境。马里亚纳海沟是太平洋板块向菲律宾板块俯冲形成，洋壳平均年龄超过120 Ma[46]，是俯冲带最老的大洋岩石圈，密度大，俯冲角度大，俯冲带温度低[47-48]。俯冲板块向下几乎垂直延伸到地幔，海沟深度大。同时马里亚纳俯冲板块与上覆板块耦合性差，接触不紧密[49]。IODP 366航次实测的地温梯度较低（10～26.5 ℃/km），该区域具有甲烷水合物发育的有利温压条件。
慢速扩张脊Lost City热液区（＜55 mm/a），在海底慢速扩张过程中，其构造活动相对活跃，深部岩浆或海底热玄武岩冷却，释放热量不仅导致海底热液活动及其相关的生态群落，而且这些热量将传递到海底，使其温度升高[50]，同时蛇纹岩化所释放的热量会促进热液循环，对海底温度也将产生影响[22,43,51]。尽管海水与地幔橄榄岩蛇纹岩化反应产生大量H2和CH4，但Lost City喷口处过高的流体温度（40～90 ℃）使海底地温升高，超过天然气水合物稳定存在的临界温度，难以形成水合物，甲烷只能以游离气或溶解态形式存在，喷出海底进入水体。因此，推测Lost City中水合物发育可能性比较低。
热液喷口的流体活动强，受到流体活动影响喷口温度较高，并且大西洋洋中脊附近的热流高于200 mW/m2[52]，显示温度较高。但海底环境变化非常大，尤其是海底温度，如洋中脊热液喷口温度可以高达300 ℃以上，离开小的距离就可恢复到正常的海底温度。因此，Lost City远离喷口区海底有可能具备甲烷水合物形成的温压条件。
超慢速扩张脊Fram海峡扩张速度相对于Lost City慢（＜20 mm/a），海底温度相对较低，ODP 151航次探测的地温梯度为37～88 ℃/km，且富甲烷流体向上运移过程中温度不断降低，在海底附近为水合物的生成提供合适的温压条件。
综上所述，如图5是3个研究区甲烷水合物形成的温度和压力条件，显示俯冲带马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山（IODP366航次）和超慢速扩张脊Fram海峡（ODP151航次）在水合物生成范围内，具有甲烷水合物的发育潜力，但慢速扩张脊Lost City热液区喷口处的海底温压条件在水合物形成的热力学范围之外，不具备生成甲烷水合物的热力学条件。
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图 5 马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山、Fram海峡和Lost City 蛇纹岩化产生的甲烷形成水合物的热力学条件Figure 5. Thermodynamics conditions for the stability of abiotic methane hydrate at Mariana forearc serpentinite mud volcano area, Fram Strait and Lost City甲烷水合物的形成除了低温高压条件外还需要充足的甲烷[6,53-54]。在水合物稳定带内，甲烷浓度高于水合物-水二相体系甲烷平衡溶解度时才能生成水合物[54-57]。其中Fram海峡ODP909站位钻探过程中，发现底部的烃类成分含量急剧增大，为了安全而停止了钻探，显示出该区域深度具有非常高的烃类供给，可以为该海域水合物生成提供充足气源[32]。此外该海域地震显示了BSR发育，也指示了该海域天然气水合物发育。
根据马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山ODP1200站位实测温压数据，应用水合物-水二相体系甲烷浓度模型[56-57]，计算出该站位浅层发育甲烷水合物所需最低甲烷浓度约50 mM，而ODP1200站位显示在海底浅层60 mbsf的沉积物孔隙水的甲烷浓度为0～17 mM，远低于所需最低甲烷浓度，表明该站位浅层水合物发育可能性较小。但近海底沉积层常由于甲烷微生物缺氧氧化作用而被消耗，导致甲烷浓度低，甚至不含甲烷[6,58-59]，如太平洋的Cascadia陆坡ODP 1251、IODP 1325和IODP 1327站位深层有水合物发育，在海底浅层200 m内实测甲烷浓度分别为0～13、0～17和0～14 mM[60-61]，与ODP1200站位浅层200 mbsf测定的甲烷浓度相近。
此外，ODP1200站位硫酸根在海底之下0.05 mbsf处为27.58 mM，深度为0.45 mbsf时降低到3.36 mM，计算了硫酸根向下扩散通量为0.4 mol/m2·a，指示该站位甲烷通量大于部分典型水合物发育区向海底供给甲烷通量，如ODP997站位、ODP1245站位和IODP1327站位的甲烷通量分别为0.007 5[62]、0.05和0.028 mol/m2·a[63]。而且，在IODP1492A站位实测的小于30 mbsf沉积物的甲烷顶空气浓度明显随深度有逐渐增大趋势（图6）。因此，马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山ODP1200站位深部的甲烷量可能较大，显示甲烷供给充足，为水合物发育提供气源。
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图 6 IODP1492A浅层顶空气甲烷浓度[31]Figure 6. The headspace CH4 concentration at site IODP 1492A马里亚纳弧前遍布发育有蛇纹岩泥火山，大型泥火山14座，最大的高2.5 km，直径50 km[34]，如果这些泥火山全部由蛇纹岩构成，且深部地幔形成的蛇纹岩的量将是更为巨大，将产生大量的氢气和无机成因甲烷。如果1 km3方辉橄榄岩发生蛇纹岩化可产生2.5×105 t甲烷[18]，一个高2.5 km，直径50 km蛇纹岩泥火山，可产约4×1011 kg甲烷，单位面积产甲烷量约200 kg/m2。对比大陆边缘甲烷水合物发育站位单位面积水合物甲烷的资源量，如ODP1245、ODP1247、ODP1327站位，水合物饱和度分别为3.8%、2%、7.9%[61,64]，稳定带厚度分别为79、80、147 mbsf，计算单位面积产甲烷量分别为15、8、60 kg/m2。假设有1%的蛇纹岩泥火山产出的甲烷可转化为水合物，其甲烷量也满足陆坡区水合物发育所需要的甲烷量。因此，马里亚纳弧前具有充足的甲烷，深部发育甲烷水合物潜力较大。
3. 结论
（1）马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山和Fram海峡超慢速扩张脊满足天然气水合物生成热力学条件，且有充足的甲烷供给证据，发育甲烷水合物可能性较大。
（2）马里亚纳弧前蛇纹岩泥火山稳定带约为858～2 515 mbsf，平均深度是1 694 mbsf，具有厚的水合物稳定带。北大西洋Fram海峡超慢速扩张脊计算的水合物稳定带底界平均深度是197.7 mbsf，深度相对浅。
（3）大西洋Lost City热液区喷口处由于热流温度高，超出了甲烷水合物稳定带底界温度，喷口区不可能有甲烷水合物的发育。
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图 1 冲绳海槽地质背景图
其中红色五角星为南部取样站位。
Figure 1. Geological background of the Okinawa Trough
The red stars are the sampling sites in the southern OT.
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图 2 样品照片
其中a为TVG11-2-1样品，b为TVG10-2样品。
Figure 2. The sample photos
a: Sample TVG11-2-1,b: Sample TVG10-2.
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图 4 样品中正烷烃单体碳同位素分布图
Figure 4. The distribution of individual C isotope compositions of n-alkanes in the samples
表 1 样品中正烷烃组成
Table 1 Composition of n-alkanes in the samples
μg/g 烃类 TVG10-2 TVG11-2-1 TVG11-2-2 正十六烷 0.239 0.452 0.263 降姥鲛烷 0.088 0.109 0.042 正十七烷 0.312 0.377 0.312 姥鲛烷 0.418 0.530 0.186 正十八烷 1.229 1.296 0.869 植烷 1.443 3.582 1.197 正十九烷 0.724 1.013 0.386 正二十烷 0.488 1.112 0.405 正二十一烷 0.704 0.519 0.837 正二十二烷 0.351 0.379 2.586 正二十三烷 0.722 0.819 0.817 正二十四烷 0.255 0.487 1.951 正二十五烷 0.602 0.430 0.348 正二十六烷 0.284 0.350 0.306 正二十七烷 0.273 0.310 0.382 正二十八烷 0.317 0.503 0.317 正二十九烷 0.504 0.429 0.693 正三十烷 0.437 0.276 0.381 正三十一烷 1.187 0.603 3.154 正三十二烷 0.515 0.212 1.992 正三十三烷 0.999 0.735 0.618 正三十四烷 0.134 0.075 0.127 正三十五烷 0.436 0.284 0.249 烷烃总含量 12.660 14.882 18.420 m(Pr)/m(Ph) 0.290 0.148 0.156 ΣT/ΣM 1.539 0.882 2.788 OEP17 0.442 0.468 0.499 OEP29 1.152 0.843 2.256 注：m(Pr)/m(Ph)=姥鲛烷和植烷含量比值；ΣT/ΣM=Σm(C25-35 )/Σm(C15-21)；OEP17=[m(C15)+6m(C17)+m(C19)]/[4m(C16)+4m(C18)]；OEP29=[m(C27)+6m(C29)+m(C31)]/[4m(C28)+4m(C30)]。 
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表 2 样品中正烷烃的单体碳同位素值
Table 2 The δ13C values of n-alkanes in samples
烃类 δ13C值/（‰,PDB） TVG10-2 TVG11-2-1 TVG11-2-2 正十六烷 −26.7 −25.7 −30.9 正十七烷 −26.8 −25.9 −32.8 正十八烷 −26.4 −25.1 −31.9 正十九烷 −28.7 −27.6 −33.0 正二十烷 −26.7 −26.0 −31.3 正二十一烷 −29.1 −27.1 −32.4 正二十二烷 −26.8 −26.8 −31.0 正二十三烷 −28.2 −27.3 −30.7 正二十四烷 −27.4 −27.6 −30.0 正二十五烷 −29.2 −28.0 −30.6 正二十六烷 −27.8 −27.9 −30.6 正二十七烷 −29.9 −28.9 −31.9 正二十八烷 −28.2 −28.6 −32.6 正二十九烷 −31.0 −30.6 −32.5 正三十烷 −30.0 −30.9 −32.3 正三十一烷 −31.9 −32.8 −32.2 正三十二烷 −32.3 −32.3 −32.1 正三十三烷 −31.6 −33.6 −31.7 正三十四烷 −31.3 −32.4 −31.7 正三十五烷 −32.3 −33.5 −33.9
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