四川盆地是中国最大的含气盆地之一，经过数十年的攻关研究和勘探实践，目前已成为我国发现气田数目最多、产气层数最多、年产气量最大的盆地(戴金星等，2001).除常规油气外，四川盆地页岩气等非常规油气也展现出良好的前景，特别是古生界海相地层蕴藏着丰富的勘探潜力(张水昌和朱光有，2006；董大忠等，2009；邹才能等，2011)，四川盆地东部地区是其中深层天然气、页岩气勘探前景较好的区域，位于川东地区的焦石坝页岩气田近年取得突破性进展，多口井获得高产工业气流(郭彤楼和张汉荣，2014)，成为我国页岩气勘探的示范性区块.复杂的热演化与生烃历史是制约海相页岩气勘探的关键问题，二者又都与温度密切相关.其中古地温影响了烃源岩的生排烃和油气裂解，现今地温控制着天然气在深层的赋存.此外，页岩气的保存与改造同样受温度的控制.温度不仅是控制页岩吸附能力的关键因素(张志英和杨盛波，2012；郭为等，2013)，也是影响页岩气重要储集空间的重要因素(Jarvie et al.，2007；Loucks et al.，2009；Desbois et al.，2009).最高古温度作为地温史中代表性的点，对其研究具有以小见大的意义.前人对四川盆地的地温已经开展了大量的研究，但多集中在现今地温场与热流及盆地古地温场的恢复(韩永辉和吴春生，1993；邱楠生等，2008；朱传庆等，2010；徐明等，2011a，2011b；黄方等，2012)，缺乏对特定地层温度演化的研究.本文利用古温标恢复古地温梯度并结合地层埋藏特征分析了川东地区古生界主要泥页岩最高古温度分布，在此基础之上，分析了各主要泥页岩层热演化特征并探讨其对页岩气成烃成藏的影响.

四川盆地位于我国西部，地处扬子地台西北侧，呈北东向菱形沉积盆地面貌，盆地面积约2.3×10⁵ km²(徐胜林等，2011)，被龙门山、大巴山、米仓山等山系环绕.其形成与演化经历了中-晚元古代扬子地台基底形成阶段、震旦纪-中三叠世被动大陆边缘阶段、晚三叠世盆山转换与前陆盆地形成演化阶段与侏罗纪-第四纪前陆盆地沉积构造演化阶段(毛琼等，2006).从构造特征上，可以将四川盆地分为川东高陡褶带、川南低陡褶带、川中平缓褶带、川西南低陡褶带、川北低平褶带、川西低隆褶带等次一级构造单元(翟光明等，1989).本文所指的川东地区即为川东高陡褶带，位于华蓥山、石龙峡以东，齐岳山以西，北至大巴山逆冲推覆构造带，南至綦江一带.川东地区喜山期受到来自太平洋板块向西北俯冲的强大挤压而又被川中刚性基底抵挡，在褶皱变形过程中长期持续对峙挤压，造就了川东地区北北东与北东向为主的隔挡式高陡背斜发育的构造特征(胡光灿和谢姚祥，1997；胡召齐，2009).川东地表构造样式较为简单，表现为单一的高陡背斜形态，地腹褶皱、断裂复杂，表现为一个高陡背斜带下多个背斜、向斜构造发育，呈现出构造样式的极不协调性(李忠权和冉隆辉，2002).

四川盆地是在古生代海相克拉通基础上发展的叠合盆地，发育自震旦系至第四系逾万米地层.震旦系到中三叠统海相碳酸盐岩、泥页岩沉积厚4100~7000 m，上三叠统到第三系陆相碎屑岩厚3500~6000 m(毛琼等，2006).受加里东运动影响，川东地区缺失上志留统、泥盆系、下石炭统，中石炭统为黄龙组残余地层，与上、下地层均为不整合接触；受印支运动影响，川东地区中侏罗统遭受抬升剥蚀，不同位置残存厚度不一；四川盆地范围内，白垩系-古近系不整合于侏罗系之上，主要分布于川西及川西南和川中地区，在川东地区不发育；新近系、第四系零星分布于盆地边缘，川东地区发育局限.川东高陡构造带背斜核部出露三叠系、二叠系(童崇光，1992)，翼部出露侏罗系碎屑岩.川东地区烃源岩较发育，岩性上包括煤系地层、泥页岩、海相碳酸盐岩等，层位上包括寒武系、奥陶系、志留系、二叠系等(向鼎璞，1992)；石炭系、二叠系与三叠系的砂屑灰岩、砂屑白云岩、生物礁灰岩、鲕粒灰岩和砂岩等构成了主要储集层；梁山组泥页岩、飞仙关组泥质灰岩与膏盐层、 嘉陵江组膏盐层等构成了主要盖层.对于页岩气勘探，古生界主要有利泥页层系包括下寒武统筇竹寺组、上奥陶统五峰组、下志留统龙马溪组及上二叠统龙潭组.

图 1

Fig. 1

图 1 四川盆地构造单元分区图(翟光明等，1989)Fig. 1 Distribution of structural units of Sichuan Basin(Zhai et al.，1989)

图 2

Fig. 2

图 2 川东地区地层综合柱状图(朱光有等，2006；Hao et al.，2008)Fig. 2 Stratigraphy of Sichuan Basin(Zhu et al.，2006; Hao et al.，2008)

上二叠统龙潭组海陆过渡相烃源岩在四川盆地内广泛分布.厚度除盆地北部绵阳—仪陇以北和涪陵—石柱一带小于30~40 m外，其余地区一般为50~120 m(杨家静等，2002；陈宗清，2011).龙潭组泥质岩有机碳丰度较高，平均2.0%~5.0%.四川盆地龙潭组R_o(镜质体反射率)值介于1.3%~3.4% 之间，基本达到高-过成熟阶段(梁狄刚等，2008).

下志留统龙马溪组主要分布在川东和川南地区，川西乐山—龙女寺隆起被剥蚀殆尽(张静平等，2011).具有两个沉积中心，分别位于万县—石柱地区和泸州—自贡—宜宾地区，其最大沉积厚度达700 m(徐胜林等，2011).有机碳丰度表现出下部较高上部较低的特征，下段黑色页岩有机碳丰度一般大于2.0%，上段粉砂岩、灰色薄层钙质岩有机碳丰度一般小于1.0%，有机质类型以I型为主(刘树根等，2013).热演化程度总体偏高，R_o值主要分布于2.0%~3.6%之间，最高可达4.0%，处于高成熟-过成熟阶段(徐胜林等，2011).

上奥陶统五峰组黑色页岩厚度中心位于宜宾—绥江一带，平均厚度约10 m，川西及川中部分地区己被剥蚀.五峰组页岩碳质、硅质含量丰富，有机碳丰度高，一般大于2.0%.有机质类型绝大多数为I型，少数为II₁型(刘树根等，2013).成熟度较高，R_o值大致为1.5%~4.0%，处于成熟和过成熟阶段(蒲泊伶，2008).

下寒武统筇竹寺组黑色页岩广泛分布于扬子、南秦岭和滇黔北部地区的次深海-深海沉积相区，几乎广布整个四川盆地，仅在西部边缘的雅安—天泉—大邑一带因剥蚀而缺失，平均厚度139 m.四川盆地筇竹寺组泥页岩有机碳丰度一般分布在0.5%~3.0%之间，以川东北和川西—川西北地区丰度值最高，多为1.0%以上(蒲泊伶，2008)，有机质类型为Ⅰ，Ⅱ₁型(李贤庆等，2013).有机质成熟度整体很高，R_o值为2.0%~5.0%，处于过成熟阶段，盆地南部成熟度低于盆地东北部(徐胜林等，2011).

盆地热史与古温度的研究方法包括古温标法与热动力学模型法两大类(胡圣标和汪集旸，1995)，前者主要从盆地尺度进行研究，后者则从岩石圈尺度来考察.本文中主要采用古温标的方法.Sweeney和Burnham(1990)的研究表明，镜质体反射率的对数与其经历的最高温度线性相关，每一个R_o值代表一个最高古温度值.对于一套连续沉积的地层，它们达到最高古温度的时间是一致的，根据不同深度样品的最高古温度即可求得这套地层达到最高古温度时的古地温梯度(胡圣标等，1998).通过最高古地温剖面向上延伸至现今地表温度可得到地层剥蚀厚度，结合其他古温标研究结果与地层数据等可恢复盆地地层埋藏史.虽然在岩石圈尺度地温梯度随深度增加呈逐渐减小的趋势，但在沉积盆地尺度内没有热异常的前提下可认为具有统一的地温梯度.因此，对于没有取得镜质体反射率数据的地层同样可以通过古埋藏深度与古地温剖面分析其顶底面的最高古温度(图 3中层6).通过恢复目的层在不同单井中的最高古温度，可进一步分析其平面展布特征.

图 3

Fig. 3

图 3 研究方法示意图(据袁玉松等(2008)修改)Fig. 3 Schematic diagram of research method(Modified from Yuan et al.(2008))

本文中使用的主要数据与参数包括古温标数据、川东地区现今大地热流值、川东地区现今地温梯度、岩石热物理参数与地层分层数据等.其中现今大地热流、地温梯度与岩石热物理参数采用前人数据与研究成果(韩永辉和吴春生，1993；卢庆治等，2005；徐明等，2011a)，地层分层数据采用油田的钻井分层数据.本文选取了镜质体反射率与磷灰石裂变径迹这两种常用古温标，以下对其简要说明.

镜质体反射率作为最可靠的有机质成熟度指标，在沉积盆地热史研究中得到了广泛的应用.川东地区上三叠统及以上陆相地层中的镜质体反射率可直接用作恢复热史的指标，中三叠统及以下海相地层可利用镜状体反射率或沥青反射率进行换算(王飞宇等，1995；丰国秀和陈盛吉，1988).图 4a为川东地区主要研究井的R_o值深度分布，R_o值主要分布在0.5%~4.0%之间，与深度表现出良好的相关关系.本文选取的6个磷灰石裂变径迹样品采自PG2、MB1与G8三口钻井的三叠系与侏罗系砂岩地层(图 4b)，现今埋藏深度小于3000 m，磷灰石裂变径迹年龄均小于地层年龄，样品径迹经历退火.

图 4

Fig. 4

图 4 镜质体反射率(a)与磷灰石裂变径迹(b)古温标数据Fig. 4 Data of reflectance of vitrinite(a) and apatite fission tracks

图 5

Fig. 5

图 5 四川盆地现今地温梯度(a)与现今大地热流(b)(徐明等，2011a)Fig. 5 Contour map of present geothermal gradient(a) and contour map of present heat flow(b)in Sichuan Basin(Xu et al.，2011a)

盆地的现今地温场是进行古地温恢复的基础和前提，是地温演化的最后一幕，也是唯一可以直接观察测试的参数.四川盆地现今地温具有分层特点，局部地温较高地段可能与基底中放射性元素的局部富含有关(谢晓黎和于汇津，1988).四川盆地现今是一个中低温盆地，大部分地区地温梯度介于20~25 ℃·km^-1 之间，呈西南高东北低、中部高周缘低的分布特征；四川盆地的大地热流表现出与地温梯度一致的分布特征，不同学者研究得到四川盆地平均热流值介于47~53.2 mW·m^-2之间，同样表现出川中地区大地热流值高(可达70 mW·m^-2左右)，向四周降低的特点(最低仅40 mW·m^-2左右)，地温梯度与大地热流的平面分布之间存在的细微差异，主要是由于不同地区地层的热导率存在差异(韩永辉和吴春生，1993；卢庆治等，2005；王玮等，2011；徐明等，2011a).四川盆地地壳热流较地幔热流高，属于“热壳冷幔”型盆地，但二者数值均较低，为构造相对稳定区(郭正吾等，1996；徐明等，2011b).川东地区为四川盆地中相对较“冷”的区域，地温梯度主要介于16~23 ℃·km^-2之间，大地热流主要介于45~ 65 mW·m^-2之间，由东北向西南方向呈增大的趋势.

川东地区经历多期沉积与抬升剥蚀，埋藏史复杂.在重建川东地区埋藏史时，所需的地层数据主要来自钻井分层，缺乏钻井数据的早古生界则利用地震数据进行补齐.对于所需的地层剥蚀量数据，中-新生界剥蚀量利用磷灰石裂变径迹与镜质体反射率两古温标从地热学角度进行恢复，古生界的几期剥蚀量难以通过古温标恢复且对古地温研究影响较小，主要参考前人研究成果.磷灰石裂变径迹样品的模拟结果表明，样品距今约80—90 Ma时经历最高温度，随后样品温度持续降低，最高温度与现今温度之差为60~80 ℃，体现2000~3500 m的剥蚀量.通过镜质体反射率方法恢复的中-新生界剥蚀量为2000~3000 m，与磷灰石裂变径迹恢复结果一致，中-新生界剥蚀量在平面上表现出东北部较大西南部较小的特征(图 6a).川东地区古生代以来的埋藏史特征表现为：震旦纪至中三叠世海相地层沉积阶段沉积速率较慢，存在几期规模较小的剥蚀(<500 m)，晚三叠世进入陆相地层沉积阶段以后，沉积速率陡然增大，地层迅速埋深，至晚白垩世经受大规模抬升剥蚀，剥蚀量巨大(>2000 m)(图 6b).

图 6

Fig. 6

图 6 川东地区中-新生界剥蚀厚度(m)平面图(a)与典型井埋藏史(b)Fig. 6 Contour map of the denudation thickness(m)during Mesozoic and Cenozoic(a) and burial history of typical well(b)in the Eastern Sichuan Basin

川东地区古生界主要泥页岩层之间虽然存在不整合，但其埋藏史特征决定了它们达到最高古温度的时间是一致的，为晚白垩世(80—90 Ma).以CY84井与MA1井为例，CY84井现今地温梯度 21.9 ℃·km^-1，恢复得到晚白垩世古地温梯度25.7 ℃·km^-1；MA1井现今地温梯度19.2 ℃·km^-1，恢复得到晚白垩世古地温梯度22.6 ℃·km^-1.两口钻井均表现出古地温梯度较现今地温梯度高的特征，体现从古至今经历冷却过程(图 7a，7b).本文恢复了川东地区16口钻井古地温梯度，并结合前人对四川盆地古地温的研究(王玮等，2011；刘阳，2011)，得到川东地区地层达到最大埋深时的古地温梯度为22~28 ℃·km^-1.最高古地温梯度出现于中部接近川中地区，向北与向南均呈降低趋势(图 7c).

图 7

Fig. 7

图 7 川东地区CY84井(a)与MA1井(b)古地温梯度及晚白垩世古地温梯度(℃·km-1)平面分布图(cFig. 7 Paleo geothermal gradient of well CY84(a) and MA1(b) and contour map of paleo geothermal gradient(℃·km-1)(c)at the time of late Cretaceous in the Eastern Sichuan Basin

通过古地温梯度与埋藏史，分别计算了川东地区古生界主要泥页岩层顶底面的最高古温度.由于上奥陶统五峰组与下二叠统龙马溪组相邻，在计算时将它们当作同一层，仅计算了龙马溪组顶面与五峰组底面最高古温度.

计算结果表明，龙潭组顶面最高古温度150~220 ℃，龙潭组底面最高古温度160~230 ℃，龙马溪组顶面最高古温度160~250 ℃，五峰组底面最高古温度170~260 ℃，筇竹寺组顶面最高古温度 210~320 ℃，筇竹寺组底面最高古温度210~320 ℃. 川东地区各古生界泥页岩最高古温度平面展布特征相似，各层最高温度出现在涪陵—丰都一带，向南与向北温度均呈降低趋势，在达州—开江一带局部出现较高温度.这一展布特征主要受各层泥页岩厚度、古地温梯度与上覆地层厚度控制，川东地区古生界各泥页岩层厚度较稳定，不同部位变化较小，因此各层顶底等温线形态相似；涪陵—丰都一带较高的古地温梯度与较厚的上覆地层决定了古生界泥页岩具有较高的古温度.

有机质的成熟演化主要受时间与温度的控制，其中又以温度为主.对于一套特定的烃源岩，其经历的地质时间是确定的.而影响地层温度史的关键因素是大地热流史与地层埋藏史.四川盆地加里东期之前热状态稳定，热流值较低，海西期开始热流逐渐上升，于中二叠世末(260 Ma左右)达到最高值(60~ 80 mW·m^-2)，随后热流持续降低直至现今(朱传庆等，2010).二叠纪热流高峰的出现主要受峨嵋山玄武岩喷发与地壳拉张减薄的影响(朱传庆等，2010； 何丽娟等，2011).川东地区不是受影响最强烈的区域，但最高古热流仍达到70 mW·m^-2以上(袁玉松等，2006；卢庆治等，2007；邱楠生等，2008).在此基础上结合川东地区埋藏史，对古生界主要泥页岩层热演化进行了模拟.

图 8

Fig. 8

图 8 川东地区古生界泥页岩层最高古温度(℃)(a)龙潭组顶面；(b)龙潭组底面；(c)龙马溪组顶面；(d)五峰组底面；(e)筇竹寺组顶面；(f)筇竹寺组底面.Fig. 8 Contour map of maximum paleotemperature(℃)in the Eastern Sichuan Basin(a)Top surface of Longtan formation;(b)Back surface of Longtan formation;(c)Top surface of Longmaxi formation;(d)Back surface of Wufeng formation;(e)Top surface of Qiongzhusi formation;(f)Back surface of Qiongzhusi formation.

在有机质热演化的过程中，不同的受热史会导致成熟演化史的差异，但最高古温度决定了有机质演化的最终状态，导致了成熟度的“定格”.降温之后有机质生烃过程随之停滞，温度变化不再造成有机质成熟度的变化.

图 9为川东地区四口典型钻井泥页岩有机质成熟演化史，四口钻井筇竹寺组、五峰组、龙马溪组与龙潭组烃源岩现今均达到高-过成熟度阶段.其演化过程呈明显的阶梯状，距今250 Ma与距今160 Ma的两次快速成熟分别对应二叠纪热流高峰(罗志立等，2012)与地层埋深快速增大.下寒武统筇竹寺组约距今270 Ma前进入成熟阶段开始生油，约距今230 Ma开始进入干酪根裂解生湿气阶段，约距今160—120 Ma开始进入原油裂解生干气阶段；上奥陶统五峰组与下志留统龙马溪组约距今250 Ma 前进入成熟阶段开始生油，约距今220—130 Ma开始进入干酪根裂解生湿气阶段，约距今160—80 Ma进入原油裂解生干气阶段；上二叠统龙潭组约距今240 Ma前进入成熟阶段开始生油，约距今160—80 Ma开始进入干酪根裂解生湿气阶段，除X14井龙潭组外其他三口井约距今140—90 Ma前进入原油裂解生干气阶段.

图 9

Fig. 9

图 9 典型钻井成熟度演化Fig. 9 Maturation history of typical wells

从平面上看，早三叠世时，龙马溪组、五峰组、筇竹寺组受二叠纪热流高峰影响，成熟度迅速升高，已经进入高成熟阶段，呈东高西低展布特征，而龙潭组沉积于二叠纪热流高峰之后，成熟度较低，成熟度平面分布与其他三层差异较大，呈北高南低特征(图 10)；中侏罗世时，受快速埋深影响，成熟度继续升高，龙潭组开始进入高成熟阶段，其他三层已经进入过成熟阶段，前期成熟度展布被改造，龙潭组成熟度呈北高南低特征，其他三层呈中间高两边的特征(图 11)；晚二叠世时，古生界主要泥页岩层埋深达到最大，成熟度达到最高，均处于高-过成熟阶段(图 12).

图 10

Fig. 10

图 10 早三叠世川东地区古生界泥页岩成熟度(Ro，%)演化平面图(a)龙潭组；(b)龙马溪组；(c)五峰组；(d)筇竹寺组.Fig. 10 The maturation(Ro，%)of main Paleozoic shale rocks at the time of early Triassic in the Eastern Sichuan Basin(a)Longtan formation;(b)Longmaxi formation;(c)Wufeng formation;(d)Qiongzhusi formation.

图 11

Fig. 11

图 11 中侏罗世川东地区古生界泥页岩成熟度(Ro，%)演化平面图(a)龙潭组；(b)龙马溪组；(c)五峰组；(d)筇竹寺组.Fig. 11 The maturation(Ro，%)of main Paleozoic shale rocks at the time of middle Jurassic in the Eastern Sichuan Basin(a)Longtan formation;(b)Longmaxi formation;(c)Wufeng formation;(d)Qiongzhusi formation.

图 12

Fig. 12

图 12 晚白垩世川东地区古生界泥页岩成熟度(Ro，%)演化平面图(a)龙潭组；(b)龙马溪组；(c)五峰组；(d)筇竹寺组.Fig. 12 The maturation(Ro，%)of main Paleozoic shale rocks at the time of late Cretaceous in the Eastern Sichuan Basin(a)Longtan formation;(b)Longmaxi formation;(c)Wufeng formation;(d)Qiongzhusi formation.

温度与页岩气之间有着密切的联系，从页岩气生成到页岩气保存与页岩气改造的整个过程中处处存在温度的影响.

页岩气从成因上可以分为生物气与热成因气两大类，且以热成因气为主(Curtis，2002).四川盆地古生界泥页岩原始有机质主要为I、II型，生烃早期以生油为主.现今成熟度很高，早已进入过成熟阶段，烃源岩生烃潜力微弱，又因大规模抬升剥蚀而有机质生烃作用停止，页岩气主要为残余油经热裂解作用形成的热成因气.泥页岩经历最高古温度的高低决定了生气量，达到最高古温度的时间决定了页岩气处于纯散失状态的时间.川东地区古生界泥页岩晚白垩世经历最高古温度，埋深最小的龙潭组最高古温度150~230 ℃，埋深最大的筇竹寺组最高古温度210~320 ℃.达到最高古温度前的快速升温与较高的最高古温度保证了早期丰富的气量，并且处于纯散失状态的时间较短，对页岩气保存有利.

对于页岩气的成藏与改造，温度的影响具有两面性.一方面，高温可以促进泥页岩中有机质孔的形成，增加页岩气的储集空间.页岩中吸附气含量一般介于20%~85%之间(李新景等，2007)，并主要由生烃作用形成有机质孔隙对页岩气吸附气量起控制作用.Jarvie(2007)等认为若TOC含量为7.0%的页岩在热裂解过程中损失35%的有机质碳，能净增4.9%的有效孔隙度.有机质孔隙度与成熟度正相关(Loucks et al.，2009)，而有机质成熟度与经历的最高古温度正相关，换而言之，有机质孔隙度与最高古温度正相关.众多学者对四川盆地古生界泥页岩样品进行观察，发现其有机质孔隙十分发育，部分样品中为泥页岩中主要孔隙类型，多为纳米级孔隙，呈分散状或蜂窝状分布(刘树根等，2013；罗超等，2014；郭彤楼和刘若冰，2013).另外，深部高温高压条件对页岩气的另一重要组成部分游离气保存有利，对其应用理想气体状态方程进行计算，假定埋深分别为 6000 m与3000 m，泥页岩层压力系数恒定为1.5，地表温度恒定为20 ℃，地温梯度分别为25 ℃·km^-1 与20 ℃·km^-1的条件下，每mol天然气体积分别为0.04 L与0.06 L，单位体积储集空间可以存储更多游离气.但另一方面，高温却降低了泥页岩对吸附气的储集性能.页岩的吸附能力随温度的升高而减小，温度很高时吸附量接近常数，在深部高温高压条件下天然气的吸附量低于浅部(薛海涛等，2003；张志英和杨盛波，2012；刘洪林和王红岩，2012).对于川东地区而言，晚三叠世开始地层快速埋藏达到较高的最高古温度促进了有机质孔隙的形成，增加了储集空间.随后地层快速抬升，游离气体积膨胀，而泥页岩吸附性能随埋深变浅好转，可促使部分游离气向更为稳定的吸附气转化，减少页岩气扩散量，有利于页岩气保存.

(1)川东地区古生界主要泥页岩在晚白垩世经历最高古温度，龙潭组顶面最高古温度150~220 ℃，龙潭组底面最高古温度160~230 ℃，龙马溪组顶面最高古温度160~250 ℃，五峰组底面最高古温度 170~260 ℃，筇竹寺组顶面最高古温度210~320 ℃，筇竹寺组底面最高古温度210~320 ℃.各层最高温度出现在涪陵—丰都附近，向南与向北温度均呈降低趋势，在达州—开江一带局部出现较高温度.

(2)川东地区古生界主要泥页岩层有机质热演化呈阶段性，存在两次快速成熟，分别对应二叠纪热流高峰与晚三叠世以来的地层快速埋深.达到最大埋深经历最高古温度后开始抬升，生烃作用停止，现今除部分地区龙潭组外均处于过成熟状态.

(3)最高古温度与页岩气密切相关，川东地区经历较高最高古温度保证了早期丰富的生气量与有机质孔隙的形成，后期快速抬升降温改善了泥页岩储集性能，有利于页岩气的保存.