四川盆地東部中二疊統茅口組孤峰段展布特征及其油氣地質意義

劉昇，范存輝，張本健，張亞，王尉，羅冰，白曉亮

（1.西南石油大學 地球科學與技術學院，四川 成都 610500；2.油氣藏地質及開發工程全國重點實驗室 西南石油大學，四川 成都610500；3.中國石油 西南油氣田分公司 勘探開發研究院，四川 成都 610051；4.中國石油 西南油氣田分公司 重慶氣礦，重慶 401120）

四川盆地東部孤峰段可溯源至中、下揚子地區孤峰組，其為穿時的巖石地層單位，正層型位于安徽涇縣孤峰鎮，孤峰組自下揚子蘇皖地區至中上揚子地區四川廣元-旺蒼一帶均有發育，自東向西由茅口組沉積早期地層演變至茅口組沉積晚期地層［1］。此前有學者為了與上揚子地區正式巖石地層單位銜接，將四川盆地孤峰組納入四川盆地茅口組次級劃分，即孤峰段［2-3］。本次研究沿用此稱謂。

前人對川北地區孤峰段的展布及成藏條件已經有了比較深入的研究與認識，張璽華等揭示了四川盆地中二疊世廣元-巴中拉張槽的存在，明確了其成藏組合［4］。付小東等證實了四川盆地北部孤峰段的存在，揭示了其優質烴源分布、沉積環境和成藏貢獻［2］。王興志等證實了川北地區廣元—旺蒼一帶在中二疊統茅口組沉積晚期發育一套富有機質的深水沉積，其具有典型的深水海槽相沉積特征，并探討了海槽內部源儲配置［5］。在川東地區，針對孤峰段的研究伊始，陳衛東等就明確了王坡頁巖段與孤峰段的接觸關系、巖-電差異以及孤峰段的發育時期［3］。但目前川東地區孤峰段縱橫向及平面展布特征、地球化學特征和源-儲特征尚未明確。本次研究綜合鉆井巖-電特征、巖心資料和野外露頭特征，結合區域沉積-構造格局，利用各種分析測試手段，對四川盆地東部中二疊統茅口組孤峰段展布特征、沉積環境和成藏條件進行研究，以期為區域內下一步孤峰段優質烴源巖的勘探開發做出有力支撐。

1 區域地質概況

四川盆地位于揚子準地臺西北部，是揚子準地臺內通過北東向及北西向交叉的深大斷裂活動形成的菱形沉積-構造疊合盆地。在印支期初具規模，后經喜馬拉雅期強烈的壓扭性斷褶活動，形成現今盆構造面貌［6-7］。前人研究認為：四川盆地的油氣資源主要蘊藏在海相碳酸鹽巖地層中［8-9］，中二疊統以鑲邊碳酸鹽巖臺地沉積模式為主，主要為開闊臺地碳酸鹽巖沉積環境，總體為一套碳酸鹽巖夾少量硅質巖和泥頁巖的海相沉積［10-12］。

本文研究區為四川盆地東部，區域構造上屬于川東構造帶西帶—川東褶皺帶—華鎣山斷裂和齊岳山斷裂之間的薄皮隔檔式褶皺帶，是四川盆地內褶皺斷裂最強烈的地區［13-15］（圖1a），主要發育北北東-北東向、北西向的深大斷裂，如銅鑼峽、明月峽、黃泥堂等深大斷裂，以及伴生的次級斷裂［16-17］。研究區中二疊統茅口組繼承了棲霞組的沉積格局［18］，主要發育開闊臺地亞相。茅口組沉積早期，隨海平面上升，茅口組一段（茅一段）發育較深水的眼球、眼皮狀灰巖［19-24］；茅口組沉積中、晚期，受海退影響，茅口組二段C亞段（茅二C亞段）和茅口組二段B亞段（茅二B亞段）多發育泥-粉晶灰巖，茅口組二段A亞段（茅二A亞段）和茅口組三段（茅三段）水體能量高，以發育生屑灰巖為主，其中茅二A亞段發育構造-熱液成因的晶粒白云巖帶［25］，茅三段少見白云巖；在茅二B沉積期—茅二A沉積期，研究區也發育以炭質-硅質泥頁巖為主的孤峰段［3］。受東吳運動影響，研究區北部大部分茅三段和茅四段地層被剝蝕，隨后在晚二疊世初期，海平面緩慢上升，吳家坪組底部沉積濱岸-沼澤環境的王坡頁巖，茅口組頂部灰巖或孤峰段炭質-硅質泥頁巖與吳家坪組底部呈平行不整合接觸［3，5］（圖1b）。

圖1 四川盆地東部位置（a）和地層綜合柱狀圖（b）Fig.1 Location map （a） and composite stratigraphic column （b） of the eastern Sichuan Basin

2 孤峰段地層研究

2.1 孤峰段的識別與劃分

孤峰組在下揚子地區與茅口組為等時異相沉積，往西在中上揚子地區，孤峰組的底界向上穿時，頂界向下穿時［26-27］（圖2），如前所述，本研究將其定義為孤峰段。川東地區孤峰段主要發育黑灰色炭質-硅質泥頁巖夾薄層含泥灰巖和硅質巖［3］，在野外剖面上，據梅仕龍等實測觀音洞渡口剖面和本次研究實測的開縣紅花園剖面顯示，孤峰段在川東北地區不僅存在，且其上覆疊置茅口組灰巖，梅仕龍等［26］將宣漢渡口茅口組剖面牙形石與國際標準的中二疊統（Guadalupian）進行對比，其中M.serrate-M.postserrata3個牙形石帶具有一致性，該剖面王坡頁巖段與深水相孤峰段之間發育61 m的碳酸鹽巖（圖2）。鉆井上，根據研究區250余口鉆井巖、電特征差異及巖心資料和錄井巖性的復查，最終有效識別并劃分了研究區70余口鉆井孤峰段，發現如YH3井、L7井（圖3e，f）等鉆井的孤峰段之上也疊置有茅二段和茅三段灰巖，但在鉆井中此疊置關系只占少數，多數鉆井孤峰段之上大段灰巖被剝蝕，致使孤峰段直接與上覆吳家坪組底部接觸。

圖2 揚子北緣地區孤峰組—茅口組演化［3，26］Fig.2 Evolution of the Gufeng Formation-Maokou Formation in the northern margin of Yangtze region［3，26］

圖3 四川盆地東部及鄰區鉆井巖-電綜合特征（鉆井位置見圖4）Fig.3 Characteristics of lithologic-electrical properties in eastern Sichuan Basin and adjacent areas（see Fig. 4 for the drilling site）a. WT1井；b. Long17井（四川盆地西北部）；c. TD32井；d. LG70井（四川盆地西北部）；e. L7井；f. YH3井

孤峰段的發育始于于茅二B沉積期，結束于茅二A沉積期［3］，在前人明確孤峰段發育時期的基礎上，本研究進一步厘清了孤峰段與相鄰地層的接觸關系，孤峰段與下伏茅口組灰巖呈整合接觸，但孤峰段與上覆地層的接觸關系在野外剖面和不同鉆井上有差異，其與上覆地層主要有兩種接觸關系：其一是與上覆吳家坪組底部呈假整合接觸；其二是或與上覆茅口組灰巖呈整合接觸。

2.1.1 上覆吳家坪組

吳家坪組底部在川東地區有3種巖性：①以黃褐色鋁土質泥頁巖為主的王坡頁巖（圖3b）；②凝灰巖與殘積鋁土質頁巖混積的王坡頁巖（圖3c）；③峨眉山玄武巖或侵入巖（圖3a），玄武巖或侵入巖之上往往也沉積王坡頁巖（圖3a）。造成這種接觸關系的原因可能是峨眉地幔柱活動和東吳運動造成茅口組整體抬升，導致茅口組上部沉積的大段灰巖被剝蝕殆盡，而孤峰段炭質-硅質泥頁巖較致密難溶，而被全部或部分保留下來，隨后晚二疊世初期，川東地區發生緩慢海侵，沉積海-陸過渡相的吳家坪組底部王坡頁巖，或是峨眉山玄武巖噴溢而疊置在孤峰段之上［28］，此后再發生緩慢海侵沉積王坡頁巖。

鉆井上孤峰段炭質-硅質泥頁巖與王坡頁巖單純依靠GR曲線難以區分，綜合利用伽馬能譜曲線（K，Th和U元素含量）和聲波時差（AC）、電阻率曲線等常規測井曲線，可有效識別孤峰段炭質-硅質泥頁巖與王坡頁巖。

在伽馬能譜測井曲線上，王坡頁巖有略高K、高Th和低U的特征，而孤峰段炭質-硅質泥頁巖則具有低K、低Th和高U的特征（圖3b，c），在常規測井曲線上，王坡頁巖段和孤峰段均具有高GR的特征，但王坡頁巖的聲波時差相對高于孤峰段，而電阻率略低于孤峰段（圖3a—c）［3］。

2.1.2 上覆茅口組灰巖

孤峰段與上覆茅二段和茅三段灰巖相接觸，可能是東吳運動導致茅口組被抬升剝蝕，而茅口組之上沉積的大段灰巖未被完全剝蝕，殘留相當厚度的灰巖（圖3d—f）。

孤峰段上覆茅口組灰巖具有低GR、低AC、低U和高電阻率的特征，而孤峰段炭質-硅質泥頁巖具有高GR、高AC、高U和中-低電阻率的特征（圖3d—f）。

2.2 地層展布特征

綜合川東地區70余口鉆井及2條野外剖面的孤峰段識別劃分成果，開展地層特征研究，明確了孤峰段的平面展布特征。在茅二B沉積期，盆地東北角首先發育深水海槽相沉積，孤峰段主要分布在開縣—云陽一線以北。茅二A沉積期范圍達到最大，孤峰段向南擴大到研究區中部渠縣—大竹—梁平一線，呈北西-南東向帶狀展布。孤峰段整體厚度較薄，在0.8～26.6 m。總體發育4個相對高值區：①大竹—梁平一帶以北厚10～25 m；②達州以西厚10～20 m；③宣漢以南、達州以北厚10～25 m；④開縣—奉節以北厚10～25 m（圖4）。開江附近孤峰段地層厚度較薄，小于10 m，可能是受開江古隆起的影響，在中二疊世末期，東吳運動導致川東北部及中部地區抬升，而作為沉積古地貌高點的開江古隆起成為剝蝕中心，遭受剝蝕最為嚴重［29-31］，只殘留部分孤峰段。

圖4 四川盆地東部孤峰段厚度分布Fig.4 Isopach map of the Gufeng Member in eastern Sichuan Basin（古隆起范圍根據文獻27-29繪制。）

川西北—川北地區茅口組頂部的深水沉積與中、下揚子地區孤峰組地層同屬深水缺氧環境，且巖石學及古生物特征可追溯對比，故按照本次研究的地層劃分方案，這套深水沉積也應劃分為孤峰段，縱向上對應于茅三段或茅四段（圖3b，d），為茅口組同時異相沉積［2，5］。

3 沉積-構造格局

前人研究發現勉略有限古洋盆在二疊紀及以前發生擴張，二疊紀中晚期開始消減［32］，川東地區位于上揚子西北緣—勉略古洋盆西南大陸邊緣，茅口組沉積早期（茅一沉積期—茅二B沉積期），勉略洋持續擴張，川東地區構造穩定，沉積分異小，整體為寬緩的開闊海沉積，水體相對較深。川東地區茅口組早期地層具有南厚北薄的特征，且研究區具有南高北低的沉積古地貌背景，茅一段至茅二B亞段厚度整體變化不大，其中盆地東北角地層最薄（圖5a），該區沉積時水體最深，沉降速度慢，為孤峰段海槽相沉積的先決條件。茅二B沉積期，勉略古洋盆開始由擴張轉為消減階段，揚子板塊向北俯沖，在為研究區內裂陷槽拉張提供內動力的同時，發生由北向南的海侵，盆地東北角沉積了小面積的孤峰段，槽臺分異的格局初步形成，在達州—開江一帶沿海槽發育臺地邊緣相，該期海槽面積小，臺地邊緣水體能量不強，臺緣灘面積較小（圖5b）。隨后，在茅二A沉積早期，研究區依然處于勉略古洋盆消減俯沖的動力學背景下，同時受東吳運動早期構造作用影響，研究區內北東向基底斷裂復活［33］，海槽在張性應力作用下，沿基底斷裂方向拉開，同時，海侵范圍進一步擴大，致使川東北地區槽臺分異加劇，海槽向南擴大至梁平—萬州一帶，形成以炭質-硅質泥頁巖沉積為主的盆內裂陷，該期水體能量強，有利于大面積邊緣灘相發育，臺地邊緣相沿廣安—鄰水—豐都一帶分布（圖5c）。最后，在茅二A沉積中晚期—茅三沉積期，川東地區發生大面積海退，孤峰段深水海槽相的沉積范圍逐漸向北萎縮，取而代之的是茅口組灰巖沉積，整體發育淺水開闊臺地沉積（圖5d）。

圖5 四川盆地東部茅口組厚度和沉積相平面展布Fig.5 Isopach map with sedimentary facies overlaid of the Maokou Formation， eastern Sichuan Basina. 茅一段—茅二B亞段厚度；b. 茅二B亞段沉積相；c. 茅二A亞段沉積相；d. 茅三段沉積相

川東地區茅口組經歷了早期較深水開闊海沉積—中、晚期槽臺分異—晚期較淺水開闊臺地的沉積旋回，受沉積古地貌和海西期整體拉張環境的影響，在茅口組中晚期，由古地貌相對低部位的孤峰段深水海槽相，向古地貌高部位轉變為開闊臺地沉積。茅口組沉積以后，受東吳運動的影響，川東地區整體抬升，使得先期沉積的地層遭受不同程度的剝蝕，自南向北剝蝕程度逐漸增加，在川東大竹—梁平以南地區，殘余茅三段及其以上地層，向北剝蝕程度增加，在研究區中部及其以北孤峰段之上大段茅二A亞段和茅三段灰巖被剝蝕殆盡（圖5d），由于孤峰段炭質-硅質泥頁巖具有難溶的特點，在東吳運動期間得以殘留，使得吳家坪組直接覆蓋在孤峰段之上（圖6），在靠近盆地東北緣的野外剖面上和部分鉆井中仍見孤峰段上覆沉積灰巖，為臺地-海槽-臺地疊置沉積（圖2）。

圖6 四川盆地東部中二疊統沉積相展布及演化連井剖面Fig. 6 Well-tied section showing the distribution and evolution of the sedimentary facies in the Middle Permian of eastern Sichuan Basin

4 沉積環境

本次研究對2口鉆井和1條野外剖面進行取樣，鉆井為DT002-4井和C67井，野外剖面為開縣紅花園剖面。采集樣品中包括孤峰段硅質頁巖樣品8個，吳家坪組硅質頁巖3個，茅二段泥質灰巖、含泥灰巖4個，茅二段晶粒白云巖4個（為凸顯深水與淺水沉積環境的差異性，特采集研究區C67井4個茅二段晶粒白云巖做對比分析）。本次研究所用主量、微量稀土元素測試結果如表1所示。

表1 四川盆地東部紅花園剖面、 DT002-4 井和C67 井茅口組—吳家坪組地球化學特征分析Table1 Geochemical characteristics of Maokou-Wujiaping formations on Honghuayuan outcrop， and in well DT002-4 and well C67 in eastern Sichuan Basin

當樣品δCe與δEu呈現正相關關系時，表明樣品受成巖作用影響［34］，DT002-4井與紅花園剖面樣品δCe與δEu相關系數為-0.131，相關性不強，表明其較少受到后期成巖作用的影響；此外，如果沉積物或沉積巖的Y/Ho元素含量比值高于27.00（后太古宙頁巖PASS的Y/Ho比值），并且接近44.00（現代海水的Y/Ho比值），表明沒有或僅有很少量的陸源碎屑加入［35］，本文所采樣品的Y/Ho平均值為39.57，且只有少數樣品值脫離上述區間，說明樣品僅受少量陸源碎屑的影響，能夠反應古海洋環境。

4.1 氧化還原條件

Mo，U，Cr和V等微量元素在沉積物中會因氧化還原條件的改變而發生不同程度的富集，Algeo和Tribovllard的研究表明［36］，在現代低氧開放性海洋系統沉積物中，氧化還原條件與自生Mo-U富集的關系十分明確：①氧化條件下Mo和U基本不富集；②在次氧化條件下Mo和U適度富集；③在缺氧條件下Mo和U強烈富集，而古代低氧海洋系統與現代低氧海洋系統具有相似的自生Mo-U關系。此外，沉積物中的高Cr和V含量也可以用來指示還原環境，本研究將樣品Mo，U，Cr和V元素含量測試值以Mo-U和Cr-V交會圖的形式給出，孤峰段大部分硅質頁巖樣品最為富集，形成于缺氧還原環境；茅二段含泥灰巖、泥質灰巖、孤峰段部分硅質頁巖、吳家坪組硅質頁巖適度富集，形成于次氧化環境；茅二段晶粒白云巖基本不富集，形成于氧化環境（圖7）。

圖7 四川盆地東部樣品 U，Mo，V和Cr微量元素特征Fig.7 Correlations of trace elements U， Mo， V and Cr in samples from the eastern Sichuan Basina. Mo含量與U含量相關圖；b. Cr含量與V含量相關圖

4.2 古水深及古鹽度

Rb/K元素含量比值可以用來指示古水深的變化，Rb/K越大，水體越深［37-38］，同時全巖Ce元素含量異常也可以指示海平面的升降，Ce虧損程度越大，海平面越高［39］，Ce異常指數（Ceanom）值通過lg［3Cen/（2Lan+Ndn）］計算得出，式中樣品的相關REE值引用NASC值標準化，據Rb/K比值與Ce異常值在紅花園剖面和DT002-4井縱向上的趨勢可以看出（圖8a），DT002-4井中由孤峰段硅質頁巖過渡到吳家坪組硅質頁巖的沉積時期，Rb/K比值由大變小，Ce異常值由小變大，指示沉積水體由深變淺，水體較動蕩。在吳家坪組沉積時期，Rb/K比值和Ce異常值均趨于平緩，但Ce異常值有小幅度波動，指示個別時期會發生短暫的海侵，導致海平面上升，但水動力總體較平穩；紅花園剖面孤峰段硅質頁巖沉積時期，水動力穩定，但由孤峰段硅質頁巖過渡到上覆茅二段含泥灰巖、泥質灰巖的沉積時期，Ce異常值小幅度升高后陡降，Rb/K比值連續波動，指示在此過渡時期水體動蕩，水體深度變化快，與氧化還原分析結果一致。

圖8 四川盆地東部DT002-4井和紅花園剖面茅口組-吳家坪組地球化學及巖石學特征Fig.8 Geochemical and petrological characteristics of the Maokou and Wujiaping formations in well DT002-4 and on Honghuayuan outcrop in eastern Sichuan Basina. 地球化學特征分布；b. 紅花園剖面，硅質放射蟲巖，正交偏光顯微照片，取樣點HHY7；c. DT002-4井，埋深4133.3 m，硅質放射蟲巖，有機質含量高，單偏光顯微照片，取樣點DT6；d. DT002-4井，埋深4133.3 m，硅質放射蟲巖，巖心照片，取樣點DT6

Sr/Ca和V/Ni元素含量比值是判定沉積水體古鹽度的良好指標，Sr/Ca和V/Ni比值越高，反映沉積水體的含鹽度越高［40-41］，DT002-4井Sr/Ca與V/Ni值在孤峰段沉積時期平均分別為0.17和5.76，吳家坪組沉積時期其平均分別為0.07和2.75，結合曲線形態可知（圖8a），由孤峰段過渡到吳家坪組古鹽度有變小的趨勢，指示沉積水體由孤峰段咸水過渡到吳家坪組半咸水或淡水；紅花園剖面孤峰段硅質頁巖Sr/Ca與V/Ni比值均處于高值區，上覆茅二段含泥灰巖、泥質灰巖均處于低值區，自下而上變小趨勢明顯，指示由孤峰段過渡到茅二段沉積時期，水體從咸水過渡到淡水，與古水深和氧化還原條件分析結果基本一致，但紅花園剖面茅二段泥質灰巖段Ce異常指數較低，Rb/K值較高，指示沉積水體較深，甚至與孤峰段硅質頁巖水體深度相當，而泥質灰巖段Sr/Ca和V/Ni值低，指示此時期沉積水體古鹽度較低，此處古鹽度和古水深分析結果相悖，可能是由于孤峰段沉積后，川東地區發育開闊臺地沉積，但由于海平面差異上升，雖然處于較深水的沉積環境，但已非高鹽度的海水沉積，同時也不排除實驗測試過程中的誤差導致。

4.3 硅質來源

過量Si指來源于生物作用，Si過量=Si樣品-Al樣品×（Si/Al）背景［（Si/Al）背景采用平均頁巖比值3.11］，通過對頁巖樣品過量Si的研究可以明確其硅質來源［42］，Si/（Si+Al+Fe）元素含量比值越大，頁巖樣品硅質來源則與生物成因更相關［43］。測試結果顯示（圖8a）：紅花園剖面硅質頁巖樣品和DT002-4井孤峰段早期沉積的硅質頁巖樣品，其過量硅含量遠大于0，且接近于1，Si/（Si+Al+Fe）比值位于高值區，指示此時期硅質來源于生物作用，與薄片觀察的結果一致（硅質放射蟲巖）（圖8b，c）。DT002-4井由孤峰段中晚期過渡到吳家坪組時期，頁巖樣品過量硅為0，Si/（Si+Al+Fe）比值位于低值區，表明陸源硅占主導。

基于上述氧化還原條件和古水深等地球化學指標的分析，DT002-4井孤峰段下部主要沉積生物成因的深水硅質頁巖，隨著沉積水體逐漸變淺，孤峰段內部逐漸沉積水體相對淺的，有部分陸源碎屑硅輸入的硅質頁巖（其與吳家坪組硅質頁巖具有相似的氧化還原條件，但沉積水體相對更大），隨后沉積茅口組灰巖，由于東吳運動的影響茅口組灰巖被全部剝蝕，在晚二疊世初期，海平面緩慢上升，沉積王坡頁巖；紅花園剖面孤峰段主要沉積生物成因的深水硅質頁巖，往上逐漸沉積茅二段灰巖（圖9）。

圖9 四川盆地東部孤峰段沉積環境演化模式Fig.9 Evolutionary model showing the depositional environments of Gufeng Member， eastern Sichuan Basina.孤峰段沉積早期；b.孤峰段沉積晚期；c.茅三段—茅四段沉積時期；d.王坡頁巖沉積時期

5 油氣地質意義

5.1 孤峰段優質烴源巖

川東地區茅口組頂部孤峰段烴源巖為一套富有機質的優質烴源巖，本研究采用總有機碳含量（TOC）和鏡質體反射率（Ro）測試，對DT002-4井和紅花園剖面的硅質頁巖樣品和茅二段泥質灰巖、含泥灰巖樣品送樣分析，其中孤峰段硅質頁巖樣品TOC分布在1.69 % ～38.27 %，均達到烴源巖標準（TOC＞0.50 %），TOC大于2.00 %的優質烴源巖樣品占比達83.30 %（表2），吳家坪組硅質頁巖和茅二段泥質灰巖TOC較高，也為優質烴源巖，而茅二段含泥灰巖僅為0.43 %，未達到烴源巖標準。孤峰段硅質頁巖Ro介于2.31 % ～ 2.98 %（表2），均值為2.64 %，茅二段泥質灰巖和吳家坪組硅質頁巖Ro均大于2.00 %，指示這些樣品均處于過成熟階段，屬于深部高溫生氣階段［44］。

表2 四川盆地東部紅花園剖面和DT002-4井有機質豐度及成熟度特征（取樣點位置見圖8a）Table 2 Maturity and abundance of organic matter on Honghuayuan outcrop and in Well DT002-4 in eastern Sichuan Basin （see Fig. 8a for the sampling points）

5.2 成藏組合

四川盆地茅口組氣藏存在多源供烴，除志留系、吳家坪組烴源和茅一段泥質巖類烴源外［45-46］，川東地區孤峰段自身烴源的貢獻也不容忽視，研究區內主要發育白云巖儲層和風化殼型巖溶儲層，茅口組白云巖儲層縱向上主要發育在茅二A亞段，橫向上分布在廣安—鄰水—豐都一帶臺地邊緣相內，儲層類型為裂縫-孔洞型。茅口組巖溶是典型的相控型巖溶，巖溶型儲層縱向上發育在茅二B亞段—茅三段，主要分布在臺地邊緣相和開闊臺地臺內灘中，儲層類型主要為裂縫-孔洞型。上述優勢相帶內儲層發育，為油氣儲集的良好場所。峨眉地裂運動形成的斷裂及伴生的裂縫系統和茅口組頂部因受剝蝕而形成的不整合面可作為油氣運移聚集成藏的輸導體系［47-50］，研究區北部茅二B—茅二A沉積時期形成的孤峰段優質烴源可通過油氣輸導體系向南運移到不同時期臺地邊緣相儲集層中，或在向南運移的同時向上運移至茅三段臺內灘相儲集層中，形成“下生上儲”和“旁生側儲”的成藏組合。此外，川東地區孤峰段與長興組-飛仙關組開江-梁平海槽東南側臺地邊緣相具有較好的縱向疊置關系，孤峰段烴源可通過斷裂構成的縱向輸導體系向上運移至臺緣礁灘相儲層中聚集成藏（圖10）。

圖10 四川盆地東部中二疊統油氣成藏模式Fig.10 Hydrocarbon accumulation model of the Middle Permian in the eastern Sichuan Basin

6 結論

1） 本研究結合野外露頭、鉆井、地球化學等資料，證實川東茅口組孤峰段的存在，從四川盆地東部沉積-構造格局深入分析，明確茅口組中晚期受構造-沉積分異的影響，出現槽臺格局。在茅二B沉積期，川東地區孤峰段主要分布在盆地東北角；在茅二A沉積期，孤峰段向南擴大到研究區中部，呈北西-南東向帶狀展布，厚度0.8～26.6 m，川西北—川北地區則對應茅三段或茅四段。

2） 孤峰段硅質頁巖富含硅質放射蟲，有機質含量高，具有典型的深水海槽相沉積特征，地球化學測試數據反映硅質頁巖為深水缺氧還原環境且鹽度較高，硅質來源以生物硅為主；

3） 孤峰段烴源巖為一套富有機質的優質烴源巖，TOC整體較高、變化范圍大，分布在1.69 %～38.27 %，平均值為11.51%，處于成熟-過成熟階段；

4） 川東地區孤峰段優質烴源巖可通過斷裂與開江-梁平海槽礁灘相儲層溝通，構成“下生上儲”的源-儲關系。此外，也可與茅口組優勢灘相儲層形成“旁生側儲”的成藏組合。川東地區孤峰段有望作為區域內優質烴源巖的接力勘探層系，對研究區內下一步油氣勘探開發具有重要意義。