劉昇，范存輝，張本健，張亞，王尉，羅冰，白曉亮

（1.西南石油大學(xué) 地球科學(xué)與技術(shù)學(xué)院，四川 成都 610500；2.油氣藏地質(zhì)及開發(fā)工程全國(guó)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室 西南石油大學(xué)，四川 成都610500；3.中國(guó)石油 西南油氣田分公司 勘探開發(fā)研究院，四川 成都 610051；4.中國(guó)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?lián)P子地區(qū)孤峰組，其為穿時(shí)的巖石地層單位，正層型位于安徽涇縣孤峰鎮(zhèn)，孤峰組自下?lián)P子蘇皖地區(qū)至中上揚(yáng)子地區(qū)四川廣元-旺蒼一帶均有發(fā)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(xué)者為了與上揚(yáng)子地區(qū)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(jí)劃分，即孤峰段［2-3］。本次研究沿用此稱謂。

前人對(duì)川北地區(qū)孤峰段的展布及成藏條件已經(jīng)有了比較深入的研究與認(rèn)識(shí)，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(shí)了四川盆地北部孤峰段的存在，揭示了其優(yōu)質(zhì)烴源分布、沉積環(huán)境和成藏貢獻(xiàn)［2］。王興志等證實(shí)了川北地區(qū)廣元—旺蒼一帶在中二疊統(tǒng)茅口組沉積晚期發(fā)育一套富有機(jī)質(zhì)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(nèi)部源儲(chǔ)配置［5］。在川東地區(qū)，針對(duì)孤峰段的研究伊始，陳衛(wèi)東等就明確了王坡頁巖段與孤峰段的接觸關(guān)系、巖-電差異以及孤峰段的發(fā)育時(shí)期［3］。但目前川東地區(qū)孤峰段縱橫向及平面展布特征、地球化學(xué)特征和源-儲(chǔ)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(jié)合區(qū)域沉積-構(gòu)造格局，利用各種分析測(cè)試手段，對(duì)四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組孤峰段展布特征、沉積環(huán)境和成藏條件進(jìn)行研究，以期為區(qū)域內(nèi)下一步孤峰段優(yōu)質(zhì)烴源巖的勘探開發(fā)做出有力支撐。

1 區(qū)域地質(zhì)概況

四川盆地位于揚(yáng)子準(zhǔn)地臺(tái)西北部，是揚(yáng)子準(zhǔn)地臺(tái)內(nèi)通過北東向及北西向交叉的深大斷裂活動(dòng)形成的菱形沉積-構(gòu)造疊合盆地。在印支期初具規(guī)模，后經(jīng)喜馬拉雅期強(qiáng)烈的壓扭性斷褶活動(dòng)，形成現(xiàn)今盆構(gòu)造面貌［6-7］。前人研究認(rèn)為：四川盆地的油氣資源主要蘊(yùn)藏在海相碳酸鹽巖地層中［8-9］，中二疊統(tǒng)以鑲邊碳酸鹽巖臺(tái)地沉積模式為主，主要為開闊臺(tái)地碳酸鹽巖沉積環(huán)境，總體為一套碳酸鹽巖夾少量硅質(zhì)巖和泥頁巖的海相沉積［10-12］。

本文研究區(qū)為四川盆地東部，區(qū)域構(gòu)造上屬于川東構(gòu)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(nèi)褶皺斷裂最強(qiáng)烈的地區(qū)［13-15］（圖1a），主要發(fā)育北北東-北東向、北西向的深大斷裂，如銅鑼?shí){、明月峽、黃泥堂等深大斷裂，以及伴生的次級(jí)斷裂［16-17］。研究區(qū)中二疊統(tǒng)茅口組繼承了棲霞組的沉積格局［18］，主要發(fā)育開闊臺(tái)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(fā)育較深水的眼球、眼皮狀灰?guī)r［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(fā)育泥-粉晶灰?guī)r，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(fā)育生屑灰?guī)r為主，其中茅二A亞段發(fā)育構(gòu)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(qū)也發(fā)育以炭質(zhì)-硅質(zhì)泥頁巖為主的孤峰段［3］。受東吳運(yùn)動(dòng)影響，研究區(qū)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(huán)境的王坡頁巖，茅口組頂部灰?guī)r或孤峰段炭質(zhì)-硅質(zhì)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(shí)別與劃分

孤峰組在下?lián)P子地區(qū)與茅口組為等時(shí)異相沉積，往西在中上揚(yáng)子地區(qū)，孤峰組的底界向上穿時(shí)，頂界向下穿時(shí)［26-27］（圖2），如前所述，本研究將其定義為孤峰段。川東地區(qū)孤峰段主要發(fā)育黑灰色炭質(zhì)-硅質(zhì)泥頁巖夾薄層含泥灰?guī)r和硅質(zhì)巖［3］，在野外剖面上，據(jù)梅仕龍等實(shí)測(cè)觀音洞渡口剖面和本次研究實(shí)測(cè)的開縣紅花園剖面顯示，孤峰段在川東北地區(qū)不僅存在，且其上覆疊置茅口組灰?guī)r，梅仕龍等［26］將宣漢渡口茅口組剖面牙形石與國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)的中二疊統(tǒng)（Guadalupian）進(jìn)行對(duì)比，其中M.serrate-M.postserrata3個(gè)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(fā)育61 m的碳酸鹽巖（圖2）。鉆井上，根據(jù)研究區(qū)250余口鉆井巖、電特征差異及巖心資料和錄井巖性的復(fù)查，最終有效識(shí)別并劃分了研究區(qū)70余口鉆井孤峰段，發(fā)現(xiàn)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?guī)r，但在鉆井中此疊置關(guān)系只占少數(shù)，多數(shù)鉆井孤峰段之上大段灰?guī)r被剝蝕，致使孤峰段直接與上覆吳家坪組底部接觸。

圖2 揚(yáng)子北緣地區(qū)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(qū)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(fā)育始于于茅二B沉積期，結(jié)束于茅二A沉積期［3］，在前人明確孤峰段發(fā)育時(shí)期的基礎(chǔ)上，本研究進(jìn)一步厘清了孤峰段與相鄰地層的接觸關(guān)系，孤峰段與下伏茅口組灰?guī)r呈整合接觸，但孤峰段與上覆地層的接觸關(guān)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(guān)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?guī)r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(qū)有3種巖性：①以黃褐色鋁土質(zhì)泥頁巖為主的王坡頁巖（圖3b）；②凝灰?guī)r與殘積鋁土質(zhì)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(guān)系的原因可能是峨眉地幔柱活動(dòng)和東吳運(yùn)動(dòng)造成茅口組整體抬升，導(dǎo)致茅口組上部沉積的大段灰?guī)r被剝蝕殆盡，而孤峰段炭質(zhì)-硅質(zhì)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(qū)發(fā)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(fā)生緩慢海侵沉積王坡頁巖。

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

在伽馬能譜測(cè)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(zhì)-硅質(zhì)泥頁巖則具有低K、低Th和高U的特征（圖3b，c），在常規(guī)測(cè)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(shí)差相對(duì)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?guī)r

孤峰段與上覆茅二段和茅三段灰?guī)r相接觸，可能是東吳運(yùn)動(dòng)導(dǎo)致茅口組被抬升剝蝕，而茅口組之上沉積的大段灰?guī)r未被完全剝蝕，殘留相當(dāng)厚度的灰?guī)r（圖3d—f）。

孤峰段上覆茅口組灰?guī)r具有低GR、低AC、低U和高電阻率的特征，而孤峰段炭質(zhì)-硅質(zhì)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(qū)70余口鉆井及2條野外剖面的孤峰段識(shí)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(fā)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(dá)到最大，孤峰段向南擴(kuò)大到研究區(qū)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?？傮w發(fā)育4個(gè)相對(duì)高值區(qū)：①大竹—梁平一帶以北厚10～25 m；②達(dá)州以西厚10～20 m；③宣漢以南、達(dá)州以北厚10～25 m；④開縣—奉節(jié)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(yùn)動(dòng)導(dǎo)致川東北部及中部地區(qū)抬升，而作為沉積古地貌高點(diǎn)的開江古隆起成為剝蝕中心，遭受剝蝕最為嚴(yán)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(jù)文獻(xiàn)27-29繪制。）

川西北—川北地區(qū)茅口組頂部的深水沉積與中、下?lián)P子地區(qū)孤峰組地層同屬深水缺氧環(huán)境，且?guī)r石學(xué)及古生物特征可追溯對(duì)比，故按照本次研究的地層劃分方案，這套深水沉積也應(yīng)劃分為孤峰段，縱向上對(duì)應(yīng)于茅三段或茅四段（圖3b，d），為茅口組同時(shí)異相沉積［2，5］。

3 沉積-構(gòu)造格局

前人研究發(fā)現(xiàn)勉略有限古洋盆在二疊紀(jì)及以前發(fā)生擴(kuò)張，二疊紀(jì)中晚期開始消減［32］，川東地區(qū)位于上揚(yáng)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(xù)擴(kuò)張，川東地區(qū)構(gòu)造穩(wěn)定，沉積分異小，整體為寬緩的開闊海沉積，水體相對(duì)較深。川東地區(qū)茅口組早期地層具有南厚北薄的特征，且研究區(qū)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?。▓D5a），該區(qū)沉積時(shí)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(kuò)張轉(zhuǎn)為消減階段，揚(yáng)子板塊向北俯沖，在為研究區(qū)內(nèi)裂陷槽拉張?zhí)峁﹥?nèi)動(dòng)力的同時(shí)，發(fā)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(tái)分異的格局初步形成，在達(dá)州—開江一帶沿海槽發(fā)育臺(tái)地邊緣相，該期海槽面積小，臺(tái)地邊緣水體能量不強(qiáng)，臺(tái)緣灘面積較?。▓D5b）。隨后，在茅二A沉積早期，研究區(qū)依然處于勉略古洋盆消減俯沖的動(dòng)力學(xué)背景下，同時(shí)受東吳運(yùn)動(dòng)早期構(gòu)造作用影響，研究區(qū)內(nèi)北東向基底斷裂復(fù)活［33］，海槽在張性應(yīng)力作用下，沿基底斷裂方向拉開，同時(shí)，海侵范圍進(jìn)一步擴(kuò)大，致使川東北地區(qū)槽臺(tái)分異加劇，海槽向南擴(kuò)大至梁平—萬州一帶，形成以炭質(zhì)-硅質(zhì)泥頁巖沉積為主的盆內(nèi)裂陷，該期水體能量強(qiáng)，有利于大面積邊緣灘相發(fā)育，臺(tái)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(qū)發(fā)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?guī)r沉積，整體發(fā)育淺水開闊臺(tái)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(qū)茅口組經(jīng)歷了早期較深水開闊海沉積—中、晚期槽臺(tái)分異—晚期較淺水開闊臺(tái)地的沉積旋回，受沉積古地貌和海西期整體拉張環(huán)境的影響，在茅口組中晚期，由古地貌相對(duì)低部位的孤峰段深水海槽相，向古地貌高部位轉(zhuǎn)變?yōu)殚_闊臺(tái)地沉積。茅口組沉積以后，受東吳運(yùn)動(dòng)的影響，川東地區(qū)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(qū)，殘余茅三段及其以上地層，向北剝蝕程度增加，在研究區(qū)中部及其以北孤峰段之上大段茅二A亞段和茅三段灰?guī)r被剝蝕殆盡（圖5d），由于孤峰段炭質(zhì)-硅質(zhì)泥頁巖具有難溶的特點(diǎn)，在東吳運(yùn)動(dòng)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?guī)r，為臺(tái)地-海槽-臺(tái)地疊置沉積（圖2）。

圖6 四川盆地東部中二疊統(tǒng)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(huán)境

本次研究對(duì)2口鉆井和1條野外剖面進(jìn)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(zhì)頁巖樣品8個(gè)，吳家坪組硅質(zhì)頁巖3個(gè)，茅二段泥質(zhì)灰?guī)r、含泥灰?guī)r4個(gè)，茅二段晶粒白云巖4個(gè)（為凸顯深水與淺水沉積環(huán)境的差異性，特采集研究區(qū)C67井4個(gè)茅二段晶粒白云巖做對(duì)比分析）。本次研究所用主量、微量稀土元素測(cè)試結(jié)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(xué)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(dāng)樣品δCe與δEu呈現(xiàn)正相關(guān)關(guān)系時(shí)，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(guān)系數(shù)為-0.131，相關(guān)性不強(qiáng)，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(xiàn)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(shù)樣品值脫離上述區(qū)間，說明樣品僅受少量陸源碎屑的影響，能夠反應(yīng)古海洋環(huán)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(huì)因氧化還原條件的改變而發(fā)生不同程度的富集，Algeo和Tribovllard的研究表明［36］，在現(xiàn)代低氧開放性海洋系統(tǒng)沉積物中，氧化還原條件與自生Mo-U富集的關(guān)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(qiáng)烈富集，而古代低氧海洋系統(tǒng)與現(xiàn)代低氧海洋系統(tǒng)具有相似的自生Mo-U關(guān)系。此外，沉積物中的高Cr和V含量也可以用來指示還原環(huán)境，本研究將樣品Mo，U，Cr和V元素含量測(cè)試值以Mo-U和Cr-V交會(huì)圖的形式給出，孤峰段大部分硅質(zhì)頁巖樣品最為富集，形成于缺氧還原環(huán)境；茅二段含泥灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r、孤峰段部分硅質(zhì)頁巖、吳家坪組硅質(zhì)頁巖適度富集，形成于次氧化環(huán)境；茅二段晶粒白云巖基本不富集，形成于氧化環(huán)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(guān)圖；b. Cr含量與V含量相關(guān)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(shí)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(shù)（Ceanom）值通過lg［3Cen/（2Lan+Ndn）］計(jì)算得出，式中樣品的相關(guān)REE值引用NASC值標(biāo)準(zhǔn)化，據(jù)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(shì)可以看出（圖8a），DT002-4井中由孤峰段硅質(zhì)頁巖過渡到吳家坪組硅質(zhì)頁巖的沉積時(shí)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(dòng)蕩。在吳家坪組沉積時(shí)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(dòng)，指示個(gè)別時(shí)期會(huì)發(fā)生短暫的海侵，導(dǎo)致海平面上升，但水動(dòng)力總體較平穩(wěn)；紅花園剖面孤峰段硅質(zhì)頁巖沉積時(shí)期，水動(dòng)力穩(wěn)定，但由孤峰段硅質(zhì)頁巖過渡到上覆茅二段含泥灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r的沉積時(shí)期，Ce異常值小幅度升高后陡降，Rb/K比值連續(xù)波動(dòng)，指示在此過渡時(shí)期水體動(dòng)蕩，水體深度變化快，與氧化還原分析結(jié)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(xué)及巖石學(xué)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(xué)特征分布；b. 紅花園剖面，硅質(zhì)放射蟲巖，正交偏光顯微照片，取樣點(diǎn)HHY7；c. DT002-4井，埋深4133.3 m，硅質(zhì)放射蟲巖，有機(jī)質(zhì)含量高，單偏光顯微照片，取樣點(diǎn)DT6；d. DT002-4井，埋深4133.3 m，硅質(zhì)放射蟲巖，巖心照片，取樣點(diǎn)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(biāo)，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(shí)期平均分別為0.17和5.76，吳家坪組沉積時(shí)期其平均分別為0.07和2.75，結(jié)合曲線形態(tài)可知（圖8a），由孤峰段過渡到吳家坪組古鹽度有變小的趨勢(shì)，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(zhì)頁巖Sr/Ca與V/Ni比值均處于高值區(qū)，上覆茅二段含泥灰?guī)r、泥質(zhì)灰?guī)r均處于低值區(qū)，自下而上變小趨勢(shì)明顯，指示由孤峰段過渡到茅二段沉積時(shí)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(jié)果基本一致，但紅花園剖面茅二段泥質(zhì)灰?guī)r段Ce異常指數(shù)較低，Rb/K值較高，指示沉積水體較深，甚至與孤峰段硅質(zhì)頁巖水體深度相當(dāng)，而泥質(zhì)灰?guī)r段Sr/Ca和V/Ni值低，指示此時(shí)期沉積水體古鹽度較低，此處古鹽度和古水深分析結(jié)果相悖，可能是由于孤峰段沉積后，川東地區(qū)發(fā)育開闊臺(tái)地沉積，但由于海平面差異上升，雖然處于較深水的沉積環(huán)境，但已非高鹽度的海水沉積，同時(shí)也不排除實(shí)驗(yàn)測(cè)試過程中的誤差導(dǎo)致。

4.3 硅質(zhì)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(duì)頁巖樣品過量Si的研究可以明確其硅質(zhì)來源［42］，Si/（Si+Al+Fe）元素含量比值越大，頁巖樣品硅質(zhì)來源則與生物成因更相關(guān)［43］。測(cè)試結(jié)果顯示（圖8a）：紅花園剖面硅質(zhì)頁巖樣品和DT002-4井孤峰段早期沉積的硅質(zhì)頁巖樣品，其過量硅含量遠(yuǎn)大于0，且接近于1，Si/（Si+Al+Fe）比值位于高值區(qū)，指示此時(shí)期硅質(zhì)來源于生物作用，與薄片觀察的結(jié)果一致（硅質(zhì)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(shí)期，頁巖樣品過量硅為0，Si/（Si+Al+Fe）比值位于低值區(qū)，表明陸源硅占主導(dǎo)。

基于上述氧化還原條件和古水深等地球化學(xué)指標(biāo)的分析，DT002-4井孤峰段下部主要沉積生物成因的深水硅質(zhì)頁巖，隨著沉積水體逐漸變淺，孤峰段內(nèi)部逐漸沉積水體相對(duì)淺的，有部分陸源碎屑硅輸入的硅質(zhì)頁巖（其與吳家坪組硅質(zhì)頁巖具有相似的氧化還原條件，但沉積水體相對(duì)更大），隨后沉積茅口組灰?guī)r，由于東吳運(yùn)動(dòng)的影響茅口組灰?guī)r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(zhì)頁巖，往上逐漸沉積茅二段灰?guī)r（圖9）。

圖9 四川盆地東部孤峰段沉積環(huán)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(shí)期；d.王坡頁巖沉積時(shí)期

5 油氣地質(zhì)意義

5.1 孤峰段優(yōu)質(zhì)烴源巖

川東地區(qū)茅口組頂部孤峰段烴源巖為一套富有機(jī)質(zhì)的優(yōu)質(zhì)烴源巖，本研究采用總有機(jī)碳含量（TOC）和鏡質(zhì)體反射率（Ro）測(cè)試，對(duì)DT002-4井和紅花園剖面的硅質(zhì)頁巖樣品和茅二段泥質(zhì)灰?guī)r、含泥灰?guī)r樣品送樣分析，其中孤峰段硅質(zhì)頁巖樣品TOC分布在1.69 % ～38.27 %，均達(dá)到烴源巖標(biāo)準(zhǔn)（TOC＞0.50 %），TOC大于2.00 %的優(yōu)質(zhì)烴源巖樣品占比達(dá)83.30 %（表2），吳家坪組硅質(zhì)頁巖和茅二段泥質(zhì)灰?guī)rTOC較高，也為優(yōu)質(zhì)烴源巖，而茅二段含泥灰?guī)r僅為0.43 %，未達(dá)到烴源巖標(biāo)準(zhǔn)。孤峰段硅質(zhì)頁巖Ro介于2.31 % ～ 2.98 %（表2），均值為2.64 %，茅二段泥質(zhì)灰?guī)r和吳家坪組硅質(zhì)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(jī)質(zhì)豐度及成熟度特征（取樣點(diǎn)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(zhì)巖類烴源外［45-46］，川東地區(qū)孤峰段自身烴源的貢獻(xiàn)也不容忽視，研究區(qū)內(nèi)主要發(fā)育白云巖儲(chǔ)層和風(fēng)化殼型巖溶儲(chǔ)層，茅口組白云巖儲(chǔ)層縱向上主要發(fā)育在茅二A亞段，橫向上分布在廣安—鄰水—豐都一帶臺(tái)地邊緣相內(nèi)，儲(chǔ)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(chǔ)層縱向上發(fā)育在茅二B亞段—茅三段，主要分布在臺(tái)地邊緣相和開闊臺(tái)地臺(tái)內(nèi)灘中，儲(chǔ)層類型主要為裂縫-孔洞型。上述優(yōu)勢(shì)相帶內(nèi)儲(chǔ)層發(fā)育，為油氣儲(chǔ)集的良好場(chǎng)所。峨眉地裂運(yùn)動(dòng)形成的斷裂及伴生的裂縫系統(tǒng)和茅口組頂部因受剝蝕而形成的不整合面可作為油氣運(yùn)移聚集成藏的輸導(dǎo)體系［47-50］，研究區(qū)北部茅二B—茅二A沉積時(shí)期形成的孤峰段優(yōu)質(zhì)烴源可通過油氣輸導(dǎo)體系向南運(yùn)移到不同時(shí)期臺(tái)地邊緣相儲(chǔ)集層中，或在向南運(yùn)移的同時(shí)向上運(yùn)移至茅三段臺(tái)內(nèi)灘相儲(chǔ)集層中，形成“下生上儲(chǔ)”和“旁生側(cè)儲(chǔ)”的成藏組合。此外，川東地區(qū)孤峰段與長(zhǎng)興組-飛仙關(guān)組開江-梁平海槽東南側(cè)臺(tái)地邊緣相具有較好的縱向疊置關(guān)系，孤峰段烴源可通過斷裂構(gòu)成的縱向輸導(dǎo)體系向上運(yùn)移至臺(tái)緣礁灘相儲(chǔ)層中聚集成藏（圖10）。

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

6 結(jié)論

1） 本研究結(jié)合野外露頭、鉆井、地球化學(xué)等資料，證實(shí)川東茅口組孤峰段的存在，從四川盆地東部沉積-構(gòu)造格局深入分析，明確茅口組中晚期受構(gòu)造-沉積分異的影響，出現(xiàn)槽臺(tái)格局。在茅二B沉積期，川東地區(qū)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(kuò)大到研究區(qū)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(qū)則對(duì)應(yīng)茅三段或茅四段。

2） 孤峰段硅質(zhì)頁巖富含硅質(zhì)放射蟲，有機(jī)質(zhì)含量高，具有典型的深水海槽相沉積特征，地球化學(xué)測(cè)試數(shù)據(jù)反映硅質(zhì)頁巖為深水缺氧還原環(huán)境且鹽度較高，硅質(zhì)來源以生物硅為主；

3） 孤峰段烴源巖為一套富有機(jī)質(zhì)的優(yōu)質(zhì)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(qū)孤峰段優(yōu)質(zhì)烴源巖可通過斷裂與開江-梁平海槽礁灘相儲(chǔ)層溝通，構(gòu)成“下生上儲(chǔ)”的源-儲(chǔ)關(guān)系。此外，也可與茅口組優(yōu)勢(shì)灘相儲(chǔ)層形成“旁生側(cè)儲(chǔ)”的成藏組合。川東地區(qū)孤峰段有望作為區(qū)域內(nèi)優(yōu)質(zhì)烴源巖的接力勘探層系，對(duì)研究區(qū)內(nèi)下一步油氣勘探開發(fā)具有重要意義。