四川盆地東部中二疊統(tǒng)茅口組孤峰段展布特征及其油氣地質(zhì)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(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(kāi)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(kāi)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(chēng)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(yè)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(kāi)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(guò)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(kāi)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(yè)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(kāi)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(jiàn)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(yè)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(yè)巖，茅口組頂部灰?guī)r或孤峰段炭質(zhì)-硅質(zhì)泥頁(yè)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(yè)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(kāi)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(yè)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(jiàn)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(yè)巖為主的王坡頁(yè)巖（圖3b）；②凝灰?guī)r與殘積鋁土質(zhì)頁(yè)巖混積的王坡頁(yè)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(yè)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(yè)巖較致密難溶，而被全部或部分保留下來(lái)，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(guò)渡相的吳家坪組底部王坡頁(yè)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(yè)巖。

鉆井上孤峰段炭質(zhì)-硅質(zhì)泥頁(yè)巖與王坡頁(yè)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(yè)巖與王坡頁(yè)巖。

在伽馬能譜測(cè)井曲線上，王坡頁(yè)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(yè)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(yè)巖段和孤峰段均具有高GR的特征，但王坡頁(yè)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(yè)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(kāi)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(kāi)縣—云陽(yáng)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(kāi)縣—奉節(jié)以北厚10～25 m（圖4）。開(kāi)江附近孤峰段地層厚度較薄，小于10 m，可能是受開(kāi)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(kāi)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(kāi)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(kāi)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(kāi)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(kāi)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(kāi)，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(wàn)州一帶，形成以炭質(zhì)-硅質(zhì)泥頁(yè)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(kāi)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(kāi)闊海沉積—中、晚期槽臺(tái)分異—晚期較淺水開(kāi)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_(kāi)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(yè)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(jiàn)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(kāi)縣紅花園剖面。采集樣品中包括孤峰段硅質(zhì)頁(yè)巖樣品8個(gè)，吳家坪組硅質(zhì)頁(yè)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(yè)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(méi)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(shuō)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(kāi)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(lái)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(yè)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(yè)巖、吳家坪組硅質(zhì)頁(yè)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(lái)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(guò)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(yè)巖過(guò)渡到吳家坪組硅質(zhì)頁(yè)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(yè)巖沉積時(shí)期，水動(dòng)力穩(wěn)定，但由孤峰段硅質(zhì)頁(yè)巖過(guò)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(guò)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(chóng)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(chóng)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(chóng)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(guò)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(guò)渡到吳家坪組半咸水或淡水；紅花園剖面孤峰段硅質(zhì)頁(yè)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(guò)渡到茅二段沉積時(shí)期，水體從咸水過(guò)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(yè)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(kāi)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(guò)程中的誤差導(dǎo)致。

4.3 硅質(zhì)來(lái)源

過(guò)量Si指來(lái)源于生物作用，Si過(guò)量=Si樣品-Al樣品×（Si/Al）背景［（Si/Al）背景采用平均頁(yè)巖比值3.11］，通過(guò)對(duì)頁(yè)巖樣品過(guò)量Si的研究可以明確其硅質(zhì)來(lái)源［42］，Si/（Si+Al+Fe）元素含量比值越大，頁(yè)巖樣品硅質(zhì)來(lái)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(yè)巖樣品和DT002-4井孤峰段早期沉積的硅質(zhì)頁(yè)巖樣品，其過(guò)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(lái)源于生物作用，與薄片觀察的結(jié)果一致（硅質(zhì)放射蟲(chóng)巖）（圖8b，c）。DT002-4井由孤峰段中晚期過(guò)渡到吳家坪組時(shí)期，頁(yè)巖樣品過(guò)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(yè)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(yè)巖（其與吳家坪組硅質(zhì)頁(yè)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(yè)巖；紅花園剖面孤峰段主要沉積生物成因的深水硅質(zhì)頁(yè)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(yè)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(yè)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(yè)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(yè)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(yè)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(yè)巖Ro均大于2.00 %，指示這些樣品均處于過(guò)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(jiàn)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(lèi)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(lèi)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(kāi)闊臺(tái)地臺(tái)內(nèi)灘中，儲(chǔ)層類(lèi)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(guò)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(kāi)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(guò)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(yè)巖富含硅質(zhì)放射蟲(chóng)，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(yè)巖為深水缺氧還原環(huán)境且鹽度較高，硅質(zhì)來(lái)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(guò)成熟階段；

4） 川東地區(qū)孤峰段優(yōu)質(zhì)烴源巖可通過(guò)斷裂與開(kāi)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(kāi)發(fā)具有重要意義。