四川盆地东部中二叠统茅口组孤峰段展布特征及其油气地质意义

刘昇，范存辉，张本健，张亚，王尉，罗冰，白晓亮

（1.西南石油大学 地球科学与技术学院，四川 成都 610500；2.油气藏地质及开发工程全国重点实验室 西南石油大学，四川 成都610500；3.中国石油 西南油气田分公司 勘探开发研究院，四川 成都 610051；4.中国石油 西南油气田分公司 重庆气矿，重庆 401120）

四川盆地东部孤峰段可溯源至中、下扬子地区孤峰组，其为穿时的岩石地层单位，正层型位于安徽泾县孤峰镇，孤峰组自下扬子苏皖地区至中上扬子地区四川广元-旺苍一带均有发育，自东向西由茅口组沉积早期地层演变至茅口组沉积晚期地层［1］。此前有学者为了与上扬子地区正式岩石地层单位衔接，将四川盆地孤峰组纳入四川盆地茅口组次级划分，即孤峰段［2-3］。本次研究沿用此称谓。

前人对川北地区孤峰段的展布及成藏条件已经有了比较深入的研究与认识，张玺华等揭示了四川盆地中二叠世广元-巴中拉张槽的存在，明确了其成藏组合［4］。付小东等证实了四川盆地北部孤峰段的存在，揭示了其优质烃源分布、沉积环境和成藏贡献［2］。王兴志等证实了川北地区广元—旺苍一带在中二叠统茅口组沉积晚期发育一套富有机质的深水沉积，其具有典型的深水海槽相沉积特征，并探讨了海槽内部源储配置［5］。在川东地区，针对孤峰段的研究伊始，陈卫东等就明确了王坡页岩段与孤峰段的接触关系、岩-电差异以及孤峰段的发育时期［3］。但目前川东地区孤峰段纵横向及平面展布特征、地球化学特征和源-储特征尚未明确。本次研究综合钻井岩-电特征、岩心资料和野外露头特征，结合区域沉积-构造格局，利用各种分析测试手段，对四川盆地东部中二叠统茅口组孤峰段展布特征、沉积环境和成藏条件进行研究，以期为区域内下一步孤峰段优质烃源岩的勘探开发做出有力支撑。

1 区域地质概况

四川盆地位于扬子准地台西北部，是扬子准地台内通过北东向及北西向交叉的深大断裂活动形成的菱形沉积-构造叠合盆地。在印支期初具规模，后经喜马拉雅期强烈的压扭性断褶活动，形成现今盆构造面貌［6-7］。前人研究认为：四川盆地的油气资源主要蕴藏在海相碳酸盐岩地层中［8-9］，中二叠统以镶边碳酸盐岩台地沉积模式为主，主要为开阔台地碳酸盐岩沉积环境，总体为一套碳酸盐岩夹少量硅质岩和泥页岩的海相沉积［10-12］。

本文研究区为四川盆地东部，区域构造上属于川东构造带西带—川东褶皱带—华蓥山断裂和齐岳山断裂之间的薄皮隔档式褶皱带，是四川盆地内褶皱断裂最强烈的地区［13-15］（图1a），主要发育北北东-北东向、北西向的深大断裂，如铜锣峡、明月峡、黄泥堂等深大断裂，以及伴生的次级断裂［16-17］。研究区中二叠统茅口组继承了栖霞组的沉积格局［18］，主要发育开阔台地亚相。茅口组沉积早期，随海平面上升，茅口组一段（茅一段）发育较深水的眼球、眼皮状灰岩［19-24］；茅口组沉积中、晚期，受海退影响，茅口组二段C亚段（茅二C亚段）和茅口组二段B亚段（茅二B亚段）多发育泥-粉晶灰岩，茅口组二段A亚段（茅二A亚段）和茅口组三段（茅三段）水体能量高，以发育生屑灰岩为主，其中茅二A亚段发育构造-热液成因的晶粒白云岩带［25］，茅三段少见白云岩；在茅二B沉积期—茅二A沉积期，研究区也发育以炭质-硅质泥页岩为主的孤峰段［3］。受东吴运动影响，研究区北部大部分茅三段和茅四段地层被剥蚀，随后在晚二叠世初期，海平面缓慢上升，吴家坪组底部沉积滨岸-沼泽环境的王坡页岩，茅口组顶部灰岩或孤峰段炭质-硅质泥页岩与吴家坪组底部呈平行不整合接触［3，5］（图1b）。

图1 四川盆地东部位置（a）和地层综合柱状图（b）Fig.1 Location map （a） and composite stratigraphic column （b） of the eastern Sichuan Basin

2 孤峰段地层研究

2.1 孤峰段的识别与划分

孤峰组在下扬子地区与茅口组为等时异相沉积，往西在中上扬子地区，孤峰组的底界向上穿时，顶界向下穿时［26-27］（图2），如前所述，本研究将其定义为孤峰段。川东地区孤峰段主要发育黑灰色炭质-硅质泥页岩夹薄层含泥灰岩和硅质岩［3］，在野外剖面上，据梅仕龙等实测观音洞渡口剖面和本次研究实测的开县红花园剖面显示，孤峰段在川东北地区不仅存在，且其上覆叠置茅口组灰岩，梅仕龙等［26］将宣汉渡口茅口组剖面牙形石与国际标准的中二叠统（Guadalupian）进行对比，其中M.serrate-M.postserrata3个牙形石带具有一致性，该剖面王坡页岩段与深水相孤峰段之间发育61 m的碳酸盐岩（图2）。钻井上，根据研究区250余口钻井岩、电特征差异及岩心资料和录井岩性的复查，最终有效识别并划分了研究区70余口钻井孤峰段，发现如YH3井、L7井（图3e，f）等钻井的孤峰段之上也叠置有茅二段和茅三段灰岩，但在钻井中此叠置关系只占少数，多数钻井孤峰段之上大段灰岩被剥蚀，致使孤峰段直接与上覆吴家坪组底部接触。

图2 扬子北缘地区孤峰组—茅口组演化［3，26］Fig.2 Evolution of the Gufeng Formation-Maokou Formation in the northern margin of Yangtze region［3，26］

图3 四川盆地东部及邻区钻井岩-电综合特征（钻井位置见图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

孤峰段的发育始于于茅二B沉积期，结束于茅二A沉积期［3］，在前人明确孤峰段发育时期的基础上，本研究进一步厘清了孤峰段与相邻地层的接触关系，孤峰段与下伏茅口组灰岩呈整合接触，但孤峰段与上覆地层的接触关系在野外剖面和不同钻井上有差异，其与上覆地层主要有两种接触关系：其一是与上覆吴家坪组底部呈假整合接触；其二是或与上覆茅口组灰岩呈整合接触。

2.1.1 上覆吴家坪组

吴家坪组底部在川东地区有3种岩性：①以黄褐色铝土质泥页岩为主的王坡页岩（图3b）；②凝灰岩与残积铝土质页岩混积的王坡页岩（图3c）；③峨眉山玄武岩或侵入岩（图3a），玄武岩或侵入岩之上往往也沉积王坡页岩（图3a）。造成这种接触关系的原因可能是峨眉地幔柱活动和东吴运动造成茅口组整体抬升，导致茅口组上部沉积的大段灰岩被剥蚀殆尽，而孤峰段炭质-硅质泥页岩较致密难溶，而被全部或部分保留下来，随后晚二叠世初期，川东地区发生缓慢海侵，沉积海-陆过渡相的吴家坪组底部王坡页岩，或是峨眉山玄武岩喷溢而叠置在孤峰段之上［28］，此后再发生缓慢海侵沉积王坡页岩。

钻井上孤峰段炭质-硅质泥页岩与王坡页岩单纯依靠GR曲线难以区分，综合利用伽马能谱曲线（K，Th和U元素含量）和声波时差（AC）、电阻率曲线等常规测井曲线，可有效识别孤峰段炭质-硅质泥页岩与王坡页岩。

在伽马能谱测井曲线上，王坡页岩有略高K、高Th和低U的特征，而孤峰段炭质-硅质泥页岩则具有低K、低Th和高U的特征（图3b，c），在常规测井曲线上，王坡页岩段和孤峰段均具有高GR的特征，但王坡页岩的声波时差相对高于孤峰段，而电阻率略低于孤峰段（图3a—c）［3］。

2.1.2 上覆茅口组灰岩

孤峰段与上覆茅二段和茅三段灰岩相接触，可能是东吴运动导致茅口组被抬升剥蚀，而茅口组之上沉积的大段灰岩未被完全剥蚀，残留相当厚度的灰岩（图3d—f）。

孤峰段上覆茅口组灰岩具有低GR、低AC、低U和高电阻率的特征，而孤峰段炭质-硅质泥页岩具有高GR、高AC、高U和中-低电阻率的特征（图3d—f）。

2.2 地层展布特征

综合川东地区70余口钻井及2条野外剖面的孤峰段识别划分成果，开展地层特征研究，明确了孤峰段的平面展布特征。在茅二B沉积期，盆地东北角首先发育深水海槽相沉积，孤峰段主要分布在开县—云阳一线以北。茅二A沉积期范围达到最大，孤峰段向南扩大到研究区中部渠县—大竹—梁平一线，呈北西-南东向带状展布。孤峰段整体厚度较薄，在0.8～26.6 m。总体发育4个相对高值区：①大竹—梁平一带以北厚10～25 m；②达州以西厚10～20 m；③宣汉以南、达州以北厚10～25 m；④开县—奉节以北厚10～25 m（图4）。开江附近孤峰段地层厚度较薄，小于10 m，可能是受开江古隆起的影响，在中二叠世末期，东吴运动导致川东北部及中部地区抬升，而作为沉积古地貌高点的开江古隆起成为剥蚀中心，遭受剥蚀最为严重［29-31］，只残留部分孤峰段。

图4 四川盆地东部孤峰段厚度分布Fig.4 Isopach map of the Gufeng Member in eastern Sichuan Basin（古隆起范围根据文献27-29绘制。）

川西北—川北地区茅口组顶部的深水沉积与中、下扬子地区孤峰组地层同属深水缺氧环境，且岩石学及古生物特征可追溯对比，故按照本次研究的地层划分方案，这套深水沉积也应划分为孤峰段，纵向上对应于茅三段或茅四段（图3b，d），为茅口组同时异相沉积［2，5］。

3 沉积-构造格局

前人研究发现勉略有限古洋盆在二叠纪及以前发生扩张，二叠纪中晚期开始消减［32］，川东地区位于上扬子西北缘—勉略古洋盆西南大陆边缘，茅口组沉积早期（茅一沉积期—茅二B沉积期），勉略洋持续扩张，川东地区构造稳定，沉积分异小，整体为宽缓的开阔海沉积，水体相对较深。川东地区茅口组早期地层具有南厚北薄的特征，且研究区具有南高北低的沉积古地貌背景，茅一段至茅二B亚段厚度整体变化不大，其中盆地东北角地层最薄（图5a），该区沉积时水体最深，沉降速度慢，为孤峰段海槽相沉积的先决条件。茅二B沉积期，勉略古洋盆开始由扩张转为消减阶段，扬子板块向北俯冲，在为研究区内裂陷槽拉张提供内动力的同时，发生由北向南的海侵，盆地东北角沉积了小面积的孤峰段，槽台分异的格局初步形成，在达州—开江一带沿海槽发育台地边缘相，该期海槽面积小，台地边缘水体能量不强，台缘滩面积较小（图5b）。随后，在茅二A沉积早期，研究区依然处于勉略古洋盆消减俯冲的动力学背景下，同时受东吴运动早期构造作用影响，研究区内北东向基底断裂复活［33］，海槽在张性应力作用下，沿基底断裂方向拉开，同时，海侵范围进一步扩大，致使川东北地区槽台分异加剧，海槽向南扩大至梁平—万州一带，形成以炭质-硅质泥页岩沉积为主的盆内裂陷，该期水体能量强，有利于大面积边缘滩相发育，台地边缘相沿广安—邻水—丰都一带分布（图5c）。最后，在茅二A沉积中晚期—茅三沉积期，川东地区发生大面积海退，孤峰段深水海槽相的沉积范围逐渐向北萎缩，取而代之的是茅口组灰岩沉积，整体发育浅水开阔台地沉积（图5d）。

图5 四川盆地东部茅口组厚度和沉积相平面展布Fig.5 Isopach map with sedimentary facies overlaid of the Maokou Formation， eastern Sichuan Basina. 茅一段—茅二B亚段厚度；b. 茅二B亚段沉积相；c. 茅二A亚段沉积相；d. 茅三段沉积相

川东地区茅口组经历了早期较深水开阔海沉积—中、晚期槽台分异—晚期较浅水开阔台地的沉积旋回，受沉积古地貌和海西期整体拉张环境的影响，在茅口组中晚期，由古地貌相对低部位的孤峰段深水海槽相，向古地貌高部位转变为开阔台地沉积。茅口组沉积以后，受东吴运动的影响，川东地区整体抬升，使得先期沉积的地层遭受不同程度的剥蚀，自南向北剥蚀程度逐渐增加，在川东大竹—梁平以南地区，残余茅三段及其以上地层，向北剥蚀程度增加，在研究区中部及其以北孤峰段之上大段茅二A亚段和茅三段灰岩被剥蚀殆尽（图5d），由于孤峰段炭质-硅质泥页岩具有难溶的特点，在东吴运动期间得以残留，使得吴家坪组直接覆盖在孤峰段之上（图6），在靠近盆地东北缘的野外剖面上和部分钻井中仍见孤峰段上覆沉积灰岩，为台地-海槽-台地叠置沉积（图2）。

图6 四川盆地东部中二叠统沉积相展布及演化连井剖面Fig. 6 Well-tied section showing the distribution and evolution of the sedimentary facies in the Middle Permian of eastern Sichuan Basin

4 沉积环境

本次研究对2口钻井和1条野外剖面进行取样，钻井为DT002-4井和C67井，野外剖面为开县红花园剖面。采集样品中包括孤峰段硅质页岩样品8个，吴家坪组硅质页岩3个，茅二段泥质灰岩、含泥灰岩4个，茅二段晶粒白云岩4个（为凸显深水与浅水沉积环境的差异性，特采集研究区C67井4个茅二段晶粒白云岩做对比分析）。本次研究所用主量、微量稀土元素测试结果如表1所示。

表1 四川盆地东部红花园剖面、 DT002-4 井和C67 井茅口组—吴家坪组地球化学特征分析Table1 Geochemical characteristics of Maokou-Wujiaping formations on Honghuayuan outcrop， and in well DT002-4 and well C67 in eastern Sichuan Basin

当样品δCe与δEu呈现正相关关系时，表明样品受成岩作用影响［34］，DT002-4井与红花园剖面样品δCe与δEu相关系数为-0.131，相关性不强，表明其较少受到后期成岩作用的影响；此外，如果沉积物或沉积岩的Y/Ho元素含量比值高于27.00（后太古宙页岩PASS的Y/Ho比值），并且接近44.00（现代海水的Y/Ho比值），表明没有或仅有很少量的陆源碎屑加入［35］，本文所采样品的Y/Ho平均值为39.57，且只有少数样品值脱离上述区间，说明样品仅受少量陆源碎屑的影响，能够反应古海洋环境。

4.1 氧化还原条件

Mo，U，Cr和V等微量元素在沉积物中会因氧化还原条件的改变而发生不同程度的富集，Algeo和Tribovllard的研究表明［36］，在现代低氧开放性海洋系统沉积物中，氧化还原条件与自生Mo-U富集的关系十分明确：①氧化条件下Mo和U基本不富集；②在次氧化条件下Mo和U适度富集；③在缺氧条件下Mo和U强烈富集，而古代低氧海洋系统与现代低氧海洋系统具有相似的自生Mo-U关系。此外，沉积物中的高Cr和V含量也可以用来指示还原环境，本研究将样品Mo，U，Cr和V元素含量测试值以Mo-U和Cr-V交会图的形式给出，孤峰段大部分硅质页岩样品最为富集，形成于缺氧还原环境；茅二段含泥灰岩、泥质灰岩、孤峰段部分硅质页岩、吴家坪组硅质页岩适度富集，形成于次氧化环境；茅二段晶粒白云岩基本不富集，形成于氧化环境（图7）。

图7 四川盆地东部样品 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含量与U含量相关图；b. Cr含量与V含量相关图

4.2 古水深及古盐度

Rb/K元素含量比值可以用来指示古水深的变化，Rb/K越大，水体越深［37-38］，同时全岩Ce元素含量异常也可以指示海平面的升降，Ce亏损程度越大，海平面越高［39］，Ce异常指数（Ceanom）值通过lg［3Cen/（2Lan+Ndn）］计算得出，式中样品的相关REE值引用NASC值标准化，据Rb/K比值与Ce异常值在红花园剖面和DT002-4井纵向上的趋势可以看出（图8a），DT002-4井中由孤峰段硅质页岩过渡到吴家坪组硅质页岩的沉积时期，Rb/K比值由大变小，Ce异常值由小变大，指示沉积水体由深变浅，水体较动荡。在吴家坪组沉积时期，Rb/K比值和Ce异常值均趋于平缓，但Ce异常值有小幅度波动，指示个别时期会发生短暂的海侵，导致海平面上升，但水动力总体较平稳；红花园剖面孤峰段硅质页岩沉积时期，水动力稳定，但由孤峰段硅质页岩过渡到上覆茅二段含泥灰岩、泥质灰岩的沉积时期，Ce异常值小幅度升高后陡降，Rb/K比值连续波动，指示在此过渡时期水体动荡，水体深度变化快，与氧化还原分析结果一致。

图8 四川盆地东部DT002-4井和红花园剖面茅口组-吴家坪组地球化学及岩石学特征Fig.8 Geochemical and petrological characteristics of the Maokou and Wujiaping formations in well DT002-4 and on Honghuayuan outcrop in eastern Sichuan Basina. 地球化学特征分布；b. 红花园剖面，硅质放射虫岩，正交偏光显微照片，取样点HHY7；c. DT002-4井，埋深4133.3 m，硅质放射虫岩，有机质含量高，单偏光显微照片，取样点DT6；d. DT002-4井，埋深4133.3 m，硅质放射虫岩，岩心照片，取样点DT6

Sr/Ca和V/Ni元素含量比值是判定沉积水体古盐度的良好指标，Sr/Ca和V/Ni比值越高，反映沉积水体的含盐度越高［40-41］，DT002-4井Sr/Ca与V/Ni值在孤峰段沉积时期平均分别为0.17和5.76，吴家坪组沉积时期其平均分别为0.07和2.75，结合曲线形态可知（图8a），由孤峰段过渡到吴家坪组古盐度有变小的趋势，指示沉积水体由孤峰段咸水过渡到吴家坪组半咸水或淡水；红花园剖面孤峰段硅质页岩Sr/Ca与V/Ni比值均处于高值区，上覆茅二段含泥灰岩、泥质灰岩均处于低值区，自下而上变小趋势明显，指示由孤峰段过渡到茅二段沉积时期，水体从咸水过渡到淡水，与古水深和氧化还原条件分析结果基本一致，但红花园剖面茅二段泥质灰岩段Ce异常指数较低，Rb/K值较高，指示沉积水体较深，甚至与孤峰段硅质页岩水体深度相当，而泥质灰岩段Sr/Ca和V/Ni值低，指示此时期沉积水体古盐度较低，此处古盐度和古水深分析结果相悖，可能是由于孤峰段沉积后，川东地区发育开阔台地沉积，但由于海平面差异上升，虽然处于较深水的沉积环境，但已非高盐度的海水沉积，同时也不排除实验测试过程中的误差导致。

4.3 硅质来源

过量Si指来源于生物作用，Si过量=Si样品-Al样品×（Si/Al）背景［（Si/Al）背景采用平均页岩比值3.11］，通过对页岩样品过量Si的研究可以明确其硅质来源［42］，Si/（Si+Al+Fe）元素含量比值越大，页岩样品硅质来源则与生物成因更相关［43］。测试结果显示（图8a）：红花园剖面硅质页岩样品和DT002-4井孤峰段早期沉积的硅质页岩样品，其过量硅含量远大于0，且接近于1，Si/（Si+Al+Fe）比值位于高值区，指示此时期硅质来源于生物作用，与薄片观察的结果一致（硅质放射虫岩）（图8b，c）。DT002-4井由孤峰段中晚期过渡到吴家坪组时期，页岩样品过量硅为0，Si/（Si+Al+Fe）比值位于低值区，表明陆源硅占主导。

基于上述氧化还原条件和古水深等地球化学指标的分析，DT002-4井孤峰段下部主要沉积生物成因的深水硅质页岩，随着沉积水体逐渐变浅，孤峰段内部逐渐沉积水体相对浅的，有部分陆源碎屑硅输入的硅质页岩（其与吴家坪组硅质页岩具有相似的氧化还原条件，但沉积水体相对更大），随后沉积茅口组灰岩，由于东吴运动的影响茅口组灰岩被全部剥蚀，在晚二叠世初期，海平面缓慢上升，沉积王坡页岩；红花园剖面孤峰段主要沉积生物成因的深水硅质页岩，往上逐渐沉积茅二段灰岩（图9）。

图9 四川盆地东部孤峰段沉积环境演化模式Fig.9 Evolutionary model showing the depositional environments of Gufeng Member， eastern Sichuan Basina.孤峰段沉积早期；b.孤峰段沉积晚期；c.茅三段—茅四段沉积时期；d.王坡页岩沉积时期

5 油气地质意义

5.1 孤峰段优质烃源岩

川东地区茅口组顶部孤峰段烃源岩为一套富有机质的优质烃源岩，本研究采用总有机碳含量（TOC）和镜质体反射率（Ro）测试，对DT002-4井和红花园剖面的硅质页岩样品和茅二段泥质灰岩、含泥灰岩样品送样分析，其中孤峰段硅质页岩样品TOC分布在1.69 % ～38.27 %，均达到烃源岩标准（TOC＞0.50 %），TOC大于2.00 %的优质烃源岩样品占比达83.30 %（表2），吴家坪组硅质页岩和茅二段泥质灰岩TOC较高，也为优质烃源岩，而茅二段含泥灰岩仅为0.43 %，未达到烃源岩标准。孤峰段硅质页岩Ro介于2.31 % ～ 2.98 %（表2），均值为2.64 %，茅二段泥质灰岩和吴家坪组硅质页岩Ro均大于2.00 %，指示这些样品均处于过成熟阶段，属于深部高温生气阶段［44］。

表2 四川盆地东部红花园剖面和DT002-4井有机质丰度及成熟度特征（取样点位置见图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 成藏组合

四川盆地茅口组气藏存在多源供烃，除志留系、吴家坪组烃源和茅一段泥质岩类烃源外［45-46］，川东地区孤峰段自身烃源的贡献也不容忽视，研究区内主要发育白云岩储层和风化壳型岩溶储层，茅口组白云岩储层纵向上主要发育在茅二A亚段，横向上分布在广安—邻水—丰都一带台地边缘相内，储层类型为裂缝-孔洞型。茅口组岩溶是典型的相控型岩溶，岩溶型储层纵向上发育在茅二B亚段—茅三段，主要分布在台地边缘相和开阔台地台内滩中，储层类型主要为裂缝-孔洞型。上述优势相带内储层发育，为油气储集的良好场所。峨眉地裂运动形成的断裂及伴生的裂缝系统和茅口组顶部因受剥蚀而形成的不整合面可作为油气运移聚集成藏的输导体系［47-50］，研究区北部茅二B—茅二A沉积时期形成的孤峰段优质烃源可通过油气输导体系向南运移到不同时期台地边缘相储集层中，或在向南运移的同时向上运移至茅三段台内滩相储集层中，形成“下生上储”和“旁生侧储”的成藏组合。此外，川东地区孤峰段与长兴组-飞仙关组开江-梁平海槽东南侧台地边缘相具有较好的纵向叠置关系，孤峰段烃源可通过断裂构成的纵向输导体系向上运移至台缘礁滩相储层中聚集成藏（图10）。

图10 四川盆地东部中二叠统油气成藏模式Fig.10 Hydrocarbon accumulation model of the Middle Permian in the eastern Sichuan Basin

6 结论

1） 本研究结合野外露头、钻井、地球化学等资料，证实川东茅口组孤峰段的存在，从四川盆地东部沉积-构造格局深入分析，明确茅口组中晚期受构造-沉积分异的影响，出现槽台格局。在茅二B沉积期，川东地区孤峰段主要分布在盆地东北角；在茅二A沉积期，孤峰段向南扩大到研究区中部，呈北西-南东向带状展布，厚度0.8～26.6 m，川西北—川北地区则对应茅三段或茅四段。

2） 孤峰段硅质页岩富含硅质放射虫，有机质含量高，具有典型的深水海槽相沉积特征，地球化学测试数据反映硅质页岩为深水缺氧还原环境且盐度较高，硅质来源以生物硅为主；

3） 孤峰段烃源岩为一套富有机质的优质烃源岩，TOC整体较高、变化范围大，分布在1.69 %～38.27 %，平均值为11.51%，处于成熟-过成熟阶段；

4） 川东地区孤峰段优质烃源岩可通过断裂与开江-梁平海槽礁滩相储层沟通，构成“下生上储”的源-储关系。此外，也可与茅口组优势滩相储层形成“旁生侧储”的成藏组合。川东地区孤峰段有望作为区域内优质烃源岩的接力勘探层系，对研究区内下一步油气勘探开发具有重要意义。