米仓山—大巴山地区赫兰特期岩相古地理及其页岩气地质意义

2022-11-22熊国庆周小琳李小刚

沉积与特提斯地质 2022年3期

熊国庆，周小琳，李小刚

（1.中国地质调查局成都地质调查中心，四川成都 610081；2.自然资源部沉积盆地与油气资源重点实验室，四川成都 610081；3.中国地质调查局沉积地质研究中心，四川成都 610081；4.重庆科技学院复杂油气田勘探开发重庆市重点实验室，重庆 401331）

0 前言

晚奥陶世冰川作用是显生宙发育的三次最大的大陆冰川作用之一（Le Heron and Craig，2008；Loi et al.，2010），存在长冰期即晚奥陶世“卡拉道克”中期（现凯迪期）—赫南特末期（10Ma）（Saltzman and Young，2005）和短冰期（仅限于赫南特期；0.5～1Ma；Brenchley et al.，1994）之争。晚奥陶世较寒冷气候通常与整个南冈瓦纳南极大规模冰席启动有关（Ghienne et al.，2007），这些冰席的增长和减退导致了全球海平面升降，诱发了地质历史上第二大规模的生物灭绝事件，伴随两幕次全球性的生物集群灭绝和复苏（Sheehan，2001；Rong et al.，2006）。华南当时位于南半球环冈瓦纳大陆中低纬度区（Scotese and McKerrow，1991），目前还未发现直接的冰川沉积物，但却具有独特的岩相分异（戎嘉余和陈旭，1987；Chen et al.，2004），五峰组顶部普遍发育一套厚度不大，全球广布的“赫南特贝动物群”（Hirnantia-kinnella fauna）（戎嘉余，1979；汪啸风等，1983；Rong et al.，1988，2002，2006，2020；戎嘉余等，2007；Huang et al.，2019a，b，c），并共生达尔曼虫层（Dalmanitina）（李耀西等，1975）的地层，被称为观音桥层（卢衍豪，1959），也称观音桥段（汪啸风等，1983；戎嘉余，1984）。该段通常被认为属于正常浅海“介壳相沉积”（穆恩之，1954；戎嘉余，1984；陈旭和邱金玉，1986；耿良玉，1986；戎嘉余和陈旭，1987；汪啸风，1989；成汉钧和王玉忠，1991；方一亭等，1993；冯洪真等，1993；周名魁等，1993，牟传龙等，2010，2011，2014；刘伟等，2012；葛祥英等，2013，王远翀等，2015），也有认为其形成于深海环境中，属深海等深流异地沉积（肖传桃等，1996；徐论勋等，2004；高振中等，2008；蔡俊等，2010；张柏桥等，2018）。再者，观音桥段位于五峰组和龙马溪组两套富有机质黑色页岩之间，作为扬子地区主要的页岩气勘探目的层系，观音桥段特殊岩相及其空间展布也影响和制约页岩气选区（王玉满等，2017）、页岩气产量（李佳欣，2018）及页岩气勘探开发（张柏桥等，2018）。基于野外剖面观测，结合前人研究成果和剖面、钻井资料，对米仓山—大巴山地区观音桥段（南郑组）开展沉积相分析及其对比研究，重建了研究区观音桥段（南郑组）沉积古地理格局，恢复了赫兰特期岩相古地理。上述研究不仅有助于弄清观音桥段沉积环境的关键地质问题，还对扬子地区五峰组—龙马溪组页岩气选区评价与勘探开发具有重要指导意义。

1 地质背景

米仓山—大巴山地区位于扬子陆块北缘，构造位置上地处扬子陆块区的上扬子古陆块和秦祁昆造山系的秦岭弧盆系交接部位，属于米仓山-大巴山基底逆推带一部分。以城巴断裂为界，北侧与秦岭弧盆系毗邻，南与川中前陆盆地接壤（图1）（潘桂棠等，2009）。晚奥陶世，研究区正处于上扬子局限海盆向东北开口的开阔海域，与秦岭以北的广海（古秦岭洋）相连（陈旭等，1987；戎嘉余和陈旭，1987；许效松等，2001）。奥陶系—志留系之交，研究区内曾发生了两次明显的临湘组—五峰组之间的临湘海退事件和五峰组—观音桥段之间的赫兰特海退事件（成汉钧等，1993；汪啸风等，1999；熊国庆等，2019a；熊国庆，2020）。同时，该时期火山活动较为强烈，五峰组—龙马溪组同沉积地层中发育多层火山灰夹层（钾质斑脱岩），已陆续获得了钾质斑脱岩一系列440.4±5.6 Ma～450.9±1.6 Ma的锆石U-Pb同位素年龄（熊国庆等，2017b，2019b；Ge et al.，2019），限定了该时期钾质斑脱岩的火山喷发时限，与全球火山事件同步。印支期，随着勉略洋的关闭，华北地块和扬子地块最终拼合，此后秦岭开始向南的强烈逆冲推覆。新生代以来，受中国东部环太平洋俯冲，西南特提斯洋俯冲和西秦岭—昆仑向南逆冲联合下向东南挤压及华北地块持续向南的挤压等共同作用下，中、上扬子处于三面围限汇聚的大地构造背景（董树文等，2007），米仓山—大巴山地区最终形成了一个向南突出的弧状构造带（图1）。

图1 米仓山—大巴山地区构造位置图（据张国伟等，2001；潘桂棠等，2009修改）Fig.1 Tectonic location of the Micangshan-Dabashan area（modified from Zhang et al.，2001；Pan et al.，2009）

2 地层划分与对比

晚奥陶世—早志留世，五峰组和龙马溪组以黑色笔石页岩为代表，其间夹以含介壳和达尔曼虫生物为主的赫兰特期地层。陈旭等（2015）按照地层学的基本原理和方法，建立了一个扬子区五峰组—龙马溪组笔石带序列，并附以代码和同位素年龄值（Gradstein et al.，2012），有效地解决奥陶系、志留系黑色页岩地层的划分与对比，成为奥陶系—志留系黑色岩系划分对比的“标尺”。本文依据前人获得的笔石化石及陈旭等（2015）建立的笔石带序列，结合上、下地层之间的接触关系，对米仓山—大巴山地区晚奥陶世—早志留世地层进行区域划分和对比（表1）。

表1 米仓山—大巴山地区晚奥陶—早志留世地层划分及对比Table 1 Stratigraphic division and correlation of Late Ordovican and Early Silurian of the Micangshan-Dabashan area

广元剑阁—宁强地区普遍缺失临湘组—赫兰特期观音桥段沉积，龙马溪组中、上部黄色砂泥岩直接伏于宝塔组龟裂纹灰岩之上，广元谭家沟见厚约10m五峰组灰黑色薄层硅质岩与褐灰色页岩互层，产叉笔石和尹氏笔石，龙马溪组与上覆新滩组、罗惹坪组平行不整合接触（王汝植，1981；金淳泰，1982），或与崔家沟组整合接触（李耀西等，1975）。广元南江—旺苍地区宝塔组—龙马溪组较为完整，主要缺失龙马溪组下部（王汝植，1981；金淳泰，1982；赵兵，1999；王远翀等，2015），而刘第墉等（1964）和Chen et al.（2004）认为龙马溪组全部缺失，观音桥段与南江组平行不整合接触。陕西南郑—西乡—镇巴地区宝塔组—龙马溪组发育较全，观音桥段同期地层被称为南郑组（朱兆玲等，1986），其上龙马溪组与南江组整合或平行不整合接触（俞剑华等，1986；陈旭等，1990）。重庆城口—巫溪地区和湖北神农架地区地层发育情况大体一致，宝塔组—龙马溪组沉积较为连续，局部缺失观音桥段和龙马溪组下部，龙马溪组与上覆新滩组砂岩整合接触（金淳泰，1982；陈旭等，1990；樊隽轩等，2012；王红岩等，2017）。

笔者通过近年来在米仓山—大巴山地区的野外地质调查，详细观测和系统收集区内剖面51条和钻井10口（表2），以赫兰特期观音桥段和南郑组为研究对象，采用地表露头和地腹钻井、野外宏观特征和镜下微观特征相结合（图2，图3），分析其岩性特征和沉积厚度，并将其标注在图中相应的剖面或钻井位置（图4）。通过“点-线-面”的岩相古地理分析方法，开展单剖面或钻井的沉积相解剖及沉积相区域对比研究，恢复研究区赫兰特期岩相古地理。

表2 米仓山—大巴山地区赫兰特期地层岩相及其厚度Table 2 The lithofacies and thickness of Hirantian strata in Micangshan-Dabashan area

图2 米仓山—大巴山地区赫兰特期地层露头宏观特征Fig.2 Outcrops of the Hirantian strata in the Micangshan-Dabashan area

图3 米仓山—大巴山地区赫兰特期岩石正交偏光镜下微观特征Fig.3 Crossed polarized microscope-characterization of Hirantian rocks of the Micangshan-Dabashan area

图4 米仓山—大巴山地区赫兰特期地层剖面（钻井）位置、岩相及其厚度Fig.4 The profile（well）location，lithofacies and thickness of Hirantian strata in Micangshan-Dabashan area

3 沉积相及其区域对比

3.1 沉积相划分

根据米仓山—大巴山地区赫兰特期地层野外宏观特征、岩石微观镜下特征、岩石组合及沉积构造，本文将研究区赫兰特期沉积相划分为滨海相、浅海陆棚相及碳酸盐台地相，滨海相主要为前滨—近滨亚相，浅海陆棚相又可分为浅水陆棚亚相和深水陆棚亚相，碳酸盐台地相进一步可细分为碳酸盐缓坡亚相和孤立台地亚相（表3）。区内各个相的岩相特征及其相带展布详见下文。

表3 米仓山—大巴山地区赫兰特期沉积相划分Table 3 The division of Hirantian sedimentary facies in Micangshan-Dabashan area

3.2 典型剖面解剖

（续表2）

鉴于研究区观音桥段地层岩性特征及其沉积充填序列有所差异，本文选取区内旺苍双汇石岗、镇巴小洋星子山和城口厚坪地区3条具有代表性的剖面进行沉积相剖析，查明观音桥段垂向上沉积变化过程。旺苍双汇石岗观音桥段整合于五峰组黑色硅质岩、硅质泥岩之上，含赫兰特贝化石，化石个体保存完整，沉积厚度50cm（图2e，2f）。自下而上分为3个岩性段，下段为含生物碎屑粉砂质泥岩，生物碎屑主要为藻类、海百合、双壳类，含量约20%，为浅水陆棚相沉积，厚度20cm（图3d，图5）；中段为碳质泥岩，厚度不大，3～5cm，为深水陆棚环境产物；上段为泥晶生物碎屑灰岩，生物碎屑含量90%以上，主要有海百合茎、双壳碎片和藻类等，泥晶方解石充填，为碳酸盐缓坡沉积，厚度25～30cm（图3e，图5），与上覆龙马溪组黑色硅质碳质泥岩整合接触。垂向上，从五峰组到观音桥段，沉积环境经历了深水陆棚—浅水陆棚—深水陆棚—碳酸盐缓坡两次逐渐变浅的海退过程，反映了海平面发生了两次由深到浅的升降变化，表明五峰组到观音桥段之间为沉积渐变过渡，而非突变。随着赫兰特期冰川消融，海平面快速上升，龙马溪组深水陆棚相的黑色硅质碳质泥岩迅速超覆于观音桥段碳酸盐岩之上，这次海侵过程并未在地层沉积上有所反映，表现为二者之间突变（图5）。

图5 广元旺苍双汇石岗地区观音桥段岩性特征及其沉积相（图例参见图8）Fig.5 The litho-characterization and sedimentary facies of the Guanyinqiao Member of Shigang profile，Shuanghui town，Wangcang County，Guangyuan（Legends seen in Fig.8）

（续表2）

镇巴小洋星子山观音桥段整合于五峰组黑色泥岩之上，产达尔曼虫（Dalmanitina）、腕足类化石，沉积厚度20cm（陈旭等，1990）。本次笔者观测的观音桥段厚度15cm（图2j），未见化石，自下而上可分为两个岩性段，下段为石英粉砂岩，石英含量10%，厚度1.5cm，为浅水陆棚相沉积（图6）；上段为石英岩屑砂岩和岩屑石英砂岩，二者为渐变过渡，向上岩屑含量减少、石英含量增多、粒度增大，泥质胶结，沉积结构、构造不发育，为浅水陆棚—滨海沉积，厚度13.5cm（图3f，图6），与上覆龙马溪组黑色碳质泥岩、硅质岩整合接触。垂向上，从五峰组到观音桥段，沉积环境经历了深水陆棚—浅水陆棚—滨海的逐渐变浅的海退过程，反映了海平面发生了一次由深到浅的升降变化，表明五峰组到观音桥段之间为沉积渐变过渡，而非突变。随着赫兰特期冰川消融，海平面快速上升，龙马溪组深水陆棚相的黑色碳质泥岩、硅质岩迅速超覆于观音桥段岩屑石英砂岩之上，这次海侵过程并未在地层沉积上有所反映，表现为二者之间突变（图6）。

图6 镇巴小洋星子山地区观音桥段岩性特征及其沉积相（图例参见图8）Fig.6 The litho-characterization and sedimentary facies of the Guanyinqiao Member of Xingzishan profile，Xiaoyang，Zhenba County（Legends see Fig.8）

城口厚坪（大槽）观音桥段整合于五峰组黑色硅质岩夹硅质泥岩之上，岩性为泥质白云岩，沉积厚度26cm（葛钰梅等，1990）。本次笔者观测的观音桥段厚度30cm（图2m），未见化石，自下而上可分为四个岩性段：第一段为粉砂岩，厚度1.5cm，为浅水陆棚相沉积（图7）；第二段为粉砂质白云岩，厚度7cm，为碳酸盐台地沉积（图7）；第三段为石英岩屑砂岩，厚度3cm，为浅水陆棚相沉积（图3j，图7）；第四段为砂质白云岩、白云岩，向上砂质逐渐减少，厚度18.5cm（图3k，图7），为碳酸盐台地沉积，与上覆龙马溪组黑色碳质泥岩整合接触。垂向上，从五峰组到观音桥段，沉积环境经历了深水陆棚—浅水陆棚—碳酸盐台地—浅水陆棚—碳酸盐台地两次逐渐变浅的海退过程，反映了海平面发生了两次由深到浅的升降变化，表明五峰组到观音桥段之间为沉积渐变过渡，而非突变。随着赫兰特期冰川消融，海平面快速上升，龙马溪组深水陆棚相的黑色碳质泥岩迅速超覆于观音桥段白云岩之上，这次海侵过程并未在地层沉积上有所反映，表现为二者之间突变（图7）。

图7 城口厚坪地区观音桥段岩性特征及其沉积相（图例参见图8）Fig.7 The litho-characterization and sedimentary facies of the Guanyinqiao Member of the Houping profile，Chengkou County（Legends see Fig.8）

已有研究表明，扬子地区奥陶—志留纪之交普遍发生了临湘期和赫兰特期两次明显的海退事件（汪啸风等，1999；熊国庆等，2019a）。米仓山—大巴山地区不同沉积环境下观音桥段剖面的沉积相显示，无论是处于深水区（双汇石岗）或浅水区（小洋星子山），赫兰特期海退事件是明显存在的，而且海退过程还不只发生一次，表明该时期经历了两次海平面升降变化，这与Li et al.（2021）华南赫兰特期两次海平面升降变化的认识是一致的。详细的岩相学也显示，观音桥段与五峰组岩性渐变过渡，具有向上逐渐变浅、变粗的特征，二者之间应为连续沉积。

3.3 沉积相区域对比

单个剖面岩性特征显示，研究区观音桥段垂向上沉积相变化较大，不同剖面沉积相也差异明显，为搞清区内观音桥段沉积相横向上展布情况，笔者自西向东选取不同剖面（图4中A-B-C）开展研究区沉积相区域对比，剖面位置参见图4，剖面沉积相区域对比如图8a。

图8 米仓山—大巴山地区赫兰特期地层沉积相区域对比及沉积古地理格局（剖面位置参见图4）Fig.8 Regional correlation of lithofacies and sedimentary palaeogeographic pattern of Hirantian strata of the Micangshan-Dabashan area（locations of profiles and wells see Fig.4）

西部旺苍万家龙马溪组黄色泥岩直接盖在宝塔组龟裂纹灰岩之上，观音桥段缺失，剖面西侧也显示相似的情况，表明该剖面以西为古陆，以东应发育滨海相沉积。旺苍国华福庆—双汇石岗—南江桥亭地区，主要为一套浅水陆棚相的含赫兰特贝粉砂质泥岩，石岗上部发育碳酸盐缓坡的泥晶生物碎屑灰岩。镇巴小洋星子山观音桥段以粉砂岩、岩屑砂岩、石英砂岩为主，为一套浅水陆棚—滨海相沉积。至万源皮窝—城口厚坪一带，相变为一套白云岩夹砂泥岩为主的孤立台地沉积，期间经历海平面振荡变化。巫溪田坝观音桥段为一套海侵沉积，表现为古风化面之上的一套粉砂岩、碳质泥岩及含赫兰特贝泥质粉砂岩的浅水陆棚相沉积，向东至巫溪2井，相变为一套碳酸盐缓坡的含赫兰特贝灰岩。东部竹溪栗子坪则发育砂岩、碳质泥岩夹砂岩透镜体的浅水陆棚相沉积，至神农架巴东两河口、秭归新滩一带，沉积相则为一套碳酸盐缓坡的含赫兰特贝泥质硅质灰岩沉积。

研究区沉积相区域对比表明，赫兰特期，米仓山—大巴山地区沉积基底地形起伏不平，区内沉积相主体以浅水陆棚相为主，局部发育碳酸盐缓坡和孤立台地，滨海相分布于研究区西北部古陆边缘。

4 赫兰特期岩相古地理

米仓山—大巴山地区经历了中寒武—早奥陶世南郑上升（陈旭等，1990），奥陶纪总体处于海侵过程，短暂海退期（叶俭等，1992），奥陶纪末期开始发生两次明显的海退过程（汪啸风等，1999；熊国庆等，2019a），前陆隆起向陆内迁移（熊国庆等，2017a）等，上述事件奠定了赫兰特期西北高、北东和南西低、中部多个水下高地发育的沉积古地理格局（图8b），而该时期岩相古地理在此基础上得以继承和发展。

4.1 古陆

研究区赫兰特期古陆主要分布于广元—宁强以西，称为摩天岭古陆（王远翀等，2015）。区内观音桥段缺失，志留系龙马溪组、新滩组、崔家沟组平行不整合于宝塔组之上（图2a，2b）；汉南古陆在南郑上升时期露出水面，隆升成陆，短暂经历了宝塔期—五峰期海侵后再次露出水面，为继承性古陆（陈旭等，1990）。摩天岭和汉南古陆向盆地提供物源（图9）。

图9 米仓山—大巴山地区赫兰特期岩相古地理Fig.9 Hirantian lithofacies and palaeogeography of Micangshan-Dabashan area

4.2 滨海相

滨海相古陆边缘发育，岩性主要为含砾不等粒长石石英砂岩、含细砾砂岩、粗砂岩、粉细砂岩及粉砂岩等。石英砂岩中石英占70%～75%，其次是长石、电气石及云母等，磨圆不好，颗粒多呈棱角状，分选较差，粒径大小不一，大者达砾级，砾径2mm以上，多为2～3mm，个别可达7mm。胶结物为黏土矿物，其量高达20%左右，黏土矿物含量变化很大，含量少时为石英砂岩，含量多时则成泥质砂岩（朱兆玲等，1986；杨静华和秦克令，1988；陈旭等，1990）。沉积构造不发育，仅在镇巴小洋五星村观音桥组砂岩底部见平行层理（王远翀等，2015），南郑福成硅质粉砂质泥岩富含“虫管”构造（陈旭等，1990），南郑梁山粉细砂岩具丘状交错层理，说明该时期曾发生过短暂风暴作用（李文厚，1997）。

4.3 浅海陆棚相

浅水陆棚亚相是区内观音桥段的主要岩相，沉积环境也最为广布，自西南江向东至巫溪、奉节一带发育。岩性主要为粉砂质泥岩夹砂岩（图2c，2e，2g），含赫兰特贝（图2d，2f）、螺类化石（图2h），个体保存完整，显微镜下生物碎屑还有角石（图3a）、珊瑚、海绵骨针（图3b）、海百合茎（图3c，3e）及藻类（图3d）等，生物碎屑含量约10%～20%。岩石粒度较细，沉积水动力条件不强，沉积结构、构造不太发育，偶见砂岩夹层平行层理发育。

深水陆棚亚相主要展布于研究区北东和南西两侧，相带内资料有限，与浅水陆棚亚相相带之间为推测界线。北东侧紫阳芭蕉口为黑色含笔石化石板岩（Chen et al.，2004），沉积水体较深，向北与古秦岭洋广海连通，属于扬子北缘被动大陆边缘的一部分。南西侧天星1井、MS1井和五科1井观音桥段为黑色硅质、碳质泥岩（王玉满等，2016；肖斌等，2021），可能含有赫兰特贝化石，自然伽马显示出尖峰响应特征，为上扬子克拉通拗陷盆地内的深水沉积（王玉满等，2016）。

4.4 碳酸盐台地相

碳酸盐缓坡亚相主要发育陆棚边缘，为海平面下降过程产物，处于碳酸盐台地建设初期。区内仅分布于巫溪田坝以东和湖北神农架一带，岩性为一套灰岩、硅泥质灰岩，赫兰特贝发育。巫溪田坝以东的碳酸盐缓坡规模很小，主要局限于巫溪2井、溪202井；神农架碳酸盐缓坡可能往湖南—重庆—贵州一带延伸，与扬子克拉通海南缘发育的碳酸盐缓坡连在一起。

孤立台地亚相区内分布范围有限，主要分布于万源皮窝、城口庙坝—厚坪—燕麦一带。赫兰特海退时期，继承于宝塔期后巴山隆起或巴山古陆（叶俭等，1992），向陆迁移至城口双河—庙坝—蓼子口—厚坪一带的前陆隆起之上（熊国庆等，2019a），沉积水体相较碳酸盐缓坡要浅，台地主要发育一套浅灰色中层状白云岩夹少量砂、泥岩（图2k，2l，2m），白云岩显微镜下具泥、微晶结构（图3g，3h，3m，3n，3o），含少量生物碎屑（图3i，3l）和砂质（图3k）。

4.5 水下隆起

赫兰特期，研究区水下隆起主要分布于神农架清泉—巫溪徐家—田坝一带，总体上近东西向展布。隆起区内观音桥段缺失，表现为五峰组硅质岩直接盖在宝塔组龟裂纹灰岩之上，如巫溪渔沙核桃坝、竹溪瓦桑①；或龙马溪组与下伏五峰组呈假整合接触，如巫溪田坝盐厂公路①、田坝咸瑞（咸池）、徐家坝（金淳泰，1982）及竹山老码头、神农架清泉（樊隽轩等，2012），假整合面普遍见2～16cm厚的黄褐色含铁质粉砂黏土，局部夹褐铁矿铁壳及高岭土透镜体①②（金淳泰，1982），这些含有高岭石的黏土通常是陆地风化的产物，指示了古风化壳的存在（王怿等，2011，戎嘉余等，2012）。另一处水下隆起为湘鄂西隆起的一部分（Chen et al.，2004），前人已做过大量工作（王怿等，2011，2013；樊隽轩等，2012），本文不再赘述。需要说明的是，这些水下隆起可能曾经露出海面，遭受了风化剥蚀，四周未见边缘相带，不同于古陆。

5 页岩气地质意义

研究表明，研究区观音桥段岩相差异较大，局部缺失（图9）。随着涪陵页岩气田实现大规模商业开采，上扬子地区五峰组—龙马溪组已成为中国页岩气勘探开发的主要勘探目标层。观音桥段作为赫兰特期海平面下降的产物，夹于五峰组—龙马溪组两套富有机质页岩中，尽管沉积厚度不大，但对页岩气区块优选、页岩气产量及勘探开发具有重要的地质意义。

观音桥段岩相是判断五峰组—龙马溪组页岩气储集层质量优劣的重要标志（王玉满等，2016）。观音桥段距离物源供给区的远近及微古地貌的差异对于五峰组—龙马溪组含气页岩段厚度及有机碳含量（TOC）存在较为重要的影响（张柏桥等，2018）。沉积坳陷区观音桥段粉砂质、硅质碳质泥岩相为厚度大、有机质丰度高、脆性矿物含量高的优质储集层发育区和页岩气勘探开发的有利区；观音桥段缺失区为有效厚度薄、有机质丰度低的低效储集层区和页岩气勘探风险区；观音桥段泥灰岩相区的储集层质量和勘探前景介于二者之间（王玉满等，2016），但可能因硬度较大，可压性差，无法充分压裂、改造有利页岩段，页岩气产量明显低于观音桥段缺失的地区（李佳欣，2018）。此外，观音桥段是否发育，对开发井水平段穿行层位优选也至关重要（张柏桥等，2018）。

因此，研究区滨海相区靠近古陆，五峰组—龙马溪组含气页岩段厚度较薄，有机碳含量（TOC）偏低，为页岩气的低效储集层区和勘探风险区；浅海陆棚相区为页岩气勘探开发有利区，但应远离物源供给区及水下隆起区；孤立台地和碳酸盐缓坡相区因观音桥段白云岩、泥灰岩硬度较大，可压性差，水平层段压裂时，应选择合适层位，最大限度地连通五峰组—龙马溪组含气页岩，提高页岩气产量。