海相泥頁巖沉積過程研究進展

李一凡，魏小潔，樊太亮

1.中國地質(zhì)大學（北京）能源學院，北京 100083

2.中國地質(zhì)科學院地質(zhì)力學研究所，北京 100081

0 引言

泥頁巖，即細粒沉積巖（fine-grained sedimentary rock），是指主要以顆粒粒級小于62.5 μm 的細粒沉積物組成（含量大于50%）的沉積巖[1-3]。泥頁巖這一術語，實際上是泥巖（mudstone）或泥狀巖（mudrock）與頁巖（shale）的統(tǒng)稱。過去普遍認為頁巖專指風化條件下頁理極為發(fā)育的細粒沉積巖，而泥巖則頁理不發(fā)育，然而，對風化程度較低的新鮮樣品而言，很難通過所謂的頁理發(fā)育程度判斷其為頁巖還是泥巖，因此，“頁理發(fā)育”這一標準并不是規(guī)范的巖石學判斷標準。在國外，“泥巖”是學術界標準的沉積巖石學術語，而“頁巖”則是油氣工業(yè)界廣泛應用的生產(chǎn)術語，二者的本質(zhì)定義均為細粒沉積巖。由此看來，所謂“泥巖”與“頁巖”的區(qū)分，更多地是一種應用習慣的區(qū)分，并無巖石學性質(zhì)上的根本差異。本文泛稱為“泥頁巖”，實則是為了兼顧各方的應用習慣。

泥頁巖是地球上分布最廣的沉積巖類，其在沉積巖中的占比超過了三分之二[1,4]。過去，人們對泥頁巖的關注多集中于其較高的有機質(zhì)含量（主要的烴源巖）、較強的封閉性能（良好的蓋層）、富集的金屬元素含量（有效的礦層）以及保存連續(xù)的沉積地球化學記錄（古氣候、古環(huán)境的記錄載體），而對泥頁巖沉積特征和沉積過程的研究較少。對泥頁巖沉積學的研究主要起源于上世紀80年代，1980年“頁巖之父”Potteret al.[5]編著的Sedimentology of Shale是第一部系統(tǒng)闡述泥頁巖沉積特征和沉積過程的論著，隨后Wignall[6]編著的Black Shales（1994）和Schieberet al.[7]撰寫的Shales and Mudstones（1998）則對泥頁巖的沉積環(huán)境和成因進行了進一步的梳理，然而，這一階段對泥頁巖形成過程的認識尚未完全打破傳統(tǒng)觀點，其沉積特征多被描述為“均質(zhì)的”、“無沉積構造的”、“塊狀的”或者“層狀的”，并解釋為靜水條件下懸浮沉積的產(chǎn)物[5,8-9]，其豐富的有機質(zhì)含量是厭氧環(huán)境所致[6]。

進入21世紀之后，受美國“頁巖氣革命”的影響，人們對泥頁巖微觀非均質(zhì)性特征日益關注，識別出了豐富多樣的沉積構造現(xiàn)象，揭示了泥頁巖可在多種水動力條件下形成，其中，Schieber 于2007 年在Science上發(fā)表的水槽實驗文章表明紋層狀頁巖可在高能水動力條件下形成[10]，打破了傳統(tǒng)認知，至此，泥頁巖沉積學研究進入了新階段。在這一階段，對泥頁巖沉積過程的研究集中在水槽模擬實驗、毫米—厘米級巖相微相識別與水動力條件解釋、以及高精度層序地層單元劃分，而這些研究大部分都是針對海相泥頁巖。作為非常規(guī)油氣沉積學的重要組成部分，海相泥頁巖沉積過程研究能夠為源巖、儲集巖等特征分析及相關地質(zhì)事件追溯提供基礎信息，預測其空間分布，是非常規(guī)油氣勘探的核心基礎研究[11]。本文通過梳理近年來關于海相泥頁巖沉積過程研究的相關文獻，結合研究實例，介紹海相泥頁巖巖相分類方案、沉積過程與沉積特征和層序地層學的新進展，期望能夠引起讀者的關注與討論，共同推動非常規(guī)油氣沉積學的深入發(fā)展。

1 海相泥頁巖巖相分類方案

由于泥頁巖的沉積特征不明顯，對如何命名和描述該類巖性一直具有很大的爭議性。隨著對細粒沉積巖觀察描述的不斷深入，許多學者發(fā)現(xiàn)泥頁巖是非均質(zhì)性的，并可以在多種沉積過程中形成[12-18]。因此，傳統(tǒng)的命名方法已無法表現(xiàn)細粒沉積巖的物理、生物和化學屬性，也無法解釋泥頁巖形成的沉積過程。

國內(nèi)學者對泥頁巖的分類方案進行過有益的嘗試，姜在興等[3]通過對比海相和陸相細粒沉積巖的相似性和差異性，建立以成巖組分粉砂、黏土和碳酸鹽為三端元、以各自含量50%為界限進行細粒沉積巖命名的方案，將細粒沉積巖分為粉砂巖、黏土巖、碳酸鹽巖和混合型細粒沉積巖。冉波等[19]對國內(nèi)的分類進行了歸納總結，認為國內(nèi)分類標準大致是基于紋層特征、礦物成分、生物特征和顏色等要素[20-22]，并提出了以紋層發(fā)育程度和石英百分含量為指標的分類方法，將紋層分為平行紋層、不平行紋層和不明顯紋層，以石英含量≤40%為貧硅，40%～60%為中硅，60%～80%為富硅，≥80%為硅質(zhì)巖，該分類方案主要針對的是五峰組—龍馬溪組黑色頁巖段。上述對泥頁巖分類方法的探索促進了我國對細粒沉積巖的研究和進一步認識。

國外學者對泥頁巖的命名方法進行過有益的嘗試[5,23-24]，其劃分參數(shù)多集中在礦物成分、顆粒大小與含量和紋層厚度。Lazaret al.[25]通過歸納總結前人的命名方法優(yōu)點，提出了一套簡單實用的命名方法，迅速取得了國際學術界和工業(yè)界的認可并得到了廣泛應用。Lazar的方案既最大限度地繼承了傳統(tǒng)沉積巖石學的基本命名原則[26-27]，即以顆粒粒度、層理特征和礦物成分進行命名，又融入了細粒沉積巖的特殊屬性，因此這個方案易理解且便于普遍應用。在結構（粒度大?。┓矫妫琇azaret al.[25]沿用了三端元分類法，分別以砂級、粗泥級和細泥級作為三個端元[4,23,25-26,28]（圖1）。其中細泥級（黏土級—極細粉砂）顆粒粒度小于8 μm；中泥級（細粉砂—中粉砂級）顆粒粒度為8～32 μm；粗泥級（粗粉砂級）顆粒粒度為32～62.5 μm；砂級的粒度范圍為62.5～2 500 μm。根據(jù)這個分類，泥巖被定義為粉砂級及以下顆粒含量大于50%的細粒沉積巖。在泥巖范疇內(nèi)，當砂級顆粒含量在25%～50%之間時，定義為砂質(zhì)泥巖。當砂級顆粒含量小于25%時，泥巖又可以進一步劃分為粗粒泥巖（粉砂巖）、中粒泥巖（狹義的泥巖）和細粒泥巖（黏土巖）。粗粒泥巖（粉砂巖）是指粉砂級及以下顆粒內(nèi)有三分之二的顆粒為粗泥級（粗粉砂級）；細粒泥巖（黏土巖）是指是指粉砂級及以下顆粒內(nèi)有三分之二的顆粒為細泥級（黏土級）；中粒泥巖（狹義的泥巖）是指粗泥級和細泥級顆粒含量均未超過三分二的過渡性細粒沉積巖。這里需要讀者們注意一下其中各級泥巖與傳統(tǒng)上粉砂巖、泥巖及黏土巖的對應關系。

圖1 泥頁巖命名原則之顆粒粒度（據(jù)Lazar et al.[25]修改）Fig.1 Nomenclature guidelines for mudstones and shales: texture grain size (modified from Lazar et al.[25])

層理方面，Lazaret al.[25]將層理根據(jù)大小級別分為紋層、紋層組和層，并根據(jù)紋層的連續(xù)性（連續(xù)或者不連續(xù)）、形態(tài)（板狀、波狀或者曲線狀）和幾何關系（平行或者不平行）對層理進行了劃分（圖2）。層理的厚度和形態(tài)特征反映了不同的沉積條件。

在礦物成分方面，Lazaret al.[25]仿照砂巖和碳酸鹽巖的分類方法，以黏土礦物含量、石英含量和碳酸鹽礦物含量為端元，以50%為含量界限，將細粒沉積巖分為了黏土質(zhì)、硅質(zhì)和鈣質(zhì)（圖3）。例如，泥巖的石英含量若為60%，則稱之為硅質(zhì)泥巖。若三種成分的含量均未超過50%，則以最多的兩種成分排序命名。比如，若粗粒泥巖黏土礦物含量為40%，石英含量為45%，碳酸鹽含量為15%，則命名為硅質(zhì)—黏土質(zhì)粗粒泥巖。值得注意的是，該命名原則的成分排序與國內(nèi)傳統(tǒng)巖石學命名的成分排序剛好相反，即主要成分排在前，次要成分排在后，在國內(nèi)應用時可做適當調(diào)整。除了這三大類主要成分，若其他的成巖成分（例如磷酸鹽、長石和有機質(zhì)）含量顯著，則可以對三端元法進行部分修正。比如，磷酸鹽含量位于0.2%～20%范圍的可稱為磷酸質(zhì)泥巖，而磷酸鹽含量大于20%則稱為磷塊巖；長石含量大于25%稱為長石質(zhì)泥巖，位于5%～25%的稱為亞長石質(zhì)泥巖；TOC 含量在2wt.%～25wt.%的稱為碳質(zhì)泥巖，而TOC含量在25wt.%～50wt.%的稱為干酪根質(zhì)泥巖或者煤質(zhì)泥巖。

2 海相泥頁巖的沉積過程及沉積特征

隨著對現(xiàn)代和古代海洋環(huán)境泥（巖）觀察的不斷深入，前人在泥（巖）中發(fā)現(xiàn)了豐富的沉積構造特征，包括毫米至厘米級別的平行層理與丘狀交錯層理、波狀層理、包卷層理、透鏡狀紋層、波紋、沖刷面、粒序與反粒序遞變層和生物擾動構造等[12-18]。多樣的沉積構造特征表明，泥頁巖的沉積過程十分復雜，可受到河流洪水（異輕流和異重流）、風暴波浪、重力流等多種因素影響（圖4，5）。而與正常陸棚海環(huán)境相比，陸表海細粒沉積物的沉積過程除上述水動力條件外，還可能受遠岸底流的控制[29]，該理論近年來已在水槽模擬實驗中得到了證實[10,30-31]。下面，本文將對海相泥頁巖的主要沉積過程及沉積特征進行概述。

2.1 風成輸入

風成輸入主要包括沙塵和火山灰。沙塵會在沙塵暴的作用下沉積到遠岸的海洋里，比如在大西洋的中央位置發(fā)現(xiàn)有來自撒哈拉沙漠的風成沉積物[32]。劇烈的火山噴發(fā)會產(chǎn)生大量火山灰，漂浮到遠洋，沉積下來形成火山灰層（鉀質(zhì)斑脫巖）[33]。細粒沉積巖中的火山灰層是很好的等時標志層，比如在上揚子地區(qū)的五峰組—龍馬溪組以及美國猶他州上白堊統(tǒng)頁巖的鉀質(zhì)斑脫巖都是很好的地層對比標志層[34-35]（圖6a）。一般來講，沙塵和火山灰飄落沉積下來是沒有明顯沉積特征的，然而，一些沙塵或者火山灰在沉積過程中可能會受到底流作用的改造，具有一定的層理特征（圖6b）。

圖2 細粒沉積巖命名原則之層理幾何形態(tài)（據(jù)Lazar et al.[25]修改）Fig.2 Nomenclature guidelines for mudstones and shales: geometry of bedding (modified from Lazar et al.[25])

圖3 細粒沉積巖命名原則之巖石礦物成分（據(jù)Lazar et al.[25]修改）Fig.3 Nomenclature guidelines for mudstones and shales: composition (modified from Lazar et al.[25])

圖4 異輕流、異重流和浪控沉積重力流形成示意圖（據(jù)Schieber[29]修改）Fig.4 Schematic model for Hypopycnal plume, hyperpycnal flows and wave-current enhanced sediment gravity flows(modified from Schieber[29])

圖5 風暴流形成模式圖（據(jù)Schieber[29]修改）Fig.5 Schematic model for storm induced offshore transport (modified from Schieber[29])

2.2 異輕流搬運與沉積過程

異輕流主要由河流輸入的泥質(zhì)懸浮沉積組成，漂浮于高鹽度和高密度的海水淺層，其漂浮范圍一般可達離岸幾十公里[36-37]，在沿岸流的作用下甚至可以漂浮到離岸幾百公里的范圍[38]，比如在墨西哥灣，密西西比河輸入的異輕流分布范圍十分廣闊。

未被其他水動力條件（如波浪、底流等）的異輕流會以懸浮沉積的方式沉積下來，形成水平紋層。水平紋層的特征表現(xiàn)為內(nèi)部無粒序變化，分選作用弱，紋層邊界模糊，呈漸變變化。整體而言，水平紋層屬于被動沉積過程的結果，反映了較弱的水動力條件。在上揚子地區(qū)五峰—龍馬溪組以及牛蹄塘組（或筇竹寺組）頁巖的部分層段中可見水平紋層（圖7）。

2.3 重力作用驅(qū)動下的沉積過程

在細粒沉積物從濱岸向遠岸搬運的過程中，重力作用是重要的動力驅(qū)動機制，在重力的作用下，流體會從高勢區(qū)流向低勢區(qū)，因此，一定的坡度是產(chǎn)生這些搬運沉積過程的必要條件。重力驅(qū)動下的沉積過程主要包括前三角洲濁流、異重流、浪控沉積物重力流以及風暴流。

2.3.1 前三角洲濁流沉積過程與特征

當河流入海建設三角洲時，會在前三角洲區(qū)域形成相對較陡的斜坡，而前三角洲濁流就是由前三角洲斜坡的垮塌引起的涌流型濁流，其持續(xù)時間較短，搬運距離為幾公里[39]，搬運所需的最小坡腳為0.7°。

濁流在沉積過程中，隨著能量的減弱，其主控沉積物搬運機制表現(xiàn)為沉積物重力流—牽引搬運—懸浮沉積的變化過程。因此，濁流沉積具有典型的垂向變化序列，其識別標志如下：頂面多見生物潛穴，相對整合接觸；內(nèi)部：整體上為正粒序，分為5 個紋層組：ⅴ.最細粒，為層理模糊的遞變紋層組；ⅳ.連續(xù)—不連續(xù)的平行紋層組，頂部整合接觸；ⅲ.不連續(xù)、彎曲、不平行的紋層組，下超于下伏地層，相對粗粒；ⅱ.連續(xù)平行的紋層組，相對粗粒；ⅰ.均質(zhì)紋層組，上超于侵蝕面，粒度最粗；底面：侵蝕面，彎曲狀—波狀，中—高起伏，常見溝槽、壓刻痕等[40]（圖8）。

2.3.2 異重流沉積過程與特征

異重流是指河流輸入中的高密度流體，其密度大于海水，因此是以底流的方式從前三角洲斜坡向遠岸岸方向搬運[41]（圖4）。由于異重流的產(chǎn)生需要高密度河水，因此可由超大洪水或者是在潮濕環(huán)境下的高山地區(qū)河流中產(chǎn)生[42]。海水的鹽度、氣候的變化以及風化程度的變化都會影響異重流的產(chǎn)生[29]。異重流搬運所需的最小坡角為0.7°[43]。

圖6 （a）貴州習水地區(qū)龍馬溪組中的鉀質(zhì)斑脫巖；（b）美國猶他州Tropic 頁巖鉀質(zhì)斑脫巖層中的殘余丘狀交錯層[29]Fig.6 (a) K-Bentonite layer in the Longmaxi Formation, Xishui, Guizhou; (b) Reminiscent of hummocky cross-stratification in a bentonite layer of the Tropic Shale, Utah, U.S.[29]

圖7 （a）貴州習水地區(qū)龍馬溪組頁巖中的水平層理；（b）四川井研地區(qū)筇竹寺組頁巖中的水平層理Fig.7 (a)Horizonal bedding in the Longmaxi Formation, Xishui, Guizhou; (b)Horizonal bedding in the Qiongzhusi Formation,Jingyan, Sichuan

完整的異重流沉積表現(xiàn)為對稱的粒序變化，即下半部為逆粒序?qū)永恚习氩繛檎Ｐ驅(qū)永?，這一層理特征體現(xiàn)了異重流搬運能力由弱到強再由強到弱的變化周期（圖9）。然而，由于最大洪水期常常伴隨著強烈的侵蝕作用，異重流沉積的上部經(jīng)常被侵蝕，多呈現(xiàn)出以逆粒序特征為主的不完整沉積序列[41]。

2.3.3 浪控沉積物重力流沉積過程與特征

浪控沉積物重力流是由異輕流或者異重流（近三角洲區(qū)域）等沉積下來的沉積物在風浪和底流的作用下進行二次搬運和沉積[43,45-47]（圖4）。由于有風浪和底流作用的助力，該流體搬運所需的坡度相對較小，最小可為0.03°[45-47]。

浪控沉積物重力流的沉積搬運機制表現(xiàn)為在風暴浪或者底流的攪動下，大量細粒沉積物懸浮起來形成高密度流體向下坡搬運，波浪的攪動使沉積物保持懸浮狀態(tài)，斜坡產(chǎn)生的重力作用使沉積物以平流的狀態(tài)向遠岸搬運，縱向上表現(xiàn)從牽引搬運—沉積物重力流—懸浮沉積的轉(zhuǎn)換過程，因此，其沉積整體上也是一套正粒序?qū)永韀43,48]（圖10）。其識別標志表現(xiàn)為：頂面多見生物潛穴；內(nèi)部：ⅲ.富黏土級紋層，正粒序變化，ⅱ.多見極薄的曲狀或波狀層理，由粉砂級遞變成黏土級，頂部漸變接觸，ⅰ.富粉砂、均質(zhì)，具有不明顯的粒序特征，頂部漸變接觸；底面：侵蝕面，界面彎曲，低起伏（圖10）[17]。

2.3.4 風暴流沉積過程與特征

風暴流是指在風暴浪的作用下，在岸線形成了一個離岸方向運動的底流，風暴作用下形成的細粒沉積物主要沉積在遠岸區(qū)域[49]（圖5）。風暴流搬運沉積物所需的最小坡腳為0.03°。與上述的沉積物重力流不同，風暴流的搬運動力主要為沿岸的下降流，重力的作用相對較小。然而，當該流體遠離岸線時，其搬運能力逐漸降低，沉積物搬運機制表現(xiàn)為由混合流的侵蝕和牽引搬運向懸浮沉積的轉(zhuǎn)換，因此，沉積序列也表現(xiàn)為正粒序特征（圖11）。識別標志表現(xiàn)為：頂面多見生物潛穴，可見風浪改造；內(nèi)部：整體上向上逐漸變細，紋層在底部為彎曲狀，向上變平直；底部的紋層上超于侵蝕面，并充填下凹處；上部的紋層層理多模糊；底面：侵蝕面，彎曲狀—波狀，高起伏，常見小型溝槽。

圖8 （a）濁流沉積序列示意圖[40]；（b）美國紐約州Sonyea Group 頁巖中的濁流沉積[25]Fig.8 (a) Schematic illustration of a turbidite [40]; (b)Turbidite example in the Sonyea Group of New York, U.S.[25]

圖9 美國猶他州白惡系Ferron 頁巖中典型的異重流沉積層，可見多個對稱性粒序?qū)樱〒?jù)Li et al.[44]修改）Fig.9 Photo of Ferron mudstone with multiple thin inverse-normal graded hyperpycnite layers (modified from Li et al.[44])

圖10 （a）浪控沉積物重力流沉積序列示意圖[40]；（b）美國懷俄明州Mowry 頁巖中的浪控沉積物重力流層理[17]Fig.10 (a) Schematic illustration of a wave enhanced sediment-gravity-flow bed [40].(b) A wave enhanced sediment-gravity-flow bed in the Mowry Shale of Wyoming, U.S.[17]

圖11 （a）泥質(zhì)風暴流沉積序列示意圖[40]；（b）四川井研地區(qū)筇竹寺組頁巖中的風暴流層理Fig.11 (a) Schematic of a mud tempesite[40]; (b) Multiple tempesite layers in the Qiongzhusi Formation of Jingyan, Sichuan

2.4 遠岸底流

前文所述的細粒沉積物搬運與沉積過程主要分布在陸棚海區(qū)域，其搬運的最遠距離可達上百公里，搬運所需的最小坡度為0.03°。相較而言，陸表海的延伸范圍更廣，可達上千公里，坡度更緩，大部分區(qū)域坡度在0.001°～0.005°之間，顯然，廣大陸表海區(qū)域的細粒沉積物無法被上述的水動力能量所搬運[50-51]。近年研究表明，廣大陸表海區(qū)域的細粒沉積物搬運機制主要為在潮汐作用或者季風作用下形成的遠岸底流[28]。

水槽實驗顯示，在底流的作用下，細粒沉積物會形成砂級大小的絮凝狀顆粒，以推移載荷的形式向前搬運，形成流水波紋[10,30-31]。流水波紋的識別特征如下：頂面：不對稱波峰，頂超或者削截；內(nèi)部：具有一定角度的前積層（<27°），下超于底界面，較粗粒紋層與較細粒紋層之間分界明顯；底面：突變面或者侵蝕面，彎曲至平直。

然而，這種典型的流水波紋層理特征在古代海相泥頁巖中并不明顯，多在相對粗粒的粗粉砂層段出現(xiàn)，而在水槽實驗中則可以看到較為明顯的流水波紋現(xiàn)象[10,30-31]。出現(xiàn)這一反差現(xiàn)象主要是因為細粒沉積物的含水率很高，可達80%以上，早期形成的流水波紋在后期的壓實作用下會形成“平行”層理或者低角度斜層理。在古代陸表海泥頁巖中廣泛分布的“平行”層理或者低角度斜層理都可能是底流作用下形成的流水波紋，有代表性的例如我國上揚子地區(qū)上奧陶統(tǒng)—下志留統(tǒng)頁巖段（五峰組—龍馬溪組）[52]（圖12a）以及北美上泥盆統(tǒng)頁巖[53]、上白堊統(tǒng)頁巖[54]（圖12b）。近期的水槽實驗顯示，流水波紋的形態(tài)差異（層厚及前積層角度）主要受控于流體速度和沉積速率[55]。

2.5 其他常見沉積特征

2.5.1 生物擾動特征

泥頁巖中的生物擾動大多比較模糊，一般較少見到清晰的遺跡化石，經(jīng)過拋光處理的樣品其現(xiàn)象會相對明顯。底棲生物的潛穴較少，其多在高含水的泥質(zhì)沉積物中游動，擾亂原始的沉積結構；區(qū)域沉積環(huán)境對生物擾動指數(shù)有明顯的控制作用；生物潛穴多受壓實作用影響，變得模糊。生物擾動指數(shù)是有效指示生物擾動程度的參數(shù)，前人將其分為5級[56]（圖13）。根據(jù)生物擾動指數(shù)，可以有效地判斷沉積環(huán)境。一般來說，較高的生物擾動指數(shù)可能代表了低能、淺水及有氧的沉積環(huán)境。早期研究一直認為富有機質(zhì)頁巖形成于厭氧環(huán)境，然而，在美國泥盆系Chattanooga 黑色頁巖中發(fā)現(xiàn)了豐富的生物擾動現(xiàn)象，擾動指數(shù)在4 以上，這說明富有機質(zhì)頁巖可在相對富氧的環(huán)境中形成[57]（圖14a）。此外，五峰組黑色頁巖一直也被認為是在厭氧環(huán)境中形成的，然而，近年筆者在五峰組底部發(fā)現(xiàn)豐富的生物擾動現(xiàn)象，擾動指數(shù)至少可達4，說明五峰組沉積早期應為有氧環(huán)境[55]（圖14b）。

圖12 （a）貴州習水地區(qū)龍馬溪組頁巖中的流水波紋（黃色虛線標識）[52]；（b）美國猶他州Mowry 頁巖中的流水波紋[40]Fig.12 (a) Current ripples in the Longmaxi Formation (marked by yellow dashed lines), Xishui, Guizhou [52];(b) Current ripples in the Mowry Shale, Utah, U.S.[40]

圖13 生物擾動指數(shù)標準（據(jù)Taylor et al.[56]修改）Fig.13 Criteria for bioturbation index (modified from Taylor et al.[56])

2.5.2 滯留沉積層

滯留沉積層是指下伏地層被侵蝕和淘洗過程中殘留下來的粗粒聚積層（圖15）。高能滯留沉積層：骨架層、砂質(zhì)層、黃鐵礦層、厚粉砂層，指示低頻高能風暴（百年—萬年級）改造作用，多于相對海平面下降時期的改造有關。低能滯留沉積層：粉砂質(zhì)層、牙形石層和舌形貝層，指示高頻風暴（十年—百年級）[58]。并非所有侵蝕面上都有滯留沉積。

圖14 （a）美國田納西州泥盆系Chattanooga 黑色頁巖中的生物擾動特征[57]；（b）四川威遠地區(qū)五峰組底部的生物擾動現(xiàn)象Fig.14 (a) Bioturbation in the Chattanooga Shale, Tennessee, U.S.[57];(b) Bioturbation in the basal of Wufeng Formation, Weiyuan, Sichuan

圖15 （a）美國New Albany 頁巖中的高能滯留沉積層，厚度達1cm（紅色標識），成分主要黃鐵礦、海百合碎片及碳酸鹽巖巖屑[15]；（b）美國Chattanooga 頁巖中的低能滯留沉積層，成分主要為腕足類碎片[59]Fig.15 (a) High energy basal lag composed of crinoid fragments, pyrite, and carbonate clasts in the New Albany Shale(marked by 1 cm-thick red bar) [15]; (b) Low energy lag, compose of Lingula fragments, in the Chattanooga Shale[59]

2.5.3 浪成波紋

當細粒沉積物受到風浪作用改造，會形成浪成波紋，在泥頁巖中，浪成波紋的厚度一般在0.5～30 mm，其識別特征為：頂面表現(xiàn)為對稱波峰，常被后續(xù)流體削截；內(nèi)部：紋層向兩側下超，部分紋層表現(xiàn)為向上凸起；較粗粒紋層與較細粒紋層之間分界明顯；紋層傾斜角度小于休止角度；上下紋層組之間傾斜方向具有一定的對稱性；底面：彎曲不平行，有明顯的侵蝕現(xiàn)象（圖16a）。部分小型浪成波紋具有明顯的透鏡狀特征（圖16b）。

3 海相泥頁巖層序地層的識別與劃分

在海相泥頁巖中建立層序地層格架，特別是建立高頻層序地層格架一直目前研究的熱點和難點問題。在國內(nèi)，人們的研究主要集中在南方海相泥頁巖段。以五峰—龍馬溪組為例，不少學者通過測井曲線特征、巖性組合垂向變化序列將其劃分為三個三級層序，其中，將龍馬溪組劃分為了兩個三級層序[60-62]。而對于高頻層序單元（準層序組和準層序）則多借助的是測井曲線特征[61-62]。

國外學者在海相泥頁巖層序地層劃分方面的研究相對深入，在泥盆系、石炭系、侏羅系和白堊系泥頁巖巖中建立層序地層格架，并劃分了高頻層序地層單元[15,58,63-69]。其中，Abouelreshet al.[66]，Hemmeschet al.[67]Kohlet al.[68]借助測井曲線劃分了高頻層序地層單元；Algeoet al.[63]和Ver Straetenet al.[65]則通過元素地球化學手段，以化學地層學從側面反應高頻層序地層單元的變化[63,65]；而以Macquakeret al.[64]，Bohacset al.[12]，Schieberet al.[58]和Liet al.[69]為代表的學者則通過露頭和巖芯精細觀察描述等沉積學手段，探索了識別和劃分泥頁巖中的高頻層序地層單元的直接證據(jù)。Schieberet al.[58]總結了泥盆系頁巖中高頻層序關鍵界面的特征，Bohachset al.[12]通過定量統(tǒng)計泥頁巖微相沉積特征的縱向變化及分布趨勢，分析其主控水動力條件，分別建立了風浪、河流和潮汐作用下的泥質(zhì)陸棚準層序模式（圖17）。Liet al.[69]通過對美國猶他州白惡系泥頁巖露頭進行精細描述，識別了準層序界面和層序界面，劃分了49個準層序單元，建立了高頻層序地層格架。

由此可見，在泥頁巖中劃分層序地層的關鍵是識別潛在的層序界面，即尋找主要侵蝕面。泥頁巖中常見的主要侵蝕面包括：粉砂質(zhì)滯留沉積（幾厘米厚指示主要侵蝕面）；砂質(zhì)滯留沉積；生物骨架滯留沉積；黃鐵礦滯留沉積（10 mm 以上指示主要侵蝕面）（圖15a）；低角度削截；變形構造；突變接觸的頁巖層面[58]。此外，層序界面附近物理、化學、生物特征都發(fā)生了變化，物理方面表現(xiàn)為：1）廣泛的侵蝕作用，界面之下可見削截，之上可見上超，陸上有暴露剝蝕；2）沉積物供給發(fā)生明顯變化，外源成分明顯多于內(nèi)源成分，陸源碎屑和生屑增加；3）界面之上的紋層、層、層組的連續(xù)性降低；4）界面之上可見富集的滯留沉積。化學特征表現(xiàn)為：界面之上有機質(zhì)多被氧化，基面之下可見早期膠結物團塊。生物方面表現(xiàn)為：界面之上可見廣泛沉積的生物化石，多為高能環(huán)境下形成。值得注意的是，層序界面具有區(qū)域可對比性，因此，須通過對比判斷這些主要侵蝕面是否具有區(qū)域可對比性：1）滯留沉積的成分是否具有一致性；2）突變接觸的頁巖層是否可對比；3）自然伽馬曲線是否可比（巖芯露頭情況差時）；4）巖相組合對比：相鄰井和露頭的巖相組合應相似；5）生物標志層對比，地層是否出現(xiàn)缺失。

圖16 （a）美國猶他州Blackhawk 組中的浪成波紋[40]；（b）美國New Albany 頁巖中的浪成波紋（白色箭頭）[40]Fig.16 (a) Wave ripples in the Blackhawk Formation, Utah, U.S.[40];(b) Wave ripples in the New Albany Shale (pointed by a white arrow), U.S.[40]

圖17 （a）淺海陸棚環(huán)境下不同水動力條件下泥巖準層序單元疊加樣式；（b）淺海陸棚環(huán)境下不同水動力條件下泥巖準層序單元內(nèi)沉積微構造的定量化統(tǒng)計與分布特征（據(jù)Bohacs et al.[12]修改）Fig.17 (a)Summary schematic of sedimentary attributes of each mudstone parasequence type and their interpreted depositional environment; (b)Normalized relative abundance of sedimentary structures observed in mudstone parasequences from different depositional regime (modified from Bohacs et al.[12])

準層序界面主要為次要侵蝕面，其判斷標準同樣需要分析物理、生物和化學特征變化，物理特征方面：1）界面之上沉積物沉積有明顯變化：顆粒大小和成分有變化，更細粒，自生組分多于外源組分，陸源碎屑及化石減少；2）界面之上紋層、層和層組的連續(xù)性變好；3）次要侵蝕面及小型滯留沉積層。化學方面表現(xiàn)為可見廣泛分布的自生礦物及結核，膠結現(xiàn)象明顯。生物特征方面：界面之上可見廣泛沉積的生物化石，多為低能環(huán)境下形成。

4 結語

海相泥頁巖沉積過程的認識與解釋經(jīng)歷了顛覆性的轉(zhuǎn)變。如前所述，早期人們普遍認為海相泥頁巖主要以懸浮沉積為主，沉積特征單一且均質(zhì)，反映了深水安靜的厭氧環(huán)境，而目前的認識則打破傳統(tǒng)觀點，認為海相泥頁巖記錄著多種水動力搬運與沉積機制，特別是遠岸紋層狀泥頁巖，其在間歇性的高能底流環(huán)境下形成。這一認識上的轉(zhuǎn)變，除了借助水槽實驗的正演模擬外，很大程度上依靠的是泥頁巖巖相的精細描述。而描述的重點，則集中在泥頁巖的結構（粒度）、層理及成分特征。結構特征能夠反映沉積物源、沉積位置、水體能量及巖石性質(zhì)（比如孔隙度和滲透率），層理特征則可指示沉積物輸入與沉積過程、底層水能量以及生物擾動現(xiàn)象，而成分特征與細粒沉積物沉積時及沉積后的物理、化學和生物耦合反應密切相關。

相較于砂級以上的粗粒沉積巖，泥頁巖中的沉積特征規(guī)模相對較小，如不仔細觀察，很容易被忽略，因此，對泥頁巖的描述，無論露頭還是巖心觀察，其觀察精度必須達到厘米至毫米級別。每一次描述，都需對這些微型構造特征進行精細描述與記錄，分析其縱向分布規(guī)律，通過定量化統(tǒng)計的方式判斷其主控水動力條件及其變化。值得注意的是，能夠識別泥頁巖中微型沉積構造的前提是對樣品的預處理，拋光后的樣品才能完全顯現(xiàn)沉積特征。

不難想象，未來對于海相泥頁巖沉積過程的研究依然需要借助微觀精細描述和定量化統(tǒng)計與分析。此外，水槽模擬實驗是沉積特征必不可少的驗證手段，目前關于底流作用的水槽實驗表明細粒沉積物（巖）中的沉積構造并不僅僅是砂巖中沉積構造的縮小版，其形態(tài)特征有顯著差異。那么在其他水動力條件下，比如風浪震蕩水流和潮汐流作用下，細粒沉積物（巖）中的沉積特征是否是砂巖沉積特征的簡單類比，這還需要新的實驗來驗證。

致謝 感謝印第安納大學布魯明頓分校Juergen Schieber 教授和阿拉斯加大學安克拉治分校博士后李志揚參與了本文相關內(nèi)容的討論，并提出了寶貴意見。