盧斌，邱振，周川閩，董大忠，梁萍萍

1.中國石油勘探開發(fā)研究院，北京 100083

2.國家能源頁巖氣研發(fā)（實驗）中心，河北廊坊 065007

0 引言

細粒沉積巖通常指粒徑小于62.5μm的黏土礦物、碳酸鹽礦物、長英質礦物及其他自生礦物等組成的沉積巖[1]，俗稱頁巖或泥巖，是地球上最豐富的沉積巖石類型，記錄著大量的地質信息[2-3]。泥頁巖是有機物埋藏、全球碳循環(huán)、地下水資源和廢棄物水力隔離的關鍵因素，同時也是油氣、礦產和金屬等資源的重要來源[4]。泥頁巖約占沉積巖的三分之二[3]，其成分主要來源于盆地內生物成因礦物和自生礦物，以及陸源物質的風化和侵蝕，并通過流域運輸?shù)窖笈杌蚝柚?。由于黏土含量較高、顆粒細、易風化，在一般觀察者看來，它們往往是均質的。前人利用礦物學、巖石學、地球化學等手段，對泥頁巖的沉積構造、礦物特征、元素組成、沉積環(huán)境等開展了大量工作。盡管如此，與其他類型的沉積巖相比，人們對它們的了解較少。

早在17世紀中葉，Hoosen就提出了泥巖這一概念，但直到1853年，沉積學之父Sorby才首次利用薄片研究了泥巖的微觀特征。Sorby[5]曾提到：“許多人可能認為，細粒泥巖沉積和固結是一個非常簡單的過程，因此對其研究毫無意義。然而，當仔細研究該過程時，很快會發(fā)現(xiàn)它十分復雜，因為實驗結果受很多因素影響，以至于很多人最后都放棄了。”

沉積物理模擬始于十九世紀末，主要通過調控水動力、物源供應、水體性質等參數(shù)來模擬沉積物的形成過程，是研究沉積組構、構造等形成機理的有效手段之一。近年來，細粒沉積學發(fā)展迅速，國外已有學者對底形特征、沉積過程、沉積構造、動力學機理等開展了一系列研究，并取得了一定進展。例如：通常認為泥頁巖主要形成于安靜的沉積環(huán)境中，即只有在間歇性出現(xiàn)的弱水動力期才會沉積[3]。然而，水槽實驗表明，泥質可以在足以搬運和沉積砂質的流速下沉積[6]。該觀點完全顛覆了人們對泥頁巖沉積的傳統(tǒng)認識，推動了沉積學發(fā)展。目前，雖然國內也建立了相關沉積物理模擬實驗室，但只是針對粗粒沉積巖開展模擬研究，而對于細粒沉積巖（泥頁巖）物理模擬尚屬空白。

本文通過調研國內外泥頁巖沉積物理模擬研究進展，總結沉積物理模擬技術經驗，展望泥頁巖沉積模擬研究發(fā)展方向和趨勢，以期推動國內泥頁巖沉積物理模擬研究。同時，泥頁巖沉積物理模擬也是非常規(guī)油氣沉積學研究的重要技術之一[7]，結合數(shù)值模擬技術，可從機理上探討泥頁巖層系中優(yōu)質儲層發(fā)育過程，精細刻畫優(yōu)質儲層分布，助力頁巖油氣高效勘探開發(fā)。此外，隨著以頁巖油氣為代表的非常規(guī)油氣資源工業(yè)的快速發(fā)展，非常規(guī)油氣地質學逐步建立，迫切需要創(chuàng)新構建非常規(guī)油氣沉積學理論，以此豐富和完善非常規(guī)油氣地質學，從而促進非常規(guī)油氣的勘探開發(fā)[7]。

1 沉積物理模擬研究現(xiàn)狀

沉積物理模擬實驗研究主要經歷了三個階段：第一階段為19世紀末至20世紀中葉，是以現(xiàn)象觀察描述為主要研究內容的初級階段；第二階段為20世紀60年代至80年代，是以沉積構造和形成機理為研究重點的中期階段；第三階段為20世紀80年代以后，是以砂體形成過程和演化規(guī)律定量研究及大型盆地模擬為主的發(fā)展階段[8-9]?？傮w來看，沉積物理模擬實驗規(guī)模由小變大，實驗過程及裝置由簡單變復雜，研究內容由單一變豐富，研究深度由定性向定量轉變。

1.1 國內外沉積物理模擬實驗室發(fā)展現(xiàn)狀

專業(yè)的沉積物理模擬實驗室是開展沉積物理模擬研究的主體和平臺，其先進程度直接影響實驗過程的觀察、數(shù)據的采集及結果的分析。隨著科技的發(fā)展與研究的深入，國內外沉積物理模擬實驗室從簡陋走向先進，所使用儀器從簡單走向精密，從手動走向智能。國內外一些高校和科研院所組建了專業(yè)的沉積物理模擬實驗室并投入大量師資，對民生工程的建設、管理和維護，以及流體動力學、沉積學、海洋學等發(fā)展作出了重大貢獻。

從19世紀末期開始，國外沉積物理模擬研究發(fā)展迅速，Deacon[10]于1894年在一個玻璃水槽中觀察發(fā)現(xiàn)了砂質波紋，Gilbert et al.[11]于1914年首次開展了不同粒度沉積物在不同水動力條件下的水槽實驗。隨后，一大批高校及科研院所相繼成立沉積物理模擬實驗室，如美國科羅拉多州立大學土木和環(huán)境工程學院的水力學研究實驗室和沉積學實驗室、美國地質調查局地質地形沉積物運動實驗室、美國明尼蘇達州大學圣安東尼瀑布實驗室、美國科羅拉多州立大學工程研究中心的大型流水地貌實驗室、美國印第安納大學頁巖研究實驗室、荷蘭代爾夫特水力研究所Delft模擬實驗室、荷蘭烏特列支大學地球物理實驗室、加拿大英屬哥倫比亞大學水槽實驗室、新西蘭奧克蘭大學流體力學實驗室、瑞士蘇黎世聯(lián)邦理工學院的水力學、水文和冰川學實驗室、英國班戈大學海洋科學學院流體動力學實驗室、英國利茲大學Sorby環(huán)境流體動力學實驗室、日本筑波大學陸地環(huán)境研究中心等。其中，美國科羅拉多州立大學是較早開展沉積物理模擬實驗的高校之一，其研究內容包括河流力學、風化與沉積、沉積物搬運、水力學、河流地貌、物理模擬與數(shù)值模擬等，著名的水力學專家Simons即是該學院博士畢業(yè)生，其關于河床底形的研究影響深遠[12]。

20世紀中葉以前，我國沉積物理模擬實驗主要針對水利水電相關等領域的民生工程，包括河道演變、航道、港口工程等大型水利水電工程，主要研究泥沙的侵蝕和淤積，而以沉積組構和巖相展布預測為目的沉積物理模擬研究發(fā)展緩慢。清華大學水利水電工程系和黃河水利科學研究院是工程類沉積物理模擬實驗室的杰出代表。清華大學水利水電工程系在泥沙運動力學、河床演變學、河口海岸動力學、高含沙水流、泥石流、固體物料管道輸送等方面實力雄厚。該系以錢寧先生為代表的專家對泥沙運動力學做出了杰出的貢獻，其出版的《泥沙運動力學》是優(yōu)秀的泥沙運動力學專著[13]。黃河水利科學研究院是水利部所屬以河流泥沙研究為中心的多學科、綜合性水利科學研究機構，河流泥沙、水土保持和水利管理是其主要優(yōu)勢學科。隨后，陸續(xù)有高校和院所組建以沉積物巖相展布與預測為目的實驗室，如20世紀70年代末長春地質學院建立了的沉積學模擬研究實驗室，80年代中國科學院地質研究建立的沉積學模擬研究實驗室，目前長江大學CNPC沉積模擬重點實驗室和中國石油大學（華東）油氣勘探實驗教學中心水槽實驗室是此類實驗室的代表。其中，長江大學沉積模擬實驗室將沉積模擬應用于儲層和油藏非均質性描述等方面，在河流、大型淺水三角洲、扇三角洲、砂質碎屑流等方面已取得重要地質認識[14-15]，為油氣勘探作出積極貢獻。此外，中國科學院流體力學實驗室、中國水利水電科學研究院、南京水利科學研究院、四川大學、浙江大學等院校均設置有與水力學或泥沙運動相關的學科，各自從不同角度開展了大量沉積物理模擬研究。

1.2 國外沉積物理模擬研究現(xiàn)狀

國外沉積物理模擬形式十分豐富，除了粗粒沉積模擬之外，還開展細粒沉積模擬研究[16]，在流體的流變學和水動力屬性、沉積底形、沉積產物及地貌景觀等方面已取得重要進展。在流體的流變學和水動力屬性方面，Baas et al.[17]通過水槽模擬實驗研究提出，隨著黏土濃度的增加，流體將經歷湍流、湍流增強的過渡流、下過渡流、上過渡流和準層流五個流變學演化階段；Baker et al.[18]利用物理模擬技術，對比了不同粒徑的硅質粉末、弱粘性高嶺土和強粘性膨潤土在不同懸浮物濃度下的流動特征、水頭速度、流動距離和沉積體幾何形態(tài)；Ho et al.[19]基于物理模擬實驗研究提出，濁流中的多脈沖流會發(fā)生合并；Mohrig et al.[20]模擬了海底泥石流和滑坡形成濁流的動態(tài)演化過程；一些學者還通過利用物理模擬實驗，研究水下泥石流動力學機理和沉積形態(tài)，闡明了屈服強度和誘導流動的剪應力之間的差異與泥石流動力學特征和沉積形態(tài)的關系，當兩者之間差異較小時，泥石流體積小且移動速度緩慢，當兩者之間差異較大時，泥石流體積大且移動速度快和距離遠[20-23]。在沉積底形方面，Baas[24-25]利用物理模擬實驗研究了水流中細砂沙紋的形成和形態(tài)特征，主要經歷初期沙紋、直—彎沙紋、非平衡舌狀沙紋、平衡舌狀沙紋四個發(fā)展階段；Schindler et al.[26]通過水槽模擬實驗發(fā)現(xiàn)，黏土產生的物理粘聚力降低了床面沙紋的高度、長度和陡度，不同的床面形態(tài)對應不同黏土含量；Malarkey et al.[27]通過水槽模擬實驗發(fā)現(xiàn)，生物粘聚力在沉積底形發(fā)育中具有不可忽視的作用，提出在沉積物中普遍分布的低含量胞外聚合物（EPS）是控制沉積底形發(fā)育的關鍵；Parsons et al.[28]開展了物理和生物粘聚力對比水槽模擬實驗，發(fā)現(xiàn)兩者對床面發(fā)育均有極大影響。在沉積產物方面，Mooneyham et al.[29]利用水槽實驗定量描述了黏土懸浮物與礫石床面之間的作用關系，認為黏土的沉積速度主要受床面的孔隙度所控制；Baas et al.[30-31]通過物理模擬實驗表明，無粘性濁流能夠進入粘性軟泥基質而不發(fā)生變形，且表現(xiàn)出獨特的沉積結構；Schieber et al.[6]根據水槽實驗研究發(fā)現(xiàn)，泥質可以在一定的流速下搬運和沉積，并非全部沉積于弱水動力的靜水環(huán)境。在地貌景觀方面，Miramontes et al.[32]水槽實驗模擬發(fā)現(xiàn)，一定速度的等深流可以改變濁流的方向，從而影響河道和河堤的形態(tài)；Ferreira et al.[33]利用水槽模擬實驗驗證了河流拓寬是恢復原有地貌形態(tài)，減少洪水災害，改善生態(tài)環(huán)境的有效措施。

1.3 國內沉積物理模擬研究現(xiàn)狀

國內沉積物理模擬主要集中在工程和沉積地質兩方面。工程方面主要是為了解決防洪、水庫淤積、灌溉渠淤積、港灣河口淤積、風沙治理、固體顆粒管路輸送等問題，泥沙運動力學是其研究重點。以錢寧為代表的一大批專家在泥沙運動力學研究方面做出了卓越的貢獻[16]，其專著《泥沙運動力學》[13]對國內外相關研究進展進行了總結，對我國學者的成果認識作了詳細的介紹，本文不展開敘述。沉積地質主要研究河流、沖積扇、扇三角洲、三角洲、河口壩、灘壩、重力流等常見的粗粒沉積，而對細粒沉積研究甚少。例如：馮文杰等[34]利用水槽沉積模擬實驗，研究了逆斷層正牽引構造對沖積扇形成過程與沉積構型的控制作用；程立華等[35]進行了斷陷盆地陡坡帶扇三角洲模擬及沉積動力學分析，總結了扇三角洲平原、前緣斜坡和前扇三角洲3個亞相沉積動力學機制；鄢繼華等[36]利用水槽模擬實驗分析了湖平面變化對扇三角洲發(fā)育的影響；劉忠保等[37]利用水槽實驗模擬了湖泊三角洲砂體的形成及演變；劉銳娥等[38]通過設計“洪水成因型”辮狀河三角洲水槽沉積模擬實驗，研究了鄂爾多斯盆地二疊系“洪水成因型”辮狀河三角洲沉積模式；朱永進等[39]、尹太舉等[40]對疊覆式三角洲沉積過程開展了水槽模擬研究；石富倫等[41]通過水槽模擬實驗分析了河口壩成因主控因素，提出了河口壩發(fā)育主要受底形坡度、物源供給、流量大小、構造沉降及沉積水深等五個主要因素控制；楊華等[42]對鄂爾多斯盆地隴東地區(qū)長7段致密砂體重力流沉積開展了模擬實驗研究，總結了影響重力流沉積砂體形成及其演化的主要控制因素。

2 泥頁巖沉積物理模擬研究進展

泥頁巖沉積物理模擬研究以美國印第安納大學頁巖實驗室Juergen Schieber教授團隊為代表（圖1），該團隊利用水槽實驗裝置對泥頁巖沉積過程開展了詳細研究，獲得了大量創(chuàng)新性研究成果，提出了泥頁巖可在一定水動力條件下通過底流搬運作用沉積形成，并非完全沉積于間歇性弱水動力的靜水環(huán)境[6]。同時，研究團隊還發(fā)現(xiàn)細粒沉積物以絮狀波紋的形式在床面上移動，沉積后可形成泥頁巖，并且還研究了泥頁巖中砂質紋層、透鏡狀紋層和細粒碳酸鹽巖的沉積機理等。

圖1 美國印第安納大學頁巖實驗室Fig.1 The shale laboratory at Indiana University,United States

2.1 泥頁巖沉積機理

泥頁巖沉積物理模擬實驗研究表明，黏土在水流中易形成絮凝體，該絮凝體在底流搬運作用下會沿床面移動，絮凝作用主要受流體中的沉積物濃度和湍流強度等控制，隨著時間推移，絮凝體將不斷增大，直至達到與流速相平衡[6]。

通過模擬不同黏土材料（高嶺石、蒙脫石和湖泥）、不同流速、不同沉積物濃度和不同水體（蒸餾水、淡水（自來水）和鹽水）條件下黏土的沉積過程發(fā)現(xiàn)，當流速介于10～26 cm/s之間時，黏土以絮狀波紋的形式在水槽底部移動，移動的絮狀波紋可在黏土床面上聚集，從而形成波紋狀泥床，絮狀波紋形成的臨界速度為20～25 cm/s（圖2）。沉積物組成、濃度和水體鹽度對絮狀波紋的形成影響較小。觀察發(fā)現(xiàn)，水槽底部波紋波長超過3 cm，在下游方向波紋間距30～40 cm，由低角度、沿下游傾斜的交錯紋層構成。該波紋表現(xiàn)出“脊溝”特征，呈現(xiàn)出“凹凸不平”的表面形態(tài)，當樣品完全被壓實，絮狀波紋就會呈現(xiàn)出平行層理特征。因此，該研究團隊提出了黏土可在一定的水動力條件下以絮狀波紋形式在床面上移動，并最終沉積形成泥頁巖，而并非全部沉積于間歇性弱水動力的靜水環(huán)境[6]。

圖2 水流速度、懸浮物濃度和波紋形態(tài)關系圖[6]Fig.2 Diagrams of flow velocity,suspended sediment concentration,and ripple appearance[6]

并且，Schieber et al.[43]對絮狀波紋的形成和動力學機制也開展了研究，發(fā)現(xiàn)波紋背流面為湍流和渦流混合區(qū)域，背流側沉積物堆積不均勻，呈朵體狀分布，且沉積朵體中伴生有沉積云。當流速較低（15～20 cm/s，水深5 cm）時，泥質波紋通過朵體向前擴展；當流速較高時（20～30 cm/s，水深5 cm），這些朵體變寬，并覆蓋了更多的背流面斜坡（圖3）。此外，泥質波紋與砂質波紋相似，也會發(fā)生崩塌[40]。沙紋的崩塌間歇發(fā)生，受沉積物的注入控制，會形成狹窄的舌狀體，并沿著前積層表面不斷向下游移動。與此類似，由于沉積物的不斷增加，波紋通過崩塌作用也會不斷向前推進，整個沉積表面呈連續(xù)不規(guī)則形態(tài)。大量的層狀絮凝物在邊界層表面移動，且在波峰上聚集，一旦堆積了足夠的沉積物，就會從背流面崩塌下來。背流面堆積的泥沙以多個重疊的朵體形式出現(xiàn)，隨著時間推移，形成復合前積層，重力驅動的沉積物在朵體坡腳處展開，形成圓形的葉狀。

圖3 波紋形成機理模式圖與實驗照片[43（]CP：交匯點；BP：分離點；BLS：邊界層條紋；SL：背流側朵體沉積物）Fig.3 Summary of flow patterns across floccule ripples as inferred from geometry and video observations(CP:crestpoint;BP:brinkpoint;BLS:boundary?layer streak;SL:sediment lobe)

研究還發(fā)現(xiàn)，低密度非內聚顆粒、高密度非內聚顆粒（石英顆粒）和低密度內聚顆粒（絮凝體）在相同流動條件下都會形成相似的波紋[44]。分析表明，在靜止狀態(tài)時，絮凝體之間存在粘聚力，而當絮凝體發(fā)生移動后，絮凝體之間的粘聚力將會消失。因此，盡管泥質成分具有粘性和絮凝性，但粘性顆粒構成的絮凝體在搬運過程中表現(xiàn)出非粘性。沉積物中波紋的形成與顆粒大小、密度和流速有關，可反映沉積物搬運、沉積底形和流體動力之間的復雜作用過程。

2.2 砂質紋層沉積機理

石英粉砂和黏土混合物水槽模擬表明，在底流搬運過程中沉積物發(fā)生了分選現(xiàn)象，形成了由粗粉砂構成的沙紋和由黏土絮凝體構成的泥紋，兩種波紋同時在水槽底部移動[45]。在較低沉積速率下，單個波紋將在水槽底部留下一層薄薄的沉積物，隨著時間的推移，將會形成一個隨機分布的由黏土和粗粉砂層構成的泥床（圖4）。粉砂層和黏土層之間的粉砂顆粒分布相似，因此，頁巖中交替出現(xiàn)的泥質和富含粉砂的薄層并非平靜間歇帶和交替流的標志，而是水流攜帶的沉積物在底流搬運過程中出現(xiàn)沉積物分選的結果[45]。

圖4 石英砂與黏土混合水槽實驗沉積物SEM圖像Fig.4 Scanning electron microscope(SEM)images of flume sediment deposited during an experiment with mixed silt?mud beds

研究還發(fā)現(xiàn)，較大粒徑粉砂在水流搬運中可能會被卷入絮凝體[45]。一旦進入底流搬運階段，這些絮凝體將會發(fā)生翻滾而破壞，從而導致絮凝體解體并釋放出大量的粉砂顆粒（圖5a）。由于粉砂密度遠遠大于黏土，粗粒粉砂在慣性作用下會破壞絮凝體結構，并從絮凝體中分離出來，且不斷在泥床上堆積，細粒粉砂還可繼續(xù)保留在絮凝體中，并不斷向前運移（圖5b，c）。經過一段時間的絮凝體解體和泥砂分選后，絮狀波紋和砂質波紋將同時在水槽底部移動，且會留下一層薄薄的沉積物。長期的底流搬運作用將沉積一套由粉砂和黏土組成的沉積物，從而形成砂質紋層（圖5d）。

圖5 粗粉砂在底流搬運過程中的分離過程模式圖[45]Fig.5 Model for the separation of coarse silt from bedload floccules[45]

然而，當沉積速率較低時，移動的紋波可能只會留下非常薄的殘留物，而當沉積速率較高時，不僅會留下一層沉積物，還可能留下完整的波紋[45]（圖6）。在自然界中，流速可能發(fā)生波動，導致間歇性的無沉積，甚至發(fā)生侵蝕和沖刷，因此難以達到理想的沉積特征。在天然層狀泥頁巖中，粗粉砂主要分布在薄層中，而細粉砂主要分布在層間黏土中。

圖6 互層狀砂質—泥質紋層成因模式圖[45]Fig.6 Conceptual view of the origin of interlaminated coarse silt and mud[45]

2.3 透鏡狀紋層沉積機理

透鏡狀紋層是泥頁巖中普遍存在的一種沉積構造，但對其成因機理及地質意義研究甚少。關于透鏡狀紋層的成因，前人提出了頁巖巖屑的再沉積作用[46]、動物糞球充填和生物潛穴等因素。Juergen Schieber教授團隊對頁巖巖屑沉積、搬運和透鏡狀紋層沉積機理也開展了相關研究。

細粒沉積巖中含有大量粉砂大小的碎塊，這些碎塊來源于泥頁巖的風化和侵蝕[47-49]。在被分解成砂級和粉砂級碎片之前，這些碎塊被稱為巖屑[50-51]。泥頁巖巖屑是由較小的礦物顆粒（黏土、石英、長石）組成的混合物，它們只是參與泥巖沉積的混合物中的一種，此處包括未固結/弱固結的沉積物團塊，以及固結的巖石碎屑。未固結—弱固結細粒沉積物的團塊富含水分，多以絮凝體形式存在，它是由范德華力作用形成的微米大小的黏土礦物與其他小顆粒組成的混合物。這些絮凝體直徑從幾十微米到幾百微米不等[52-53]，含水量超過85%。由于泥頁巖巖屑與同期沉積的黏土和粉砂顆粒（石英、長石）具有相當?shù)牧?，因此，含有泥頁巖巖屑的泥質一旦被壓實，巖屑本身就很容易與富含黏土的巖石基質融合。

在沉積過程中，未固結—弱固結的泥頁巖巖屑由于富含水容易受壓發(fā)生變形，但完全固結的泥頁巖巖屑不易發(fā)生變形。因此，固結的頁巖巖屑包裹在富含水的黏土中將表現(xiàn)出差異壓實和層狀結構特征，從而出現(xiàn)黏土包裹在“硬”顆粒（頁巖巖屑）周圍的現(xiàn)象[49]；若固結的頁巖巖屑包裹在粉砂或砂質床面中，它們可以作為骨架顆粒，而不是被壓縮在堅硬的硅質顆粒之間（圖7）。由于固結的泥頁巖巖屑通常比砂粒（石英等）更軟，固結泥頁巖巖屑有可能產生凹痕，并在較硬顆粒的擠壓下發(fā)生不同程度的變形。

圖7 頁巖巖屑沉積機理模式圖和巖石記錄實例[54]Fig.7 Conceptual view of shale lithic recognition and rock record examples[54]

水槽實驗模擬發(fā)現(xiàn)，泥頁巖巖屑在底流搬運中會被分解成小塊巖屑，但經過數(shù)百至上千公里搬運后，仍可以砂級和粉砂級大小的巖屑存在。泥頁巖巖屑在現(xiàn)代陸架和深海泥巖中的存在，表明陸架沉積過程和深海環(huán)流可能是泥頁巖碎屑長距離搬運的重要機制[54]。

Schieber et al.[55]對泥頁巖中透鏡狀紋層研究發(fā)現(xiàn)，含水量較高的泥質沉積物在水流作用下可以發(fā)生侵蝕，形成毫米到厘米級大小的碎片。在低流速條件下，泥質沉積物表面因侵蝕可能形成細長、彎曲的溝槽，其寬度約幾毫米，深度約1～2 mm；而在高流速條件下，可能形成數(shù)厘米寬和數(shù)厘米深，且向下游延伸的線狀溝槽。侵蝕不是連續(xù)的，而是在沉積物表面間歇性地侵蝕出數(shù)毫米大小的碎片，隨著時間推移，侵蝕程度不斷擴大。碎片在搬運過程中因分解和磨圓而不斷變小。砂粒大小的碎片可以被搬運數(shù)十公里，進入較低流速區(qū)域時發(fā)生沉積。沉積物被壓實后，黏土碎片被壓平，整體呈透鏡狀，橫向變細，最終形成透鏡狀結構（圖8）。我國四川宜賓長寧雙河剖面五峰組—龍馬溪組頁巖中部分透鏡狀紋層可能也屬于此種成因（圖9）。

圖8 頁巖中透鏡狀層理的沉積過程模式圖[55]Fig.8 A summary of the processes that produce lenticular lamination in shales[55]

圖9 長寧雙河剖面頁巖透鏡狀紋層Fig.9 Lenticular lamination in shales from the Shuanghe section of Changning

雖然，在頁巖中堆積的糞球?；虼罅康臐撗ㄌ畛湮锟赡茉趬簩嵑螽a生類似的透鏡狀結構，但根據巖石學標準，結合薄片鑒定，其可與泥巖經過侵蝕、搬運、再沉積形成的泥質碎屑透鏡狀紋層相區(qū)別。通過仔細鑒別頁巖地層中廣泛分布的透鏡狀紋層，可識別出更多由侵蝕和再沉積形成的泥質碎屑，這些碎屑的存在可能指示頁巖沉積期的間歇性侵蝕和泥質在沉積物表面的搬運過程。

2.4 細粒碳酸鹽巖沉積機理

細粒碳酸鹽巖常見于多數(shù)碳酸鹽巖沉積體系中[56]，通常代表低能環(huán)境的沉積產物[57]。也有人提出，與陸源碎屑泥巖一樣，細粒碳酸鹽巖也可以在高能環(huán)境中沉積[58]。Shinnet al.[58-59]提供的觀測結果表明，細粒碳酸鹽巖顆粒存在絮凝現(xiàn)象，這是首次直接觀察到細粒碳酸鹽巖顆粒絮凝現(xiàn)象，驗證了絮凝物存在底流搬運作用過程，并證明了最終沉積產物與底流搬運和絮狀波紋的運移有關?，F(xiàn)代碳酸鹽巖沉積環(huán)境和巖石記錄表明，在整個地質歷史中細粒碳酸鹽巖常常形成于洋流沉積環(huán)境[57]。

Schieberet al.[60]通過細粒碳酸鹽巖和黏土水槽模擬實驗分析發(fā)現(xiàn)，雖然兩種沉積物的礦物學特征差異較大，但細粒碳酸鹽巖顆粒與黏土一樣會出現(xiàn)絮凝現(xiàn)象。微米級碳酸鹽顆粒形成絮凝體后能夠承受底流剪應力作用，并在底流中移動，最終形成與黏土顆粒相似的沉積物。與黏土礦物一樣，碳酸鹽巖顆粒在臨界速度以下也會形成絮狀波紋，且波紋隨著底流移動并逐漸堆積形成泥床。

研究表明，在床面剪應力大于0.25 Pa時，只有較粗的顆粒以單顆粒（非粘性顆粒）的形式在床面上移動，而大部分較細（微米級）的顆粒仍處于懸浮狀態(tài)；當剪應力小于0.25 Pa時，微米級碳酸鹽巖顆粒絮凝體（粘性顆粒）就可以在底流搬運中沉積下來，并增加床面載荷[60]。此時，床面沉積物主要由“粗”顆粒和砂級絮凝物構成的波紋組成，而加積層由粉砂和絮凝物構成（圖10）。因此，細粒沉積物（硅質或鈣質沉積物）中的粗（粉砂級顆粒）—細（黏土級顆粒）互層結構，可能指示該沉積物由同一水流同期沉積而成，而不是由于沉積物供應波動強烈或水流間歇作用，以及沉積改造形成[60]。

圖10 顆粒粒徑、流速、剪應力、粒徑大于50μm的顆粒百分比和波紋形態(tài)關系圖[60]Fig.10 Plot of relationships between observed bedload particle size,flow velocity,shear stress,percentage of particles above 50μm in size,and ripple appearance[60]

3 存在問題與發(fā)展趨勢

泥頁巖沉積物理模擬研究目前存在的問題主要包括以下3個方面：首先是模擬方法較為簡單，無法完全再現(xiàn)自然界真實復雜的沉積現(xiàn)象和過程，不能滿足沉積理論快速發(fā)展的需求；其次是實驗技術較為落后，實驗參數(shù)單一，相關實驗技術方法和設備急需改進，實驗控制的自動化和智能化要求迫切；最后是實驗目的過于簡單，僅停留在沉積理論基礎研究階段，無法滿足當前非常規(guī)油氣勘探的需求，亟待將總結自水利工程建設、自然災害防治、生態(tài)環(huán)境保護等待領域的模擬實驗經驗應用于油氣勘探。

3.1 泥頁巖沉積機理

目前，泥頁巖沉積物理模擬研究發(fā)展緩慢，模擬方法較為單一，僅能實現(xiàn)簡單的沉積過程和沉積現(xiàn)象模擬。然而，自然界中泥頁巖的沉積過程非常復雜，沉積現(xiàn)象受各種地質因素所控制，實驗室環(huán)境難以模擬和再現(xiàn)古沉積環(huán)境。因此，針對復雜特殊沉積構造的物理模擬研究相對較少，如結核、透鏡體、鈣質（碳酸鹽巖）紋層、黃鐵礦結核（紋層）等。通常，特殊的沉積構造代表著特殊的沉積環(huán)境和沉積事件，只有對特殊的沉積環(huán)境和沉積事件進行精細刻畫，才能更加準確地反映真實的沉積過程。因此，開展泥頁巖特殊沉積構造物理模擬，探討特殊沉積現(xiàn)象的形成機理，建立多尺度的沉積模式，完善細粒沉積理論體系，將會是未來泥頁巖沉積物理模擬的重要發(fā)展方向。

3.2 泥頁巖沉積物理模擬技術

沉積物理模擬的目的是通過實驗室物理模擬技術再現(xiàn)沉積過程，讓研究人員更加直觀地觀察到泥頁巖的沉積和演化過程。為了模擬更加真實的自然環(huán)境，清晰地觀測到實驗現(xiàn)象，獲得更加精確的實驗數(shù)據，研究人員需要擁有一套完善的實驗方法，并借助各種高科技技術和手段，例如高分辨率成像技術、自動化控制技術、數(shù)值模擬技術、分析測試技術和實時監(jiān)測技術等。如今，隨著科學技術的快速發(fā)展，沉積物理模擬技術逐漸向自動化、智能化發(fā)展，研究精度、廣度和深度也將不斷提高。在實驗觀測方面，溫度、濕度、水深、濁度、鹽度、pH值、流速等儀器的使用為模擬實驗的開展創(chuàng)造了良好的條件；在研究的內容及深度上，逐漸由定性向定量轉變，由簡單向復雜轉變。數(shù)值模擬及仿真技術的應用為泥頁巖沉積物理模擬定量研究創(chuàng)造了條件，泥頁巖研究則要求沉積物理模擬開展更為復雜的過程研究。

3.3 在頁巖油氣和致密油氣中應用前景

近年來，頁巖油氣、致密油氣等非常規(guī)油氣勘探開發(fā)已成為全球油氣工業(yè)關注的焦點，且非常規(guī)油氣在世界能源結構中所占比例仍在持續(xù)增大。富有機質泥頁巖作為頁巖油氣、致密油氣等非常規(guī)油氣的資源基礎，決定了非常規(guī)油氣資源的開發(fā)潛力。然而，富有機質泥頁巖形成機理、沉積模式、儲集空間特征、孔隙結構演化、油氣賦存機理和微觀滲流機制等一系列問題仍存在較大爭議，尤其是非常規(guī)油氣沉積學研究面臨重大挑戰(zhàn)[7]，制約了優(yōu)質儲層的預測和甜點區(qū)（段）的落實。借助沉積物理模擬技術，開展富有機質泥頁巖沉積機理、儲層特征等研究，將成為一種重要的非常規(guī)油氣研究手段。在泥頁巖沉積機理方面，沉積物理模擬實驗將加大對沉積過程與沉積現(xiàn)象的模擬，包括細粒沉積物中有機質的聚集、保存和演化等方面。在有機質保存與演化對頁巖儲層和致密儲層儲集空間的影響、泥頁巖儲層孔隙的形成機理和保存條件，以及沉積成巖作用對孔隙發(fā)育的影響等方面，沉積物理模擬也將拓展應用，為其確定沉積主控因素。開展富有機質泥頁巖沉積物理模擬實驗，結合數(shù)值模擬技術，可研究頁巖優(yōu)質儲層的發(fā)育機制，精細刻畫優(yōu)質儲層的展布，助力頁巖油氣高效勘探開發(fā)。

3.4 多學科交叉

泥頁巖研究對于港口、航道、水庫等水利工程建設和維護及環(huán)境保護也具有極其重要的意義，甚至是氣候變化研究。利用沉積物理模擬技術還可以對泥頁巖的微觀組構進行分析，從而認識泥頁巖作為流體（油和水）運移屏障的機理。泥頁巖作為流體屏障這一特性對于泥頁巖保護含水層不受污染和劃分地下水儲集能力至關重要。水利工程建設、自然災害防治、生態(tài)環(huán)境保護和資源勘查工程之間開展跨學科合作，對泥頁巖沉積機理等相關科學問題進行攻關，是當前深化泥頁巖沉積物理模擬研究并推廣成果應用的有力保障。

4 結論

（1）雖然，已有學者對泥頁巖的沉積過程、沉積構造、沉積動力學機理等開展了大量工作，但對其沉積機理的認識還遠遠不夠。沉積物理模擬是一種研究泥頁巖的重要手段，國內外廣泛建立的各種類型沉積物理模擬實驗室為泥頁巖進一步研究奠定了基礎。

（2）泥頁巖沉積、搬運、侵蝕等沉積動力學相關研究已取得一定進展，且在泥頁巖沉積機理、砂質紋層沉積機理、透鏡狀紋層沉積機理和細粒碳酸鹽巖沉積機理等方面有了新的認識，推動了非常規(guī)油氣沉積學的發(fā)展。

（3）通過開展泥頁巖物理模擬研究，既可完善古物源、古水深、古氣候、古生產力等古沉積環(huán)境恢復指標，也可服務于全球氣候變化、地質資源開發(fā)、水利工程建設、生態(tài)環(huán)境保護和自然災害防治等研究。

致謝 感謝中國石油勘探開發(fā)研究院鄒才能院士、王紅巖、袁選俊等教授在研究工作中大力支持，感謝美國印第安納大學Juergen Schieber教授，Zalmai Yawar博士、劉貝博士和李志揚博士等在實驗中給予的幫助。