海相細粒沉積層理類型及其油氣勘探開發(fā)意義

施振生，邱振

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

細粒沉積是指粒徑小于62.5 μm 的細粒沉積物和沉積巖[1-2]。文獻中，常見的術(shù)語有泥質(zhì)板巖（argillite）、黏土（clay）、黏土巖（claystone）、泥（mud）、泥巖（mudrock，mudstone）、泥質(zhì)巖（pelite）、粉砂（silt）、粉 砂 巖（siltstone）、板巖（slate）和 瓦 克巖（wacke）等等。細粒沉積地表分布廣泛，約占沉積巖分布面積的2/3[3]，它是一種特殊的語言[4-5]，記錄了大量地球歷史信息，是恢復(fù)古構(gòu)造、古氣候及古水體性質(zhì)的關(guān)鍵。其是全球最重要的“碳匯”[6]，影響和控制著全球的碳埋藏和碳循環(huán)，進而影響全球氣候變化和海洋循環(huán)。黑色頁巖中蘊藏著大量石油、天然氣、金屬礦產(chǎn)及非金屬礦產(chǎn)，構(gòu)成這些礦產(chǎn)的源巖、儲集層或蓋層[7-8]，決定并改變著全球能源格局[9-12]。

與粗碎屑巖和碳酸鹽巖相似，細粒沉積中發(fā)育大量層理，巖石表現(xiàn)出礦物成分、結(jié)構(gòu)、顏色等縱向差異[13]。細粒沉積由于形成環(huán)境復(fù)雜，因而層理類型多樣[14-18]。層理的形成與物源性質(zhì)、搬運營力[11,19]、水體性質(zhì)及古生物活動[20]等因素有關(guān)，任一因素變化均可留下相應(yīng)記錄[21-22]，從而造成儲層各向異性，并影響細粒巖體積裂縫擴展規(guī)律及體積壓裂效果。

近年來，隨著非常規(guī)油氣資源工業(yè)化勘探開發(fā)的快速發(fā)展，非常規(guī)油氣地質(zhì)學(xué)理論體系逐步建立[23]，“非常規(guī)油氣沉積學(xué)”的概念也得以提出[24]。非常規(guī)油氣沉積學(xué)研究對象是細粒沉積（物）巖，它通過分析其物質(zhì)組分、沉積構(gòu)造等，構(gòu)建沉積巖形成過程、成因模式及事件沉積等等。層理作為細粒沉積（物）巖中的一種重要沉積構(gòu)造類型，是再現(xiàn)其形成過程和形成環(huán)境的重要依據(jù)。本文通過詳細綜述海相細粒沉積的層理組成、類型及成因，試圖揭示不同層理的形成過程及形成條件，并探討頁巖油氣勘探開發(fā)意義，以期促進非常規(guī)油氣沉積學(xué)的研究與發(fā)展。

1 細粒沉積物質(zhì)來源

1.1 生物成因

海洋環(huán)境中，生物成因沉積物主要有2 種來源，一是生活于水體中或沉積物—水界面處生物的殘骸，二是透光帶中初級生產(chǎn)力生產(chǎn)的有機碳。生物活動主要有浮游植物季節(jié)性生長、細菌作用、底棲生物活動及游泳生物活動。海洋環(huán)境中，浮游藻類的生長常呈季節(jié)性變化，甚至在某一季節(jié)勃發(fā)[21,25-26]。藻類勃發(fā)期，其它屬種生物生長由于光線、營養(yǎng)物質(zhì)等缺乏而受到嚴重抑制。藻類勃發(fā)期可以形成大量有機質(zhì)，從而形成富有機質(zhì)層。細粒物質(zhì)形成之后，底棲生物可以在此殖居，對其進行改造和破壞，其擾動強度與水體含氧量、沉積物沉積速率、沉積物有機質(zhì)含量等密切相關(guān)[27]。

1.2 生物化學(xué)成因

海洋環(huán)境中，生物化學(xué)成因物質(zhì)主要是指由底棲微生物群落通過捕獲與粘結(jié)碎屑沉積物，或經(jīng)與微生物活動相關(guān)的無機或有機誘導(dǎo)礦化作用在原地形成的沉積物和/或沉積巖[28]。其物質(zhì)成份可由碳酸鹽巖、磷塊巖、硅質(zhì)巖、鐵巖、錳巖和有機質(zhì)頁巖等組成，也可由硫化物、黏土巖和各種碎屑巖組成。其中，微生物碳酸鹽巖最為發(fā)育。

微生物是所有形體微小的單細胞或個體結(jié)構(gòu)較為簡單的多細胞、甚至無細胞結(jié)構(gòu)低等生物的總稱。自地球歷史早期，微生物便廣泛存在于沉積物表面和內(nèi)部，廣泛參與沉積物的生產(chǎn)、沉積及成巖。微生物類型多樣，包括光合原核生物（藍細菌）、真核微體藻類（如褐藻、紅藻、硅藻等）、化學(xué)自養(yǎng)或異養(yǎng)微生物（如硫細菌等），以及一些后生生物（如介形蟲及甲殼類等）[29]。細菌對細粒物質(zhì)的形成和改造也會起一定的作用，甚至可以形成深水微生物席，構(gòu)成紋層[16,30]。另外，細菌的活動能夠在沉積物表面聚集多種金屬，在沉積速率很低的情況下，可形成富金屬尤其是富鐵紋層。

1.3 碎屑成因

細粒物質(zhì)除了生物成因、生物化學(xué)成因外，還有碎屑成因。碎屑成因沉積物主要來源于土壤的物理和化學(xué)風(fēng)化產(chǎn)物，少量來源于火山灰和陸源有機質(zhì)[31]。前人研究表明，晚古生代及更年輕土壤層的風(fēng)化作用產(chǎn)物主要是黏土礦物、石英及少量長石和巖屑。硅質(zhì)碎屑組份中，黏土級顆粒（<2 μm）礦物主要為黏土礦物，其多來源于化學(xué)風(fēng)化作用，而粉砂級顆粒（2～62.5 μm）礦物主要為石英，其多來源于物理風(fēng)化作用[20]。

碎屑成因沉積物通過水系輸入海洋，在水體分層的情況下，隨入盆水流輸入的碎屑物質(zhì)可以沿著溫躍層或密躍層呈平流或?qū)娱g流的方式運移至整個深水區(qū)。在一定的水體環(huán)境條件下，這些平流物質(zhì)克服自身的內(nèi)聚力和水體摩擦力沉積下來。內(nèi)聚力和摩擦力對正常的平流懸移狀態(tài)起保護作用，免受氣候驅(qū)動力影響，直到處于某種決定性的機械沉積臨界值為止。

2 顆粒類型、搬運及沉降方式

2.1 顆粒類型

細粒物質(zhì)可以呈單顆粒（包括碳酸鹽單晶礦物）、絮凝顆粒、泥質(zhì)內(nèi)碎屑、巖屑、有機—礦物集合體（“海洋雪”）及浮游動物糞球粒等形式搬運和沉積?，F(xiàn)代泥質(zhì)沉積分析表明，粒徑小于10 μm 的顆?？梢酝ㄟ^范德華力結(jié)合成絮凝顆粒進行搬運[32]，絮凝作用受溶液濃度及紊流強度影響[1]。絮凝顆粒與粒徑大于10 μm 的單顆粒一起構(gòu)成細粒沉積的主要組份。細粒沉積含有大量泥質(zhì)內(nèi)碎屑，其由沉積物表層泥質(zhì)侵蝕而成，形狀不規(guī)則到圓狀，大小為幾十微米到幾厘米[33-34]。泥質(zhì)內(nèi)碎屑搬運受含水量影響，其含水量越低，搬運過程中越不易分解。而成壤集合體及再改造的沖積泥殼雖然含水量低（含水量一般為30%～40%），但并不適合長距離搬運[35-36]。來源于完全固化巖石碎片的泥巖巖屑在現(xiàn)代及古代細粒沉積物中也普遍存在，其能以底載荷的形式搬運幾百到幾千公里[11]。有機—礦物集合體主要由分散的無定形有機質(zhì)、黏土級顆粒和黃鐵礦組成，其也構(gòu)成細粒沉積的重要組份[37-38]。在現(xiàn)代海洋中，當其粒徑大于500 μm時稱為“海洋雪”，而粒徑小于500 μm時稱為植物腐殖質(zhì)[21,25]。這些聚合體通過浮游動物分泌的胞外多糖、顆粒間的電化學(xué)吸引和不規(guī)則顆粒之間物理嵌合結(jié)合在一起，含水量與絮凝顆粒相似。糞球粒由浮游生物的排泄物形成，有機質(zhì)含量高，構(gòu)成細粒沉積的重要組份[21,25,39]。

2.2 搬運動力

細粒沉積存在風(fēng)力搬運、重力搬運和底流搬運3大搬運營力[11,19]。風(fēng)力搬運有沙塵暴[40-42]和火山灰2種方式：沙塵暴的形成需要大面積分布的物源區(qū)和合適的信風(fēng)模式；而火山灰的形成與火山噴發(fā)有關(guān)，并可在區(qū)域上形成良好標志層[43]。重力搬運有4 種類型，即低密度流搬運、與河流三角洲相伴生的濁流搬運、波浪和水流引發(fā)的重力流搬運以及風(fēng)暴作用引發(fā)的離岸流搬運。低密度流搬運常形成于河流入海處，搬運距離一般為幾十公里[44-45]，甚至可達上百公里[46]。濁流的形成常與三角洲前緣滑塌、河流的異常洪水作用及小型干旱河流產(chǎn)生的高密度流有關(guān)[47]，地形坡度通常大于0.7°，搬運距離一般為幾公里[48]。波浪和水流引發(fā)的沉積物重力流與底層泥質(zhì)沉積物再活化有關(guān)[49]，在重力驅(qū)動下，可沿坡度為0.03°的斜坡離岸搬運[21,25,50]，并形成正粒序[51]或“三層序列”[21,25]。風(fēng)暴作用引發(fā)的離岸流形成的沉積物遠端主要或完全由泥質(zhì)組成，其形成地形坡度為0.03°～0.7°[52]。由于受風(fēng)暴浪基面的限制，以上營力搬運泥質(zhì)沉積物的距離均很有限，一般小于100 km。而對于陸緣?；蜿懕砗Ｉ锨Ч锏募毩３练e物搬運，風(fēng)力或潮汐引發(fā)的底流搬運起到關(guān)鍵作用，其搬運距離可達1 000 km。同時，多級別的海平面升降旋回也有一定的影響[11]。

2.3 起剝速度與沉降方式

細粒物質(zhì)的剝蝕主要受顆粒間粘合力及泥巖固結(jié)程度控制，粒徑和水流速度并不能起到主要控制作用。由于顆粒間粘合力作用，泥質(zhì)剝蝕所需流速比細砂還大，甚至達到礫石級顆粒的程度。研究表明，泥巖起始剝蝕速度受多種因素影響，包括固結(jié)程度[53-54]、黏土礦物類型、空隙比、剪切力以及其經(jīng)歷的地質(zhì)過程等。對于不同的黏土礦物，在給定的剝蝕速度下，伊—蒙混層起始流速最快，高嶺石最難剝蝕。泥質(zhì)的起始剝蝕速度與其沉淀時懸浮溶液濃度[55]、沉降和固結(jié)過程中形成的結(jié)構(gòu)及非均質(zhì)性分布狀況等[56]有關(guān)。另外，生物因素及有機質(zhì)也有重要影響，生物擾動強度增加，起始剝蝕速度下降；而對于無生物擾動泥巖，生物席、海草密度、硅藻種群密度及有機質(zhì)含量對泥質(zhì)沉積物具有穩(wěn)定作用[14-16]，有機質(zhì)含量增加，起始剝蝕速度增大[57-58]。

細粒物質(zhì)主要有2種沉降方式：第一種是在水體分層的靜水環(huán)境中，細粒物質(zhì)以懸浮物的形式直接從水體中連續(xù)沉降下來（圖1a）；第二種是在流動水體中，細粒物質(zhì)以顆粒集合體的形式搬運，并以水流波紋的形式聚集下來，其聚集的最大水流流速可達35 cm/s，細粒物質(zhì)層與層之間可能存在著剝蝕面[1]（圖1b）。洪水作用、濁流作用和高初級生產(chǎn)力區(qū)形成的大量細粒物質(zhì)，以羽狀流形式在水體中搬運[12]。在特定的水體環(huán)境中，由于水體pH值、Eh值、水體鹽度等水化學(xué)環(huán)境變化或者重力作用，細粒物質(zhì)可以以第一種方式沉降下來。

靜水并非細粒物質(zhì)沉降的必要條件[3-4,59]。在流速為15～30 cm/s 的水體中，陸源碎屑泥[12,60]、不同類型黏土以及碳酸鹽泥[10]等在蒸餾水、淡水以及海水中均可發(fā)生絮凝沉降，沿水槽底部遷移并形成波紋[1]。隨著時間遷移，波紋遷移可產(chǎn)生側(cè)向堆積，并形成下超、削截和上超等沉積構(gòu)造。細粒物的絮凝受流體濃度、層剪切力、沉降速度以及紊流作用強度等因素控制。隨著時間推移，絮凝顆粒逐漸增大，并達到最大平衡直徑[3]。當絮凝顆粒強度足夠抗拒層面剪切力時，顆粒便發(fā)生沉降。研究表明，在給定的水體濃度和鹽度下，不同黏土礦物關(guān)鍵沉降速率非常相似[3]。隨著水流速度和層面剪切力下降，絮凝顆粒粒徑增大。當泥質(zhì)懸浮物達到關(guān)鍵沉積速率時，懸浮沉積物濃度持續(xù)降低，越來越多的絮凝顆粒降到水底，并以底載荷方式移動。隨著流速進一步降低，底部絮凝顆粒移動越來越慢，更多沉積物沉降并以底載荷形式搬運并最終堆積并形成波紋。

3 層理組成單元

3.1 紋層

黑色細粒沉積按其成因及規(guī)模，可細分為紋層（lamina）、紋層組（laminaset）和層（bed）[61-62]。多個紋層構(gòu)成紋層組，單個或多個紋層組構(gòu)成層。

圖1 細粒沉積2 種沉降方式（a：垂直沉降；b：側(cè)向加積），實線表示層理面，虛線表示紋層面Fig.1 Two settling modes of shale deposition: (a) suspension settling; (b) advective sediment transport processes.Bedding planes are indicated by solid lines, laminae by dotted lines.The vertical scale is exaggerated relative to the horizontal scale

黑色細粒沉積主要由粒徑小于62.5 μm的顆粒組成，根據(jù)顆粒粒徑可細分為粗粉砂（62.5～31.2 μm）、細粉砂（31.2～3.9 μm）和細粒泥（小于3.9 μm）。鑒于此，本文將粒徑小于3.9 μm的顆粒統(tǒng)稱為泥質(zhì)，粒徑為3.9～62.5 μm 的顆粒統(tǒng)稱為粉砂質(zhì)。黑色細粒巖紋層按其組成顆粒粒徑，可劃分為泥紋層和粉砂紋層2種類型（表1、圖2）。泥紋層中粒徑<3.9 μm顆粒含量>50%，偏光顯微鏡下顏色較深，常稱暗紋層[63-64]。粉砂紋層中粒徑>3.9 μm顆粒含量>50%，偏光顯微鏡下顏色較淺，常稱亮紋層。

泥紋層和粉砂紋層的礦物組成常存在明顯差異。以川南五峰組—龍馬溪組黑色頁巖為例，其泥紋層主要由黏土級硅質(zhì)、黏土礦物及有機質(zhì)組成，粉砂紋層主要由細粉砂級碳酸鹽礦物和石英顆粒組成。其中，硅質(zhì)中常伴生大量硅質(zhì)海綿和放射蟲[63]，指示其為生物成因[64]。碳酸鹽礦物主要為方解石和白云石，富碳酸鹽頁巖中常見分散狀或密集狀鈣質(zhì)生物碎屑。

3.2 紋層組

紋層組（laminaset）是由紋層組界面限定的一組成因相關(guān)的紋層組合而成。通常，在單一層內(nèi)，同一紋層組的物質(zhì)組成、結(jié)構(gòu)和幾何關(guān)系均相似且相互整合。黑色細粒巖紋層組按其組成顆粒粒徑，可分為泥紋層組和粉砂紋層組2 大類。泥紋層組由多個泥紋層構(gòu)成，中間常夾薄層斷續(xù)狀或透鏡狀粉砂紋層（圖3）。粉砂紋層組由多個粉砂紋層構(gòu)成，中間常夾有薄層透鏡狀或斷續(xù)狀泥紋層。

3.3 層

層（bed）是由一組相對整合且成因相關(guān)的紋層或紋層組構(gòu)成，其頂、底界面為剝蝕面、停積面或相對整合面。黑色細粒沉積中，泥紋層和粉砂紋層可構(gòu)成遞變層和均質(zhì)層2 大類。遞變層進一步細分為正遞變層、反遞變層、砂泥正遞變層和砂泥反遞變層。均質(zhì)層進一步細分為粉砂層和泥質(zhì)層（表1）。

遞變層中，正遞變層由多個泥紋層組合而成，顆粒正粒序排列，偏光顯微鏡下底部顏色較淺、上部顏色較深（圖4a），物質(zhì)組成表現(xiàn)為由下至上細粉砂級礦物顆粒減少。正遞變層的底界面多呈連續(xù)、波狀，突變接觸。反遞變層也由多個泥紋層構(gòu)成，顆粒反粒序排列，偏光顯微鏡下底部顏色較深、上部顏色較淺（圖4b），物質(zhì)組成表現(xiàn)為由下至上細粉砂級礦物顆粒增加。反遞變層頂界面多呈連續(xù)、波狀，突變接觸。砂泥正遞變層由粉砂紋層組和泥紋層組疊置而成，下部為粉砂紋層組，上部為泥紋層組。由下至上，粉砂紋層組逐漸過渡為泥紋層組，從而構(gòu)成正粒序（圖4c）。砂泥正遞變層底部常呈突變接觸，幾何形態(tài)呈連續(xù)、波狀、平行。砂泥反遞變層由泥紋層組和粉砂紋層組疊置而成，下部發(fā)育泥紋層組，上部發(fā)育粉砂紋層組。由下至上，泥紋層組逐漸過渡為粉砂紋層組，從而構(gòu)成反粒序（圖4c）。砂泥反遞變層頂部突變接觸，幾何形態(tài)連續(xù)、波狀、平行。均質(zhì)層中，粉泥質(zhì)層主要由泥紋層組成（圖4d），整體呈均質(zhì)狀，其頂、底界均為突變接觸，界面呈現(xiàn)連續(xù)、波狀、平行。部，紋層連續(xù)性可分為連續(xù)和斷續(xù)，形態(tài)分為板狀、波狀和彎曲狀，幾何關(guān)系分為平行或非平行。砂層由多個粉砂紋層構(gòu)成（圖4d），整體呈均質(zhì)狀，其頂、底界均為突變接觸，界面呈現(xiàn)連續(xù)、波狀、平行。

表1 海相黑色細粒沉積紋層、紋層組及層類型Table 1 Lamina, laminaset, and beds of marine black shale

圖2 海相黑色細粒沉積泥紋層和粉砂紋層特征。紅色箭頭指示粉砂紋層，白色箭頭指示泥紋層。長寧雙河剖面，川南龍馬溪組Fig.2 Clayey (white arrows) and silty (red arrows) black shale laminae

圖3 海相黑色細粒巖中，多個粉砂紋層構(gòu)成正粒序粉砂紋層組，多個泥紋層構(gòu)成泥紋層組，中間夾有條帶狀粉砂紋層。紅色箭頭指示粉砂紋層組，白色指示泥紋層組。長寧雙河剖面，川南龍馬溪組Fig.3 In black shale, silty laminaset comprises series of silty laminae (red arrows) with normal grading.Muddy laminaset comprises series of clayey laminae (white arrows) intercalated with strip-like silty lamina

圖4 海相黑色細粒巖層理組成單元及其特征，川南龍馬溪組（a）正遞變層，底界面多呈連續(xù)、波狀，突變接觸。長寧雙河剖面，五峰組；（b）反遞變層，頂界面多呈連續(xù)、波狀，突變接觸。長寧雙河剖面，五峰組；（c）砂泥正遞變層和砂泥反遞變層，泥紋層組和粉砂紋層組漸變接觸。砂泥正遞變層底界面多呈連續(xù)、波狀、平行，而砂泥反遞變層頂界面多呈連續(xù)、波狀、平行。長寧雙河剖面，龍馬溪組；（d）泥質(zhì)層和粉砂層，其頂?shù)捉缇鶠橥蛔兘佑|，呈現(xiàn)連續(xù)、波狀、平行。長寧雙河剖面，龍馬溪組Fig.4 Composition units and their characteristics of the Longmaxi shale in Sichuan Basin

描述黑色細粒沉積層理，紋層、紋層組和層的連續(xù)性、形狀和幾何關(guān)系是關(guān)鍵（圖5）。在單個層內(nèi)

圖5 黑色細粒沉積組成單元的連續(xù)性、形狀和幾何形態(tài)描述術(shù)語[61]Fig.5 Descriptive terms of continuity, shape, and geometry for composition units of black shale These terms are useful for all levels of stratification[61]

4 主要層理類型及成因

4.1 塊狀層理

塊狀層理按其成因可分為生物擾動型塊狀層理和均質(zhì)型塊狀層理。生物擾動型塊狀層理主要由泥質(zhì)層組成（圖6a，c，d），生物擾動構(gòu)造發(fā)育，局部區(qū)域見有生物潛穴。生物擾動型塊狀層理層界面多為生物殖居面，局部發(fā)育侵蝕面，侵蝕面上下存在明顯的地層尖滅。均質(zhì)型塊狀層理由厚層粉砂層構(gòu)成（圖6b），細粒巖內(nèi)呈現(xiàn)均質(zhì)。層理內(nèi)部常見有大量介殼類生物碎屑，生物碎屑局部成層分布。均質(zhì)層理細粒巖層界面多為侵蝕面，存在明顯的地層尖滅。

川南五峰組—龍馬溪組黑色頁巖中，生物擾動型塊狀層理和均質(zhì)型塊狀層理發(fā)育層位、形成環(huán)境及成因機制均明顯差異。生物擾動型塊狀層理主要發(fā)育于五峰組最底部，其下發(fā)育寶塔組瘤狀灰?guī)r，而均質(zhì)型塊狀層理主要發(fā)育于五峰組頂部的觀音橋?qū)?，其頂界為龍馬溪組黑色頁巖（圖7）。生物擾動型塊狀層理形成時期，盆地水體處于低能富氧的狀態(tài)[66]，沉積物沉積速率極低，大量生物因此在此長時期殖居，從而形成強烈的生物擾動[28]。均質(zhì)型塊狀層理形成時期，由于全球氣候變涼，水體中含氧量增高，水動力增強，介殼等生物大量生長[67]。動蕩富氧的水體環(huán)境對底層沉積物強烈改造，從而形成均質(zhì)型塊狀層理。

4.2 遞變層理

遞變層理又稱粒序?qū)永?，主要由粉砂層和泥質(zhì)層互層組成（圖8），由下至上，泥質(zhì)顆粒含量逐漸增加，粉砂質(zhì)顆粒含量逐漸減少，從而構(gòu)成正遞變。遞變層理細粒巖底界面多為侵蝕面，界面之上存在明顯的沖刷—充填構(gòu)造、削截等現(xiàn)象，并發(fā)育較厚層的粉砂質(zhì)滯積層。遞變層理細粒巖內(nèi)部，泥質(zhì)層與粉砂層界面多為連續(xù)、波狀、平行。

遞變層理常形成于水深只有幾十米的潮下環(huán)境[68]，風(fēng)暴作用定期性發(fā)生，或存在于低速底流的淺水海洋環(huán)境[69-70]。底流活動強烈時期，較強的水體流動對下伏泥巖沖刷，并形成侵蝕面和滯積層。底流活動較弱時期，水流能量的脈動形成多期泥質(zhì)層和粉砂層，隨著水體能量的減弱，粉砂層含量逐漸降低。底流活動平靜期，泥級顆粒逐漸堆積，從而形成厚層的泥質(zhì)層。

4.3 韻律層理和年紋層

韻律層理由層與層間平行或近于平行的、等厚或不等厚的、兩種或兩種以上的巖性層的互層重復(fù)出現(xiàn)所組成（圖9a）。海相沉積中，韻律層理的成因很多，可以由潮汐環(huán)境中潮汐流的周期變化形成潮汐韻律層理，也可由濁流沉積形成復(fù)理石韻律層理等[71]。

圖6 黑色細粒巖塊狀層理及其特征（a）生物擾動型塊狀層理，陽101H3-8井，川南五峰組底部；（b）均質(zhì)型塊狀層理，長寧雙河剖面，川南五峰組觀音橋?qū)樱唬╟）和（d）生物擾動型塊狀層理[65]Fig.6 Massive bedding of black shale and its characteristics

圖7 川南五峰組—龍馬溪組黑色細粒巖層理類型及縱向分布Fig.7 Bedding types and vertical distribution in the Wufeng-Longmaxi shale

海相黑色細粒沉積中，年紋層最為常見。年紋層由粉砂紋層與泥紋層互層組成，外表呈現(xiàn)為淺色層與深色層的成對互層，紋層與紋層之間平行或近于平行（圖9b）。海相年紋層由氣候季節(jié)性變化形成，形成于海洋或與全球海相相連的咸水環(huán)境，底層水體缺氧是年紋層形成和保存的先決條件[72]。前人研究表明，海相年紋層常形成于以下區(qū)域：1）水體發(fā)育缺氧的中深帶；2）水體存在密度分層；3）水體存在富營養(yǎng)化；4）受限的潟胡和海灣；5）水體分層崩坍及“冬季傾瀉”。

年紋層根據(jù)其形成過程和組分特征，可分為3大類，即碎屑年紋層、生物化學(xué)成因年紋層（如硅藻年紋層等）和化學(xué)成因年紋層（如方解石年紋層、菱鐵礦年紋層、黃鐵礦年紋層、蒸發(fā)鹽年紋層等）[73]。海相年紋層的形成受控于特殊的環(huán)境和沉積條件，如足夠高的沉積速率、底層水體嚴重缺氧、沉積物供給季節(jié)性變化等。

4.4 水平層理

水平層理的特點是紋層呈直線狀互相平行，并且平行于層面。一般認為這種層理是在比較穩(wěn)定的水動力條件下，物質(zhì)從懸浮物或溶液中沉淀而成。黑色細粒沉積中，水平層理可細分為4 種類型：遞變型水平層理、條帶狀粉砂型水平層理、砂泥遞變型水平層理、砂泥互層型水平層理。

圖8 黑色細粒沉積巖遞變層理及其特征（a）美國Utah州白堊系Blackhawk組頁巖[11]，底界面之上可見沖刷—充填構(gòu)造，由下至上泥質(zhì)含量增加；（b）北美白堊系Mowry頁巖[21,25]，底界面之上可見沖刷—充填構(gòu)造，由下至上泥質(zhì)含量增加，頂部可見少量生物擾動Fig.8 Graded bedding of black shale and characteristics

圖9 韻律層理和年紋層及其特征（a）潮汐韻律層理，紫紅色泥巖與灰白色粉砂質(zhì)泥巖互層，據(jù)百度網(wǎng)照片；（b）年紋層，2塊樣品均來自于黑海2 000 m水深處[72]Fig.9 Rhythmic bedding and varve of black shale and characteristics

遞變型水平層理由多個正遞變層和（或）反遞變層構(gòu)成（圖10），層界面上下顆粒粒徑及顏色略有差異，層界面多呈連續(xù)、板狀、平行或連續(xù)、波狀、平行。露頭剖面和巖芯上，不同層的顏色常呈現(xiàn)出微弱深淺差異，層界面一般在光學(xué)顯微鏡下也能識別。遞變型水平層理細粒沉積內(nèi)部，正遞變層單層厚0.8～12 mm，平均值5 mm；反遞變層單層厚2～9.7 mm，平均值5.3 mm。川南五峰組—龍馬溪組遞變型水平層理頁巖單個層組厚度26～129 cm，平均值52 cm，層組與層組之間常發(fā)育0.3～4 cm 的斑脫巖，層組界面之下顆粒粒度較粗，界面之上顆粒粒度較細。

條帶狀粉砂型水平層理由粉砂紋層和泥紋層組合構(gòu)成（圖11），多個泥紋層構(gòu)成泥質(zhì)層。條帶狀粉砂型水平層理粉砂紋層多呈條帶狀、彌散狀或斷續(xù)狀，局部可見透鏡狀，泥質(zhì)層/粉砂紋層厚度比>3。泥質(zhì)層與粉砂紋層頂?shù)拙释蛔兘佑|，界面多為斷續(xù)、板狀、平行，偶見連續(xù)、板狀、平行。川南龍馬溪組黑色細粒巖中，粉砂紋層單層厚度0.05～0.75 mm，平均0.26 mm，泥質(zhì)層厚度0.1～6.6 mm，平均1.1 mm。條帶狀粉砂型水平層理單個層組厚度33～83 cm，層組界面之下顆粒粒徑粗，界面之上粒徑細。露頭和巖芯上，條帶狀粉砂型水平層理可見淺色層與深色層相間排列，淺色層呈條帶狀分布。

砂泥遞變型水平層理由砂泥正遞變層和/或砂泥反遞變層構(gòu)成，中間夾有少量泥紋層（圖12）。層界面多呈連續(xù)、板狀、平行或連續(xù)、波狀、平行，其底界面突變接觸，頂界面漸變接觸。川南龍馬溪組黑色細粒沉積中，砂泥正遞變層單層厚1～2.85 mm，平均值1.87 mm；泥紋層厚0.45～0.75 mm，平均值0.56 mm。砂泥反遞變層厚1.8～2.1 mm，平均值1.95 mm。砂泥遞變型水平層理細粒巖單個層組厚24～53 cm，平均值42 cm，層組界面之下顆粒粒徑粗，界面之上粒徑細。露頭和巖芯上，砂泥遞變型水平層理肉眼可見淺色層與深色層相間排列，間夾條帶狀方解石淺色層。

圖10 黑色細粒沉積遞變型水平層理及其特征，長寧雙河剖面，川南五峰組Fig.10 Parallel bedding (grading type) of black shale and characteristics

圖11 黑色細粒沉積中條帶狀粉砂型水平層理及其特征，川南龍馬溪組，長寧雙河剖面Fig.11 Parallel bedding (siltstone-bearing type) of black shale and characteristics

圖12 黑色細粒沉積中砂泥遞變型水平層理及其特征（a）川南龍馬溪組，長寧雙河剖面；（b）英國中侏羅統(tǒng)Toarcian組頁巖[25]Fig.12 Parallel bedding (siltstone-to-claystone graded type) of black shale and characteristics

砂泥互層型水平層理細分為兩種類型（圖13）：第一種為粉砂紋層與泥質(zhì)層互層，第二種為粉砂層與泥質(zhì)層互層。第一種砂泥互層型水平層理中，粉砂紋層多呈長條帶狀，單層厚0.05～2.4 mm，平均值0.35 mm；泥質(zhì)層厚0.1～1.7 mm，平均值0.58 mm。粉砂紋層與泥質(zhì)層突變接觸，多為連續(xù)、板狀、平行，少數(shù)為斷續(xù)、板狀、平行。第二種砂泥互層型水平層理中，粉砂層厚0.35～4.5 mm，平均值1.57 mm，泥質(zhì)層厚0.6～3.1 mm，平均值1.35 mm。層頂?shù)捉缑婢鶠橥蛔兘佑|，多呈連續(xù)、板狀、平行，斷續(xù)、板狀、平行，斷續(xù)、波狀、平行三種。川南龍馬溪組露頭和巖芯上，砂泥互層型水平層理細粒巖單個層組厚22～97 cm，平均值34.7 cm，層組界面之下顆粒粒徑粗，界面之上粒徑細，肉眼可見淺色層與深色層相間排列，淺色層厚度明顯增大。

圖13 黑色細粒沉積砂泥互層型水平層理及其特征（a）川南龍馬溪組，威201井；（b）川南龍馬溪組，長寧雙河剖面Fig.13 Parallel bedding (siltstone and claystone interlaminated type) and characteristics

川南五峰組—龍馬溪組不同類型水平層理縱向分布明顯差異（圖7）。遞變型水平層理主要分布于五峰組中上部，層位相當于筆石帶D.complexus和P.pacificus。條帶狀粉砂型水平層理多數(shù)發(fā)育于龍馬溪組底部，層位相當于筆石帶P.persculptus，頁巖中常發(fā)育大量順層縫和非順層縫，相互交織構(gòu)成網(wǎng)狀。砂泥遞變型水平層理發(fā)育于龍馬溪組下部，層位相當于筆石帶A.ascensus，頁巖中順層縫密度相對較大，非順層縫密度相對較低。砂泥互層型水平層理發(fā)育于龍馬溪組中部及上部，層位相對于筆石帶P.acuminatus-S.sedgwickii，頁巖裂縫密度進一步減少，只發(fā)育少量順層縫。

川南五峰組—龍馬溪組砂泥互層型水平層理特征縱向存在差異性。在龍馬溪組中部及上部，由下至上，砂泥互層型水平層理中粉砂紋層單層厚度逐漸增大，粉砂紋層/泥紋層比值逐漸增大。筆石帶P.acuminatus-S.sedgwickii下部，砂泥互層型水平層理主要表現(xiàn)為砂泥薄互層，粉砂紋層/泥紋層比值為1/3～1/2。筆石帶P.acuminatus-S.sedgwickii中部，砂泥互層型水平層理主要表現(xiàn)為砂泥等厚互層，粉砂紋層/泥紋層比值為1/2～1。筆石帶P.acuminatus-S.sedgwickii上部，砂泥互層型水平層理主要表現(xiàn)為厚砂薄泥型，粉砂紋層/泥紋層比值為>1。

水平層理主要形成于靜水、缺氧的水體環(huán)境中，但不同類型水平層理形成的環(huán)境封閉性及物源條件可能存在差異。遞變型水平層理主要形成于閉塞的潟湖環(huán)境，水體封閉性強，陸源碎屑供給嚴重不足，氣候季節(jié)性變化形成正粒序?qū)踊蚍戳Ｐ驅(qū)?。條帶狀粉砂型水平層理、砂泥遞變型水平層理和砂泥互層型水平層理均形成于相對開闊的海洋環(huán)境，水體以平流為主。陸源碎屑供給不足時期，多形成條帶狀粉砂型水平層理；陸源碎屑供給相對豐富時期，多形成砂泥遞變型水平層理；陸源碎屑供給非常豐富時期，多形成砂泥互層型水平層理。隨著陸源碎屑供給量的增加，砂/泥比值和砂質(zhì)層單層厚度增加。

4.5 交錯層理

黑色細粒沉積中，交錯層理廣泛發(fā)育。交錯層理主要由粉砂紋層組和泥紋層組互層組成（圖14），粉砂紋層組與泥紋層組相互交切，從而構(gòu)成交錯層理。與粗碎屑沉積相比，細粒沉積中紋層組與層界面的交角較小。

黑色細粒交錯層理的形成常與底流活動有關(guān)[70]。前人研究表明[1]，細粒物質(zhì)在流動水體中常呈絮狀集合體形式搬運，絮凝作用隨著水體鹽度和粘性有機質(zhì)結(jié)殼能力的增加而增加。在一定的水流速度和水體地球化學(xué)條件下，絮狀集合體逐漸堆積，從而形成交錯層理。在流速為15～30 cm/s 的水體中，陸源碎屑泥[12,60]、不同類型黏土以及碳酸鹽泥[10]等在蒸餾水、淡水以及海水中均可發(fā)生絮凝沉降。

5 頁巖油氣勘探開發(fā)意義

5.1 儲層品質(zhì)

黑色頁巖中，泥紋層和粉砂紋層的物質(zhì)組成、孔隙類型及結(jié)構(gòu)、面孔率、孔徑分布、微裂縫類型及密度等均存在明顯差異[64]。泥紋層和粉砂紋層差異性組合，構(gòu)成不同類型層理，從而造成其孔隙組成、孔隙度、滲透率等明顯差異。

層理類型影響頁巖TOC 含量、孔隙組成和孔隙度。前期研究表明，泥紋層的粒度相對較小，細粒物質(zhì)對有機質(zhì)吸附能力相對較強，從而TOC 含量相對較高。同時，頁巖由于以有機孔為主，泥紋層中有機孔也自然相對發(fā)育。相對而言，粉砂紋層中TOC 含量及有機孔含量均相對較低。因此，對于細粒沉積不同類型層理，泥紋層含量越高，其TOC 含量、有機孔含量及孔隙度就越高。以川南五峰組—龍馬溪組頁巖為例，條帶狀粉砂型水平層理頁巖由于泥紋層含量高，故其TOC 含量和孔隙度最大（表2），分別為9.5%和8.1%，而生物擾動型塊狀層理頁巖最小，分別為0.4%和1.3%。交錯層理頁巖和遞變層理頁巖的TOC含量和孔隙度也較低。涪陵地區(qū)五峰組—龍馬溪組頁巖測試結(jié)果也表明，砂泥互層型水平層理頁巖中，隨著粉砂紋層砂量增加，頁巖有機質(zhì)含量和有機質(zhì)孔隙含量降低，無機孔含量增加[74]。

層理類型造成頁巖滲透性各向異性。黑色頁巖中，由于黏土礦物片層狀結(jié)構(gòu)的存在，礦物顆粒和孔隙常順層排列。前人研究同時發(fā)現(xiàn)[75-76]，微裂縫也多平行于層理方向，從而造成黑色頁巖水平滲透率常高于垂直滲透率。以川南長寧雙河剖面五峰組—龍馬溪組頁巖為例，其條帶狀粉砂型水平層理頁巖和砂泥遞變型水平層理頁巖水平滲透率遠大于垂直滲透率，遞變型水平層理頁巖和均質(zhì)型塊狀層理頁巖基本相近（表2）。其中，條帶狀粉砂型水平層理頁巖和砂泥遞變型水平層理頁巖水平與垂直滲透率比值分別為281.35 和17.39，砂泥互層型和遞變型水平層理頁巖水平與垂直滲透率比值分別為3.81和1.62，而均質(zhì)狀紋理頁巖水平與垂直滲透率接近。涪陵地區(qū)龍馬溪組頁巖水平層理廣泛發(fā)育，其水平滲透率普遍高于0.01×10-3μm2（平均值為1.33×10-3μm2），遠遠高于相同深度的垂直滲透率（普遍低于0.001×10-3μm2，平均值為0.003 2×10-3μm2），二者相差超過3個數(shù)量級[77]。含氣頁巖垂向上滲透率低，有利于頁巖氣的保存，而水平滲透率較高則有利于水平滲流能力的提高[78]。

圖14 黑色細粒沉積中的交錯層理，粉砂紋層組與層界面相交切（a）下部粉砂紋層與層界面交切，構(gòu)成截切構(gòu)造。川南龍馬溪組，巫溪2井；（b）下部粉砂紋層與層界面交切，構(gòu)成截切構(gòu)造。川南龍馬溪組，巫溪2井；（c）北美白堊系Mowry頁巖[22]；（d）北美上泥盆統(tǒng)Sonyea組[15]Fig.14 Cross-bedded black shale and characteristics

表2 不同類型層理頁巖TOC含量、孔隙度和滲透率Table 2 TOC content, porosity and permeability of various types of bedding

5.2 頁巖可壓裂性

頁巖的可壓裂性與其脆性礦物密切相關(guān)，但紋層發(fā)育程度、紋層厚度、厚度差異性、紋層連續(xù)性、形態(tài)和幾何關(guān)系等因素也對巖石力學(xué)性質(zhì)以及裂縫擴展的內(nèi)在因素產(chǎn)生重要影響。平直、連續(xù)和清晰的紋層界面，壓裂過程中易造成應(yīng)力集中，從而形成單一縫網(wǎng)。非平直、斷續(xù)、不清晰的紋層界面，壓裂過程應(yīng)力不易集中，有利于形成復(fù)雜縫網(wǎng)體系[63]。同時，紋層界面的角度也影響頁巖的巖石力學(xué)性質(zhì)，在巖樣單軸受壓直到破壞過程中，隨著頁巖層理傾角的增大，其單軸抗壓強度線性增大。

熊周海等[79]實驗研究表明，細粒沉積巖的可壓裂性與紋層厚度及連續(xù)性呈負相關(guān)，但與紋層厚度方差、顆粒垂向分布方差呈正相關(guān)。紋層發(fā)育且連續(xù)性強的頁巖塑性較強，壓裂縫以沿紋層界面或塑性紋層（黏土紋層或有機質(zhì)紋層）擴展為主，裂縫易再次閉合，從而導(dǎo)致巖石的可壓裂性降低。紋層厚度差異性較大、顆粒垂向分布均勻度較高的頁巖脆性較高，在壓裂過程中易形成復(fù)雜有效的網(wǎng)狀縫，從而提高巖石的可壓裂性。此外，頁巖礦物組分、顆粒結(jié)構(gòu)以及成巖作用對可壓裂性也具有重要影響。

許丹等[80]和王永輝等[81]研究表明，層狀頁巖儲層水力裂縫垂向擴展是否穿透層理面與主應(yīng)力分布有關(guān)。當水平主應(yīng)力差較小時，試樣的主破裂面為平行于層理走向的面，一級裂縫穿過層理面，在層面處發(fā)生較大偏轉(zhuǎn)，并沿著層面擴展，然后發(fā)生較大偏轉(zhuǎn)并穿過層理面。當水平主應(yīng)力差較大時，試樣的主破裂面為垂直于層理走向的面，一級裂縫穿過紋層，發(fā)生較大偏轉(zhuǎn)，然后再穿過紋層。衡帥等[82]研究表明，層理面開裂和斷裂路徑偏移是引起斷裂韌性各向異性的主要原因。頁巖層理的弱膠結(jié)作用使其斷裂韌性較小，阻止裂紋失穩(wěn)擴展的能力較弱，而在垂直層理方向，斷裂韌性較大，阻止裂紋擴展能力較強，當水力裂縫垂直層理擴展時，在弱層理面處會發(fā)生分叉、轉(zhuǎn)向，且在繼續(xù)延伸的過程中會進一步溝通天然裂縫或弱層理面而形成復(fù)雜裂縫網(wǎng)絡(luò)，達到體積壓裂。孫可明等[83]研究表明，水力壓裂過程中，垂直最小地應(yīng)力穩(wěn)定擴展的主裂縫遇層理面時，層理面與主裂縫初始擴展方向夾角越小，主裂縫越易沿著層理面方向擴展；層理面與主裂縫初始擴展方向夾角越大，主裂縫遇層理面時越易貫穿層理面沿原方向擴展；層理方位、地應(yīng)力及基質(zhì)抗拉強度不變，層理的抗拉強度遠弱于基質(zhì)抗拉強度時，主裂縫與層理面相遇后越易沿著層理面方向擴展，層理抗拉強度與基質(zhì)抗拉強度越相近，主裂縫遇層理時越易貫穿層理沿原方向擴展；層理方位和強度不變，地應(yīng)力及應(yīng)力差越大，主裂縫遇層理后越易貫穿層理面沿原方向擴展。

6 結(jié)語

近年來由于頁巖氣工業(yè)的迅速發(fā)展，人們對細粒沉積有了更深入的認識。前人研究表明，細粒沉積物存在強非均質(zhì)性，發(fā)育大量宏觀和微觀沉積構(gòu)造。然而，細粒沉積由于形成環(huán)境多樣、形成機制復(fù)雜，目前對其沉積構(gòu)造類型及特征、紋層類型及特征、紋層形成條件和形成機制等方面的研究仍處于探索階段?，F(xiàn)階段，可以針對不同層系、不同形成背景，選擇典型露頭剖面，通過大量薄片系統(tǒng)觀察分析，開展精細沉積構(gòu)造及紋層描述，建立“鐵柱子”。在此基礎(chǔ)上，通過廣泛的現(xiàn)代地質(zhì)考察，結(jié)合水槽、沉積試管、沉積水箱等實驗及計算機數(shù)值模擬方法，明確各沉積構(gòu)造及紋層的成因機理。