泥岩多样性：含油气系统中源岩层,盖层

泥岩多样性：含油气系统中源岩层，盖层

和储层特性的成因和推测

Andrew C.Aplin and Joe H.S.Macquaker

摘要

在含油气系统中，泥岩是最丰富的沉积岩，并在多方面扮演着源岩，盖层和页岩气储层。泥岩许多重要的物理化学特征受矿物学和沉积颗粒大小，以及成岩作用变化（压实作用前和压实作用后）的强烈影响；这些一般是可预测的。泥岩不同的组成,反映了碎屑物质到沉积盆地的输入和水动力分离作用，盆地中的主要生产作用，以及沉积物中的成岩作用过程（包括沉淀和溶解作

用）。利用高倍放大镜观察现在和古代沉积物均表明,泥岩在构造和矿物学上均呈现非均质性；这种多变性并不总是显而易见的。尽管一些泥质的确是通过低能浮动羽状物的悬浮沉淀而沉积下来，但是构造分析表明，泥质通常是由波浪，重力驱动过程以及被风暴、潮流不同程度驱动的单向流的联合作用而扩散的。这样的扩散机制意味着泥质层序通常被组合成泥岩层，这可以通过层序地层学被解释出来。早期生物扰动的均质泥质，鉴于早期化学成岩作用能够导致高度胶结区域的形成，特别是在地层表面。较深埋藏的成岩作用的实质，包括压实，矿物溶解，重结晶，矿物重新定位和岩化作用，以及油气生成，是受泥质沉积和早期成岩作用特点控制。

尽管均质泥岩的岩石物理学特征是众所周知的，但是石油排出，保存，石油运移，封闭能力，声波各向异性以及鉴别页岩气储层甜点的非均质性的定量问题基本上是未知的。进一步的工作应当设法理清这一点。

前言

泥质主要是由粒径小于62.5μm的颗粒组成的，经埋藏成岩作用驱动下的物理和化学变化作用而变成泥岩。他们的组成成分来源于风化作用、积水盆地主要产物，和成岩作用，主要包括硅质碎屑和碳酸盐矿物的沉淀物，带有少量硫化物和有机碳的蚀变产物。它们包括一系列的岩石类型，其矿物学特征从纯碳酸盐（举例来说，白垩岩）和硅质软泥（举例来说，硅藻土）变化到主要由粘土矿物，石英和长石组成的硅质碎屑泥。“页岩”一词， 尽管一般被用于细粒沉积物的一个总称，但是也应该谨慎使用，因为它意味着易裂性，这种易裂性是由控制大部分硅质碎屑泥岩矿物成分的层状硅酸盐的优先定向排列作用引起的。可裂性在岩石被风化以后特别明显，当岩石刚暴露地表时，可裂性并不总是明显的。

泥岩通常构成大约盆地充填沉积的70%，因此包含地球历史最完整的记录，正如所记录的--至少对于侏罗纪之后的世界—源于国际海洋钻井项目（IODP）大量的结果。他们在石油勘探上是至关重要的，并越来越显现在生产上。富有机质泥岩作为生油岩，并且当它们的流动性能被人工诱导的水力压裂加强时，也可作为天然气储层。由于他们的低渗透性和高毛细管排替压力，泥岩在常规储层中扮演着盖层和作为流动隔层和遮挡物。他们的低渗透性对于沉积盆地中流体的保存和由此形成的超压的出现是很关键的。然而，由从源岩层

到圈闭的数百或数千米富泥质层段运移的大量石油，可明显表明，在地质年代上，泥质允许大量流体进行传播。从结构角度上来看，可塑性的泥质作为柔软平面，沿着这个平面沉积体发生滑动，并且在极端情况下，高度超压的泥质实际上被流体化，并且透过上覆的沉积物形成泥火山。最终，泥岩中出现的许多或者大多数钻井问题，通常与孔隙压力以及钻井液和岩石之间的化学不相容性有关。

定量和预测上述的过程是基于对泥岩物理和化学特性的理解，这是颗粒和矿物的初始混合的先决条件，然后由于那些物理和化学变化而发生显著改变，把沉积泥质转变为泥岩，并且最后变为变质板岩（泥质岩）。事实上，这些特性在涉及许多数量级的时间和空间尺度上发生变化（图1,2）。然而，泥岩能够在手标本和野外范围上表现的十分相似，那里风化作用加上应力释放，导致许多泥岩碎裂成小型的板状碎片，这造成了页岩的表面特征。

图1 在多尺度下观察泥岩变化性.(A)上侏罗世，Kimmeridge粘土层，暴露在海崖大约30米(-100英尺)高，位于1公里(0.6英里)远的英格兰多塞特Kimmeridge海湾东部。这一层序中的泥岩包含层组的叠加序列，这些层组的成分变化致使他们变得具有抗风化性。这种成分的变化，导致在海蚀崖处形成高达3米(10英尺)厚抗侵蚀的“河岸”。注意出现的胶结暗礁，the Rope Lake Head Stone Band,刚好在箭头下面。(B)从A中箭头指示的层位收集到的硅质碎屑泥岩的反散射电子图像。这个样本是一个非常薄的层状的富硅质碎屑泥岩，其内部被组织成不连续的薄夹层的粪球粒和富粘土矿物的纹层。单个球粒(箭头FP)主要是由颗石藻(箭头)组成，并被保存在一个富粘土矿物的基质中。基质中也包含分散的有机碳，藻体(AB)，少量的黄铁矿和粉砂大小的石英颗粒(Q)。

野外观察的困难和泥岩表面的均质性，致使许多地质学家通过结合地球化学和古生物学代替指标，来探讨泥岩多样性的基本控制因素（比如,Garrels和Mackenzie的评述和书籍,1971；Potter等人,1980,2005;Chamley,1989;Arthur和Sageman,1994;Wignall,1994;Schieber等人,1998;Aplin等人,1999;Harris,2005）。这些数据引起许多研究者坚持认为，细粒沉积岩主要沉积在低能环境下，那里沉积的悬浮羽状物是沉积过程中主要的沉积运载和扩散机制。那里细粒沉积物含有丰富的有机碳，并表现出保存下来的纹层（界面间距<10 mm），这个模式通常被改进，以包含在它们沉积过程中存在相对持久的地层水缺氧过程的假设。最近，部分基于对现代沉积物和综合大洋钻探计划（IODP）岩心的观察，

部分由于对多个代替指标更加深刻的理解，逐渐领会到，泥岩展现的一系列的沉积构造表明沉积在一系列水动力环境中。尽管对现代沉积物所做的那些工作是充分熟悉这些想法的，但是这些概念已经慢慢渗透了地质学的思想。现在，寻求解决泥岩结构和矿物学的主控因素的模型变得更加细微精细。

图2 岩心尺度下的泥岩多变性。纵向比例尺 10mm。岩性非均质性转变为非均质的和或多或少非均质的物理特性。(A)薄层的，细粒沉积物的一个叠加序列的岩芯照片。单层都有明显的基底(例子箭头)，一般是分级的，并且是由基底的波状纹层细粒砂和向顶部的部分穴斑的富粉砂和粘土纹层组成。(B)暴露的晚侏罗世沉积物中的薄层均质泥岩的叠加序列的详细照片，在此图像底部S的单元展示出明显的基底(箭头)，一般是被分级的。在图像范围中，相比于那些顶部均质的纹层,底部的纹层含有丰富的粉砂。突出的穴斑B横切沉积构造。展示在图像顶部的单元已经被均质化。(C)一个均质泥岩的岩芯照片。注意呈现出来的不连续的残余纹层，已经被生物钻孔所破坏。在这一尺度上，这些结构主要是通过岩石颜色的细微变化而确定的。(D)被一个接近垂直的中到细粒的砂岩岩脉(箭头)侵入的薄的残余层状沉积物的叠加序列的岩芯照片。单层普遍被潜穴斑点化，具明显的基底，同时具有正粒序和反粒序。地层包含由非常细粒的泥质砂岩和穴斑化的泥岩组成的夹层的纹层组。

高分辨率光学和电子光学研究展示了从微米到厘米尺度的沉积学的复杂性(比如,Potter等人,1980;O’Brien和Slatt,1990;Macquaker和Gawthorpe,1993；Schieber，1999；Rohl和Schmid-Rohl，2005)(图3)。这些技术，结合更多传统的代替方法，开始改变这些岩石中岩相非均质性被解释的方式。逐渐地，泥岩能够直接被整合入完整的沉积体系研究中去，因为除了单个岩石单元的物理特

征和成分数据(图3B)外，这些成像技术还可提供结构和构造信息(图3A)。由于具有极大的挑战性，需要做好充分准备，然后才能理解我们在薄片范围上所观察到的结构和物理特性是如何变化的，并能够和我们所感兴趣的勘探和开发背景下的岩石体积相联系起来，以及我们通常通过低分辨率工具比如井下测井和地震数据所观察到的想联系起来。

关于泥岩沉积学和地球化学(比如,Potter等人,1980;Wignall, 1994; Schieber等人,1998;Harris,2005;Potter等人,2005;Nittrouer人,2007)，粘土沉积学和矿物(如,Chamley,1989;Weaver,1989;Velde,1995)以及某种程度上关于泥岩物理特性（如,Aplin等人,1999）的一些书籍。 这种评论刊物先前的一个版本也被作为AAPG在页岩方面的一个介绍而被出版(Aplin和Macquaker,2010)。我们这里的两个目标是:(1)为石油地球科学家提供共同导致泥岩形成的产生，运移和沉积过程，那些泥岩在一系列的空间尺度下是非均质的,(2)通过回顾沉积期后的过程可知，最初混合的矿物和颗粒转换为具有物理特性(阻抗，非均质性，渗透性，毛管压力等)的泥岩和页岩，他们也受最初的矿物成分和结构的强烈影响。尽管这些是明显的，但值得重申的是，我们的观念和模型，不仅仅对于石油的勘探和生产，而且通常也对于沉积地球科学，并必须在合适的空间和时间尺度上,牢牢扎根于对纯岩石的观察上。

图3 微米到10毫米尺度上的泥岩非均质性。(A)英格兰北约克郡Hawsker底部晚侏罗世的克利夫兰铁矿石层中收集的薄层的和部分生物扰动的夹砂和粉砂的富粘土泥岩。样品主要是由均质的泥岩组成，并带有一些粉砂和细粒砂。另外，它包含显著的沟模(常成组

出现，见沉积岩石学书本)铸型并覆盖在侵蚀面之上(虚线)。这些沟模被一系列薄的，通常分级

排列的和由夹层的粘土和粉砂组成的弯曲纹层所充填。穴居，尤其是Phycosiphonisp(箭头)，部分破坏了原始的沉积构造。(B)从北约克郡斯泰兹晚侏罗世的克利夫兰铁矿石层收集的夹粉砂的富粘土泥岩。这个样本包括粉砂大小的石英(Q)，长石和保存在一个粘土大小基质中的碎屑云母(箭头)颗粒。一些碎屑骨架颗粒已经溶解，最终的颗粒溶蚀空隙(GDP)被高岭石所充填。此外，许多碎屑云母颗粒也被蚀变为高岭石(箭头AM)。

组成泥岩的成分来源

泥质主要是由粘土矿物（比如，伊利石，伊蒙混层，高岭石，绿泥石），石英，长石，碳酸盐（比如，方解石，白云石，菱铁矿），硫化物（主要是黄铁矿），无定形物，和有机质（Garrels和Mackenzie，1971；Blatt等人，

1980；Ronov，1983；Weaver，1989；Potter等人，2005）的多样化的混合组成的。依据粉砂/粘土比，表明在化学和矿物学上的非均质性，也可依据不同物源区，来自水体中的生物生产和成岩作用反应的物质比例(Macquaker and Adams,2003)。另外，关于沉积物传播机制，一系列非常小型的沉积构造（高度通常<10毫米）可能提供细微直接的信息,（比如，图3A；4A，B）和来源（比如，Gorsline,1984;Macquaker和Gawthorpe,1993;Macquaker和Howell,1999; Schieber,1999;Macquaker和Bohacs,2007;Macquaker等人,2010a）。化学、矿物学和物理多变性并不是无规律的，而是在时间和空间上系统地转变为沉积物来源，运移，生物再改造和沉积后的成岩作用过程的一个函数(比如,Macquaker和Taylor,1996;Bohacs,1998;Macquaker等人,1998)。

图4 泥岩中缺乏波纹纹层。一些波纹细微的终止端用箭头表示出来。（A）保存在夹粉砂的富粘土泥岩中的薄层不连续的波状纹层。这个样本采集于晚侏罗世暴露在英格兰约克郡穆尔格拉维港的Mulgrave页岩层（煤玉岩）。（B）夹粉砂的富粘土泥岩中的薄层不连续的波状纹层。这个样本采集于上石炭世暴露在犹他州Vernal附近的Mowry页岩。

碎屑（外来的）成分

泥岩的碎屑成分主要是土壤中物理和化学风化作用的产物(Garrels and Mackenzie,1971;Hillier,1995;Potter等人,2005)，并且在较小程度上来源于火山灰(Potter等人,1980)和陆源有机产物（比如，Tyson,1995）。在晚古生代和早期的土壤中两个主要的风化产物是粘土矿物和石英，带有少量的长石和岩屑成分。粘土矿物一般形成硅质碎屑沉积物中最细粒（<2-μm）部分,并来源于土壤剖面中相对不稳定的火山矿物（比如，长石、橄榄石、辉石）的化学风化产物（比如，Hillier,1995）.与此相反，主要由石英(特别是在古生代后的泥岩序列中带有少量长石和岩屑成分）组成的碎屑粉砂部分(2–62.5μm)，是最抗化学风化的部分，可能是高地流，冰川环境和风成环境(Wright,2001;Potter等人,2005)物理退变重结晶的产物，或者是来自硅化的藻类包囊(Schieber,1996)。

因为风化作用在细粒沉积物的碎屑组分产物中扮演着一个十分重要的角色，所以从地面转移到海洋盆地的岩石碎屑组合中，存在强烈气候诱发的纬度变化特征。目前，可见于土壤剖面(Chamley,1989;Milliman和Syvitski,1992;Hillier,1995),河流悬浮物(Milliman和Meade,1983;Emeis,1985;Konta,1985)和海洋表层沉积物中(比如,Biscaye,1965;Windom,1976;Thiry,2000)。实质

上，在潮湿的热带气候中，较强烈的化学风化作用导致了阳离子的淋滤作用和更强的抗风化作用的矿物的富集，如石英，氧化铁，高岭石和三水铝矿（水溜石）。古老的泥岩中，系统的矿物学变化也被解释为反应气候条件和风化作用类型中的时间变化(比如,Chamley,1989;Gingele等人,1998;Weedon,2003;Thiry,2000)。气候和径流量的变化也影响木质材料的类型和数量，这些木质材料主要来自于生长在集水地区的植物(Tyson,1995;Tyson和Follows,2000)，并伴随着矿物碎屑被搬运到盆地中。

生产来源（自生的）成分

生产来源成分是那些形成于上覆水体中的成分。这些包括生活在水体和接近沉积水体界面的生物有机体的矿化测试，也包括来自于透光区中的初始产物的有机碳(比如,Macquaker等人,1998;Rohl和Schmid-Rohl,2005)。在一些环境中，特别是在碎屑输入减少的地方，大量的原地碳酸盐泥可能从盆地边缘泻湖中的“碳酸盐工厂”被供给给盆地的较深水处(比如,Matthews,1966;Macintyre和Aronson,2006)。这些矿化组分除了来自于藻类和微生物生产力的有机碳以外，通常是由碳酸钙(文石或者方解石)，磷酸盐，蛋白石质氧化硅和有机质组成，他们包括颗石藻，放射虫类，浮游有孔虫类，硅藻类，钙质藻类(比如,Penicillus物种,Hallimeda物种)和海绵的检测和矿化骨架产物。来自于大型生物体诸如无脊椎软体动物，节肢动物，腕足动物，棘皮动物，珊瑚和脊椎动物的物质，可能也会在一些单元中呈现或甚至占主导地位。后一种物质被保存为完整的贝壳，贝壳碎片，或者细粒粉碎的杂乱物。这依赖于单一颗粒在其形成之后和被埋藏之前所遭受的物理和生物再改造作用的程度(Marsaglia和Klein,1983;Kidwell等人,1986;Kidwell和Holland,1991;Macquaker,1994;Macquaker和Howell,1999)。

生产来源成分的供应控制着环境中的碎屑成分，这种环境中岩石碎屑相对于初始生产量是减少的；也就是说,碎屑稀释作用的影响被最小化。在古海洋学中,这些情况出现在三种环境：（1）被主要碎屑沉积物输入所忽视（绕道）的位置(Macquaker,1994;Bohacs,1998) ,（2）位于碎屑沉积物输送路径的末端的位置（凝缩层；Loutit等人,1988）,（3）初始生产被供给给透光区的其他限制营养素（氮、磷、铁）所增强的区域的下部，是最明显但在洋流上升区域不是独一无二的(比如,Isaacs,1981;Parrish和Curtis,1982;Isaacs和Rullkotter,2001;Hebbeln等人,2002;Cortese等人,2004)。至少这些情况中的一些发生在许多主要的北美古生代和中生代含气油页岩沉积过程中，其岩石物理和地质力学特性受他们多变但但十分重要的生物硅和/或细粒碳酸盐浓度的深刻影响(比如,Schieber,1996;Schr?der-Adams等人,1996;Loucks和Ruppel,2007;Passey等人,2010)。

沉积物运移和沉积作用

运移

大部分碎屑沉积物像河流中的悬浮粒子一样被搬运到海洋中，仅仅带有少量的来自于火山活动和风成作用过程的沉积物质(Gorsline,1984)。河流羽状水流的密度取决于悬浮粒子的浓度，但是如果浓度不超过25kg/m-3，此密度小于海水的密度，可比得上中国黄河的密度。因此大部分羽状水流是低密度的，并且大部分微粒在浮力羽状流中进入海洋。河流输入的地方和内陆中的暴风雨是相一致的，然而，在大陆架上，悬浮沉积物的浓度可能接近25kg/m-3，并且波

浪增强的淤泥的沉积物重力流可能会接着发生，即使在区域倾斜非常低的地方(比如, Traykovski等人,2000,2007;Bentley和Nittrouer,2003;Friedrichs和Wright,2004)。地质学家也曾经争论或推测(比如, Varban和Plint,2008;Bhattacharya和MacEachern,2009;Ichaso和Dalrymple,2009)，在古老的以泥质为主的层序中这些过程是大量沉积物扩散的原因，并且他们在沉积物中呈现出典型的显微组构(比如,Macquaker等人,2010a)。一旦被运移到海洋，一些沉积物可能会通过暴风雨和潮汐被扩散，形成一些细微的乏波纹构造（图3）(比如,Macquaker和Bohacs,2007;Schieber等人,2007;Schieber和Southard,2009)和远端风暴岩（比如,Abbott,2000）。尽管大部分风成地转流由于科里奥利力的影响，可追踪一个广阔的与海岸平行的方向，但是他们也可能有一些小的近海的传播轨迹(比如,Varban和Plint,2008)。这些传播过程的最终结果是产生一个大陆架中部的泥质沉积带，其把大陆架上的河流点源沉积物转变为线状来源的沉积物(Wells和Coleman,1981;Rine和Ginsburg,1985;Lee等人,2001)。此外，当原地斜坡的波浪活动十分发育时，这些线状来源的沉积物可能通过加强型的沉积物重力流为补给近海的沉积物运移提供沉积储层。

沉积作用发生在能量不足的一个液体环境中以保持颗粒呈悬浮状态。因为粒子的沉降速率是和粒子直径的平方成比例的，所以在海洋环境中由于沉降速率的结果，有人可能会期望粗粒粉砂和粘土间有一个非常明显的分离，沉降速率由于数量级而存在差异。然而，从河流到海洋中浓度的增加降低了矿物的扩散双层的厚度，导致了粒子凝聚或者胶结作用(Kranck,1973;1975;Eisma和Li,1993;Stumm和Morgan,1995)。凝聚作用对粘土粒级的微粒是尤为重要的，因为他们的沉降速度不足以允许单个颗粒沉积，除了在最安静的水体环境中，并尤其体现在河口环境中，那里淤泥可能聚集在平缓的水体中(比如,McIlroy,2004;Ichaso和Dalrymple,2009)。

生物过程也引起水体中细粒沉积物结合成复合粒子。这些粒子被称为“有机矿物集合体”或“海雪”,并且在高初始生产力区域中是特别常见的(Lampitt,1985;Alldredge和Silver,1988)。海雪通过水体中随机粒子碰撞的结合，滤食性摄食有机体摄取沉积物与有机碎屑以及排泄粪球粒和假球粒的活动而形成(比如,Shanks,2002)。颗粒包层，导致粒子粘附和抵抗分散的胞外多糖类的存在有助于海雪的形成(McCave,1984;Alldredge和Silver,1988)。聚合物，不论是通过物理化学或者生物作用形成，都会在泥岩中表现出来（比如,图5）--尤其是差的生物扰动泥岩—正如粪球粒或“有机矿物混合颗粒”(比如,Wignall,1994;Macquaker和Keller,2005;Macquaker等人,2010b)。

图5 从英格兰北约克郡穆尔格拉维港收集的晚侏罗世煤玉岩的光学和电子光学显微照片。(A)一个波状纹层和压成片的以粘土为主的泥岩的薄片显微照片(样品PM047)。样本主要由粘土、无定型有机质，少量黄铁矿和由石英组成的粉砂粒级的颗粒组成。一些纹层包含压平的球粒状的团块。这些团块是由粘土粒级的物质，细粒的碳酸盐和无定型的有机质的混合物组成。(B)穿过与图5A有密切关系的一个单元的水平层段。这个样品包含丰富的团块，其主要是由带有少量粘土和不透光的含高等植物成分的无定型有机碳组成。这些团块被保存在一个主要由粘土矿物、无定型有机质和黄铁矿微球粒组成的细粒的基质中。(C)一个含波状不连续纹层的薄层泥岩的反散射电子图像(PM04/07)。基质主要是由带有大量球丛状黄铁矿(高反散射系数)实质上掺杂有无定型有机质的粘土矿物(低反散射系数)组成。也呈现出来由脱节的钙质微型浮游生物碎屑组成的明显的粪球（箭头）。

当粒级绘制成大量按对数增长时，可看出风化岩石的粒度分布是分选极差的并且是相当均匀的。细粒沉积物搬运到海水过程中，追踪其演化的模型，把悬浮物视为单一颗粒和絮状物的一个混合物(也就是，由未分级物质组成的团块，比如，Kranck和Milligan,1985;Kranck等人,1996a;Curran等人,2002)，每一个模型有一套水动力特性。泥的粒度分布因此反应了絮状物和单一颗粒到沉积水体交界面的各自流动量，这反过来又取决于每种成分的浓度和环境能量。在低能量环境中，相比较于絮状物破坏速率，絮状物形成速率是增强的，轻微动荡环境中悬浮沉积物浓度是高的(Kranck,1981;McCave,1984;Kranck和Milligan,1980;Hill等人,2001;Curran等人,2004)。相比于单一颗粒，絮状物到沉积物表面的流动因此与水体的能量和沉积物浓度相关。

被解释的现代泥质的粒度分析用于表明，大部分小于10微米的微粒是以絮状物沉积下来，然而更大的微粒主要作为单个颗粒沉积下来(Kranck和Milligan,1991;Kranck等人,1996a,b;Curran等人,2002,2004)。泥质沉积物因此能够被认为是从两种成分中被建造出来的：一种是由聚合物组成的，其主要包含粒径小于10微米的层状硅酸盐颗粒，另一个是较粗粒的，主要包含石英、云母和

长石(有时被称为是“可分类的粉砂”;McCave等人,1995)，其可能被组织成波纹(比如，图3)。这种分析也表明，由于粘土粒级的微粒主要是作为絮状物沉积下来的,所以它是被简单化的，并把他们在地质记录中的出现归作为低能量沉积环境的一种独特的指示(比如,Macquaker等人,2007;Schieber等人,2007)。

从石油的角度来看，粗粒粉砂和富粘土絮状物的分离是重要的，因为泥岩一些重要的物理特性受颗粒大小的强烈影响，包括可压缩性(Skempton,1944,1970;Burland,1990;Aplin等人,1995;Yang和Aplin,2004)、渗透性(Dewhurst等人,1998,1999a,b;Yang和Aplin,2007)和孔隙大小分布(Yang和Aplin,1998)。特别重要的是泥岩支撑骨架之间的差异，其沉积物主要支撑系统包含粗粒等轴的石英颗粒和杂基支撑的泥岩，以及层状硅酸盐提供了支撑(Griffiths和Joshi,1989;Nagaraj等人,1990;Moore,2005)。

一旦沉积，自身负荷的固结作用加上普遍存在的覆盖在大部分颗粒表面的微生物胞外多糖(胞外聚合物物质)所提供的粘结性能(比如,Sutherland,2001; Pacton等人,2007;Gorin等人,2009)，使得它相对抗侵蚀(Miller等人,1977; McCave等人,1995)。然而，在大陆架上，至少在风暴或者河流洪泛事件期间，波浪和潮流能量通常是足够用来传播未固结的泥质，特别是在压实作用之前的较浅水中(比如,较低的临滨和向海的转变)。在这些情况下，风暴浪再作用和风暴体系潮流的影响，可能在高侵蚀阶段引起侵蚀冲刷，形成风选的贝壳滞留沉积和内碎屑，然后，在他们的基底沉积具有贝壳滞留沉积和内碎屑的向上变细的沉积单元和填充冲刷构造，比如像沟槽铸型（如，图3）和微型冲刷和微槽(比如,Myrow,1992;Schieber,1994;Macquaker和Taylor,1996;Macquaker等人,2010a;Schieber等人,2010)。

大陆架

在过去的20年里，在理解泥岩沿着和穿过现代大陆架被搬运的方式上取得了重大进展(比如,Nittrouer等人,1995;Kineke等人,1996;Myrow和Southard,1996;Sternberg等人,1996;Nittrouer,1999;Bentley和Nittrouer,2003;Ogston等人,2004;Wright和Friedrichs,2006)。在边界层，大部分的搬运以高粘度泥质出现。在更多不常见的情况下，例如在通过大洪水事件形成高浑浊悬浮体的地方，搬运作用受来自河流的高密度浊流的影响(Alexander等人,1991;Mulder和Syvitski,1995;Kineke等人,1996;Ogston等人,2000;Warrick和Milliman,2003)。更普遍的是，由于波浪活动，地表(几厘米)沉积物受重力或者复合重力和波浪驱动而被活化(Cacchione等人,1995;Kineke等人,1996;Sternberg等人,1996;Puig等人,2003)，形成沿着(受地球自转流驱动[比如,Duke,1990]，沿岸漂流或潮流冲刷)或者按一定倾斜角度穿过大陆架的淤泥流(Ogston等人,2000)。间歇性的波浪能量传递到沉积物是重要的，因为大陆架坡度(＜0.5度)相对自悬浮作用和经典浊积岩的有效生成是太小了(比如,MyrowandSouthard,1996;Wright等人,2001)。因此，横穿大陆架的沉积物搬运，在河水泛滥和风暴活动同时发生时是特别有效的(Ogston等人,2000)。目前，Macquaker等人(2010a)认为，这些复合流在细粒沉积物中产生一个典型的三重结构。在全新世泥岩为主的大陆架上，这些过程产生大型活跃的迁移泥质斜坡沉积，并且在大陆架中部地区形成宽阔的泥质沉积带(Wells和Coleman,1981;Rine和Ginsburg,1985)。一些工作者(比如,Asquith,1970;Bohacs,1998;Abbott,2000;Varban和Plint,2008;Bhattacharya和MacEachern,2009;Spencer等人,2010)认为相似的沉积物也出现在古老的陆缘海环境中。

利用物理模型，研究者也证明泥质通常在沉积水体界面凝聚以形成横向迁移的波纹(Schieber等人,2007)。这些波纹能够形成于富粘土物质中，并且可能与小的内碎屑的存在有关联(比如,Schieber等人,2010)。在压实之前，发现于较粗粒沉积物中的富泥质波纹展示出典型的形态，并且容易识别。然而，在压实作用和脱水作用之后，他们可能展示出非常平缓的形态，并且容易和平行纹层相混淆。在这些情况下，未进行仔细的再加工(例如，延伸照片上的y轴)或者沿平行于纹层方向进行薄片的制作，他们的几何体是很难确定的。

在高纬度地区，浮冰搬运过程也促进横穿大陆架的沉积物运移。在这些背景下，沉积物在冰期和海冰期围绕着盆地扩散(Domack,1988;Dowdeswell和Dowdeswell,1989;Cowan和Powell,1990;Reimnitz等人,1993;Ashley和Smith,2000;Jaeger和Nittrouer,2006)。一旦冰融化，然后会通过悬浮沉积而被运移到沉积物中，正如来自冰川的分选较差的碎屑，或者如一般是原生地，从海冰期就开始分层的薄层单元(Macquaker和Keller,2005)。

在全新世大陆架上，搬运过程，沉积物沉降，物理再改造和生物再改造作用相结合，可生成各种各样的富泥质沉积相(Reineck和Singh,1980;Nittrouer和Sternberg,1981;Segall和Kuehl,1994;Jaeger和Nittrouer,1995,2006;Lesueur等人,2002;Bentley等人,2006;Wheatcroft等人,2007)。在那里，边界层的能量水平是足够再悬浮沉积物，并把粉砂从粘土，纹层状的，毫米-厘米尺度的床砂形态中分离出来。生物扰动作用混合了顶部几厘米的沉积物，首先生成一个均匀的混合层，然后逐渐发展堆叠，如生物体水平觅食策略结合垂直穴居踪迹以混合沉积物(比如,Bromley,1996)。由于巨生物体用氧气作为一种呼吸氧化剂，所以他们能够钻入沉积物的深度受氧气扩散速率的限制。这意味着生物扰动作用的范围随着沉积速率减少而增大,或者特别是在沉积事件再次发生的频率比沉积物聚集速率较慢的地方(Bentley等人,2006)。因此，大陆架上富泥质岩相的特征受沉积物供给的绝对速率,同样也受沉积物聚集位置的强烈影响(比如,Bentley等人,2006;Jaeger和Nittrouer,2006)。今天，现代大陆架的大部分地区对沉积物来说，存在足够的时间以广泛地被生物扰动,因此原始保存的初始沉积结构是一个相对罕见的现象。岩石记录中，这表现为各种各样的生物扰动强度,表明氧气的可用性和钻孔生物的呼吸途径(比如,Savrda等人,1984)。也可能形成泥岩的生物扰动索引图(比如,图6) ,类似于那些形成于较粗粒岩相中的，虽然代表性的结构几乎是一个更低的数量级(图6与Droser和Bottjer对比,1986)，其代表不同的沉积物堆积速率，泥对砂的比例和氧化剂的可用性。

图6 生物扰动指示(BI)结构(A=BI1;C=BI2;E=BI3;G=BI4;和I=BI5) Droser和Bottjer(1986)修改。自然发生的具有等效BI的一个泥岩单元实例被展示在紧邻模仿结构旁(B=BI1;D=BI2;F=BI3;H = BI4;和J=BI5)。所有这些泥岩是取自于晚侏罗世暴露在英格兰北约克郡Staithes的克利夫兰Ironstone层.见Macquaker和Taylor(1996)确定的准确的样品位置。(A,B)Staithes 21;(C,D)Staithes 19;(E,F)Staithes 28;(G,H) Staithes 14;(I,J)上条纹层。出现的动物遗迹群包括Phycosiphonisp.(藻管迹)和Rhizocorallium isp.(根珊瑚迹)。感谢国际沉积地质学会(SEPM)允许我们复制这个大幅修改过的图片。

深水区

从河流提供到海洋的大部分细粒沉积物并没有保留在大陆架上,而是最终通常大量沉降在斜坡和盆地环境中(比如,Piper,1978;Lindsay等人,1984;Piper

和Stow,1991;Stow,1994;Bouma和Stone,2000;Stow和Mayall,2000;Mulder和Alexander,2001;Bhattacharya和MacEachern,2009)。大部分的沉降是由坡度大于0.5度的不稳定的斜坡上的一系列块体坡移过程引起的。然而，由于明显的工业原因，浊积岩在过去的30年曾获得最大的关注，最近所获得的高分辨率三维(3-D)地震数据显示，许多斜坡系统包含相当一部分的块体搬运沉积(MTD)(Canals等人,2004;Garziglia等人,2008)。

半远洋覆盖层,其单个单元的主要部分是由从悬浮沉降输送到沉积水体界面的产能派生的物质组成的,不断地沉降,并沉降在缺乏块体搬运沉积或者浊流沉积的下坡重力驱动沉积的地方,例如,当沉积物输送到三角洲时显著减少。通过国际海洋钻井项目，半远洋层段已在许多边缘被钻到，结果导致了此地层第一千米内沉积物的矿物学，地球化学和物理特性数据的大量编辑物。这些结果表明，半远洋(近海)沉积通常是以矿物混合物为主，其包括粘土矿物，碳酸盐，和生物硅，偶尔含有薄层粗粒物质，暗示是来自浊流沉积的“污染物”。经温盐环流而发生半远洋物再沉积的地方是广泛的，是等深流沉积的结果；在地质记录中很难识别，等深流沉积通常是泥质的，可能包含大量生物物质，并且一般遭受强烈的生物扰动(Faugères和Stow,1993)。考虑到他们巨大的横向延伸性和一般细粒的特征，半远洋沉积能够形成含油气系统中极好的区域性盖层。

与浊流沉积相比，单一颗粒(或絮状物)通常会被再次悬浮，并经受新的一套水动力过程，块体搬运沉积是以内部结构和构造的变形和破坏为特征。块体搬运沉积内部岩性组合因此受初始沉积环境的控制，但是由于变形和旋转，岩性的排列和倾斜角受到明显的改变。三维地震数据展示了块体搬运沉积的发生和大范围的几何形态(Frey-Martinez等人,2006)，但是不能预测不同范围所见到的米和分米尺度的沉积相，例如，Tripsanas等人(2008)从加拿大近海区和墨西哥海湾取得的岩芯。因此，单个块体搬运沉积作为石油盖层或运移通道的作用是难以提前预测，并且需要更深刻的了解到，是什么控制了原始沉积物中的岩性分布。

浊流沉积模式现在已有60年之久，并伴随着形成了大量的著作。相对较小范围的文章集中在较细粒浊流沉积，并延伸到较大规模观察内部几何形态(Stow和Shanmugam,1980;Bouma和Stone,2000;和其中引用)，厘米到米尺度上详细的粒级观察(比如,McCave和Jones,1988;Jones等人,1992),并且物理模型习惯于解释细粒浊积岩的粒度分布和内部结构(比如,Stow和Bowen,1980;Curran等人,2004)。Piper(1978),Piper和Stow(1991),Stow(1994),和Mulder和Alexander(2001)对重要过程提供了重要的综述和概括，并深刻了解细粒浊流沉积物的特性和多样性。然而，尽管考虑到著作的数量，显然很少注意到富泥质浊积岩的封盖质量或者作为运移路径。一个重要的需求，是为了理解通常发现于富泥质浊积岩、漫滩沉积物和堤岸沉积的相对渗透性的、低毛管压力和富粉砂质单元的出现和三维连通性。岩心观察表明，地层厚度通常是厘米尺度的，因此见不到通常被石油工业所使用的地球物理工具。

泥岩为主的层序中的短暂的岩相变化

大部分泥岩层序中，短间隔的纵向样品的详细分析，展示他们在其主要矿物成分、粒径、构造、化石成分、微量元素地球化学和有机地球化学成分方面的巨大差异性(比如,Macquaker和Gawthorpe,1993;Schieber,1999)。这种差异性通常被认为是输入到沉积盆地中不同的碎屑，盆地中初级生产，沉积水体界面的化学条件，和底水层以及沉积物聚集速率的函数。大部分研究者的解释是

基本环境控制了这种变化，依据与营养物质供应和底水贫氧或缺氧，最终气候变化的发展相联系的初级生产的系统变化(比如,Weedon,2003;Huc等人,2005;Van Buchem等人,2005;Dean,2007;Weedon等人,1999)。层序地层学方法论现在更普遍地被用于解释短暂的变化，因为通过对粒径变化和古生物环境变化代替指标的仔细观察表明，体系域和层面能够容易被识别(比如,Bohacs,1990;Passey等人,1990;Creaney和Passey,1993;Macquaker和Taylor,1996;Bohacs,1998;Macquaker等人,2007;Passey等人,2010)。对从井约束的地层框架中对应的相似时间层序所收集到的泥岩进行仔细的空间分析，确认使用层序地层学方法论(比如,Bohacs,1998;Macquaker等人,1998;Schieber,1999),它可以因此被用于预测其时间和空间分布，例如富泥质层序中更富集有机质部分。

沉积后作用

泥岩以土壤派生的矿物和非晶质物质，加上有机质和主要来自于上覆水体的生物骨骼碎屑的一种热力学不稳定混合物沉积下来。经过物理和化学成岩作用过程(Garrels,1986;Weaver,1989) ,他们被转化成变质的泥质岩，其成岩作用途径主要是以最初的矿物组合作为先决条件的。

早期成岩作用

早期成岩作用(就是说，在最初几米埋藏深度内)是以氧化还原作用过程为主导的，这些过程中有机质被氧化，主要通过微生物把氧气、铁氧化物和硫酸盐作为终端电子受体(比如,Froelich等人,1979;Berner,1985;Lovley和Phillips,1988;Canfield等人,1993;Thamdrup和Canfield,1996)。有机质进一步的降解是通过微生物联合推动的，包括甲烷微生物(Claypool和Kaplan,1974;Martens和Berner,1974;Kvenvolden,1999)。碳酸盐、硫化物、还原铁作为这些反应重要的副产物而生成，并能够被纳入早期成岩作用矿物产物，比如方解石、铁方解石(图7A)、白云石、菱铁矿和黄铁矿(Irwin等人,1977;Berner,1984;Raiswell和Berner,1985;Curtis等人,1986,Canfield和Raiswell,1991a,b)，并且在较小程度上粘土矿物比如高岭石(图7B)和特别是富铁的粘土矿物比如磁绿泥石和海绿石(Odin,1988)。这些矿物的形态从主要填充沉积空隙的微米级晶体，在这种情况下形成的成岩矿物达到整体沉积物的90%(图6A)变化到分布不均匀的，并且占不到岩石体积50%的渗透性较差的胶结物。在曝光条件下，早期胶结的泥岩通常以形成连续地层(图1、2)或不连续的结合层的层面平行单元出现。

大量早期成岩矿物的形成不仅需要提供现成的生物还原剂(主要是有机质)和氧化剂,而且也需要时间,以便扩散和对流能够在重大埋藏之前搬运一定量的溶剂到反应场所(Berner,1968,1980;Raiswell,1988;Aplin和Macquaker,1993;Raiswell和Fisher,2000)。这两个生化约束条件意味着,与非常缓慢的沉积间隔或沉积中断相联系所沉积的泥岩通常富集矿化的成岩作用产物。这样的约束条件通常出现在靠近地层界面处和凝缩层沉积期间(比如,Macquaker和Taylor,1996;Macquaker等人,1998,2007)。高度胶结的单元通常也与富有机质泥岩相联系，这符合相对较低的沉积速率的重要要求和不稳定有机质的大量供应。

图7 反散射电子显微图片展示出现在Kimmeridge粘土层(早侏罗世)泥岩中的早期成岩反应产物，保存在沿海暴露的多塞特郡(英格兰)。(A)从Rope湖奠基石区域收集到的富方解石和/或胶结物泥岩(见图1A中刚好在箭头下方的胶结单元)。这一单元包含一个普遍的微晶方解石(C)胶结物，和残余的碎屑粘土、有机质(OM，低反散射系数)、黄铁矿(高反散射系数)和颗石藻碎片(箭头)，他们都存在于残余晶间基质中。(B)有孔虫类贝壳(箭头)，被由碎屑粘土、非常小的石英颗粒、球丛状黄铁矿和有机碳组成的基质所包围。有孔虫贝壳的遮盖孔隙是由成岩高岭石(K)所充填。样品收集于Rope湖Head Stone夹层之下0.3米(1英尺)处(见图1A、7A)。

细粒沉积物通常遭受生物钻孔，即使当富有机质时；潜穴大小通常比在较粗粒沉积环境小得多(直径小于1毫米)(见图6;由Droser和Bottjer,1986修改)。集群现象是受基底条件、可用的还原剂(有机质)和氧化剂(推动微生物新陈代谢)、有机体处理废弃物的需要所控制。有机质在这方面的可用性依赖于其成分，并且，典型的富氢有机质海藻生物体，比典型的陆生生物的具有更多芳香和富氧有机质具有更大的生物相容性。所有的巨型生物呼吸用氧作为最终电子受体，并通过挖掘过程中的被动扩散作用或活跃的通风系统，从上覆水体中供给孔隙水。个别有机体通常占据依赖于局部溶解氧浓度，硫化氢，还原剂生物利用度、粒径和含水量的沉积物的不同等级，在每个层中形成具有特殊遗迹属的特征层。通常，遗迹属多样性，钻穴强度(Droser和Bottjer,1986;Savrda等人,1984的生物扰动指数)和钻穴大小随埋藏深度的增加而减少，孔隙水中氧逐渐被耗尽，资源(生物利用还原剂和氧化剂)更加难以获得。

生物钻孔在沉积物输送过程中是非常缓慢或间歇性的，生物体有足够的时间移居到沉积物沉积环境中，这是十分常见的。基于210Pb测年法，Jaeger和Nittrouer(2006)认为，沉积在来自于阿拉斯加海湾的小于2厘米/年的大陆架沉积物中，生物扰动作用不是很普遍的(也就是说，沉积特征被保留下来)。经适当的校准，不同层中保存的遗迹属为沉积物输送事件和剥蚀的相对时间的确定提供了大量的信息。

从物理角度来看，生物扰动和搅拌混合的作用是为了毁坏成层性，因此减少了非均质性(Yang和Aplin,1998)。考虑到最初包含富粉砂和富粘土单元夹层的体系，生物扰动作用可能将通过几个数量级，以减少横向与纵向渗透性的比例。关于纵向两相流，因此封闭能力，适度的生物扰动作用可能在纵向叠置的富粉砂单元之间提供一个低的毛细管排替压力连接，从而减少可能的地层柱高度(图6)。完整的均质性将导致那些初始单元之间的性能是中性的，而不是他们的平均水平。

有机质的保存

鉴于它对源岩层的重要性，在研究控制细粒沉积物中沉积有机碳保存方面已经消耗巨大的努力。海相泥岩平均含有0.8%的总有机碳，相比之下，典型源岩含有多于2%(与多达20-30%)的总有机碳(比如,Tyson,1995)。数十年的研究已经表明，埋藏于地质记录中的有机碳数量取决于透光带的初始生产力，和到达沉积物表面的生产比例(其反过来是水体深度和有机物质被打包成球粒的程度的函数)、该有机质被埋藏在早成岩作用范围内的效率，此范围中溶解的氧化剂像硫化物和氧气，可以从上覆海水中提供(Canfield,1989b;Pedersen和Calvert,1990;Tyson,2001;Bohacs等人,2005)。沉积物中有机碳的浓度是有机质被埋藏的速率比上矿物质埋藏速率的函数，其有效地稀释了有机物质。高含量的有机碳之所以最常见与海洋区域相联系，因为那里(1)初始有机碳生产力高，(2)水体浅或者中等，(3)通过适度高的沉积速率，间歇性的沉积或者受限的生物搅动，沉积物中氧化剂的加入量减少(比如,Bohacs,1998)，有机质高效率的保存通常也与沉积物中微量金属(如钼,钒和铀)浓度的升高相关联(比如,Arthur和Sageman,1994;Dean,2007)。这是由于孔隙水中这些元素的移动性，是受它们氧化还原状态控制的，因为它们能够通过其新陈代谢活动集中在有机体的身体中。

早期的研究者(比如,Demaison和Moore,1980)提出，加强有机质保存的最有效的方式之一是减少有机质在氧气中的暴露时间。缺氧(也就是无氧)底水因此被认为对源岩层是很重要的。这个想法被沉积学家和地球化学家普遍接受，在某种程度上，因为当许多富有机质泥岩在手标本上进行研究时，未被破坏的初始纹层似乎被保存下来，所以这意味着，移居到沉积物的生物中可排除大型底栖生物的存在。然而，由于硫酸盐还原细菌对表层沉积物中有机质再次矿化也是有效的(比如,Canfield,1989b;Rickard和Luther,2007)，随后的研究者(比如,Pedersen 和Calvert,1990)认为，高有机质供应效率还需要富有机质沉积物的形成，这意味着需要很高的初级生产力，需通过高营养物质的供应，例如，在大洋上升流中的透光带中。

详细的岩相学研究表明,许多富有机质沉积物被一种微米至亚微米尺度内的小型海底生物所扰动,否定持续和长期的底水缺氧，作为强化有机质保存先决条件的必要性(比如,Macquaker和Gawthorpe,1993;Macquaker等人,2007;Schieber,1999)。尽管长期的底水缺氧不是富有机碳沉积物形成的先决条件，那不是说一些不形成于大部分缺氧条件下。例如，Loucks和Ruppel(2007)对巴奈特页岩的薄片研究表明，尽管有证据表明沉积物的搬运，但对生物扰动作用仅有有限的证据，他们把上述结果归咎于远端浊流沉积和/或通过等深流的沉积物改造作用。尽管缺氧-次氧底水的详细的争论将持续进行，重要观察的是，在巨生物体移居沉积物表面的冲洗作用下，低氧水和/或间歇性地缺氧底水，对减少额外的溶解氧化剂(如氧气和硫酸盐)到孔隙水中是很有用的。此外，最优沉积速率现在被认为是对有机质浓度的一种重要的控制，平衡有机质稀释和有机部分的氧化矿化速率(Tyson,2001;Bohacs等人,2005)。最后，研究者通过全新世沉积物数据认为，微生物对氧化接近沉积水体界面的沉积物中不稳定有机质是如此有效，以至于它的保存是非常不可能的，除非其它因素致使它具有更少的生物利用性，例如，通过矿物表面的吸附作用(如,Hedges和Keil,1995;Kennedy等人,2002)或化学变换，例如，硫的添加(磺化作用或硫化作用[如,Sinninghe Da

mste等人,1988;Mossmann等人,1991;Kenig等人,2004;Van Dongen等人,2006;Pacton等人,2006])。

埋藏成岩作用

泥质以80%到90%的孔隙度沉积下来，包含土壤来源的矿物和无定形物质、生物蛋白石和碳酸盐矿物，以及有机质的一系列多样的和不稳定的组合。在埋藏到6千米(3.7英里)和200摄氏度之后，孔隙度降低到小于5%，矿物组合以石英、伊利石和绿泥石为主的硅质碎屑泥岩为主。富含水的泥质到岩化页岩的转化是受物理(机械的)和化学作用过程推动的，因此是压力和温度的双重函数。

在大部分硅质碎屑泥中，机械压实是温度在约70摄氏度之下时的主要作用过程(比如,Hedberg,1926,1936)。鉴于早期集中在对孔隙度和深度之间关系的研究(如,Athy,1930),压实作用是受有效压应力增长的驱动(Terzhagi,1943;Skempton,1970;Burland,1990)。压实效率(也就是压缩率)受粒径的强烈影响(Skempton,1944;Burland,1990;Aplin等人,1995)；细粒泥质具有较高的沉积孔隙度，但是更易压缩。相似地，实验研究表明矿物成分影响压缩性，较细粒的蒙脱石远远小于较粗粒的高岭石的压缩性(Chilingar和Knight,1960;Mondol等人,2007)。例如，Mondol等人(2007)表明在50MPa(7252磅/平方英寸)的有效压应力(相当于静水孔隙压力下约5km[3.1英里]埋藏深度)下，用实验方法压实纯高岭石的孔隙度到10%，但是纯蒙脱石是35%。虽然通过对纯粘土矿物的机械压实，实现了实验数据集限制到最小孔隙度，但是，自然泥质是粘土和等轴的石英颗粒的混合物，能够形成更加紧密的封闭结构。

在构造松弛状态下，有效压应力是总垂向应力(上覆岩层压力)和孔隙压力之间的差值。因此，通过建立孔隙度和有效压应力之间的定量关系(Burland,1990;Yang和Aplin,2004),可能从孔隙度数据或者从孔隙度代替指标像密度或声速，估计页岩中的孔隙压力。虽然这是以井下测井和地震数据预测孔隙压力为核心，但是精确的预测需要限制页岩岩性，通过测量或者通过电缆测井估计(Yang等人,2004)。

因为压实涉及孔隙度降低，以及孔隙流体的排出，因此压实率是受渗透性控制的。超压形成于通过沉积作用压应力增加的速率超过其通过流体流动消散的速率时(比如,Smith,1971;Mann和Mackenzie,1990;Audet,1996;Osborne和Swarbrick,1997;Nordgard Bolas等人,2004)。泥岩渗透率变化有十个数量级，单一孔隙度值时，处于三个数量级变化范围内(Neuzil,1994;Dewhurst等人,1999b)。对性质好的泥岩(Dewhurst等人,1998,1999a;Yang和Aplin,2007)和压实的粘土矿物(Mesri和Olson,1971;Mondol等人,2008)进行渗透性测量表明，在给定的孔隙度上，大部分渗透性变化范围能够通过粒径和矿物成分变化进行解释。这导致了受限制于岩性的孔隙度-渗透率关系的发展(Yang和Aplin,2010) ,其能够被用于盆地规模的流体流动模型。

渗透性与孔隙大小密切相关，所以泥岩孔隙大小的分布，以及由此引起的毛细管封闭能力也受粒径和矿物成分的强烈控制。实质上，对于给定的孔隙度，较细粒富粘土泥岩比富粉砂泥岩具有更小的孔隙大小(Borst,1982;Schl?mer和Krooss,1997;Dewhurst等人,1998,1999a;Yang和Aplin,1998;Moore,2005)。然而在沉积水体界面几百米内的富粘土泥质变得具有非常好的毛细管封闭能力，但是在更大的机械和可能的化学压实之后，富粉砂泥质仅仅具有经济上可行的毛细管封闭能力。此外，因为泥岩在很多尺度上是非均质的，一个重要

的，关键是未解决的问题是，以预测适当的泥岩体积的有效的流动特性，例如，那种许多立方千米的典型封闭层。特别地，从一个风险角度来看待一个关键问题，因此是理解并预测封闭单元中最高渗透性和最低毛细管压力单元的三维连通性。

在70摄氏度以上，粘土矿物成分的变化成为泥岩物理变化方面越来越重要的推动力。在约70到100摄氏度之间，蒙脱石，或者伊蒙混层(I-S)被转变为伊利石或者更多的伊利石伊蒙混层(I-S) (Hower等人,1976)。伊利石化通常被认为是一种受动力学控制的反应，在反应中，蒙脱石层经过伊蒙混层被转化成伊利石(Eberl和Hower,1976;Freed和Peacor,1989;Velde和Vasseur,1992;Essene和Peacor,1995;Elliott和Matisoff,1996;也可见Nadeau等人,1984)。这一反应需要一个钾的来源(Hower等人,1976;Berger,1999)，其最常见是来自于钾长石的分解。简单化地，整个反应可能被写成

蒙脱石 + 钾长石 = 伊利石 + 石英 + 绿泥石 + 水 （1）

伊利石化过程进行到钾的供应被耗尽时，通常是钾长石被耗尽时。如果温度在130摄氏度以上时仍然可以获得钾，高岭石也将转化成伊利石(Bjorlykke,1998)。

因为伊利石-蒙脱石通常是泥岩体积中的一种重要成分，它到伊利石的转化对其物理特性有非常大的影响。因为粘土矿物是以絮状物沉降下来，所以我们预计，沉积结构本质上将是各向同性的(Kranck,1973;Bennett等人,1991)。用高分辨率X射线纹理测角术对泥岩中粘土矿物定向的定量研究表明，即使在有效压应力超过20MPa(2901磅/平方英寸)和孔隙度从80%下降到20%的地方，机械压实实质上没有加强粘土矿物的定向(Ho等人,1999;Aplin等人,2006;Day-Stirrat等人,2008)。相反地，在伊利石化过程中，由于蒙皂石层溶解，新生成伊利石层，导致伊利石取向有一个明显的增加，并垂直于最大有效应力(Ho等人,1999;Day-Stirrat等人,2008)。最终，在更高的温度和压力下，形成高度各向异性的板岩。

因为蒙脱石是一种比伊利石含更多硅质的矿物，伊利石化生成额外的二氧化硅(Towe,1962; Hower等人,1976;Boles和Franks,1979),这些额外的二氧化硅被认为是保留在泥岩中，在粘土基质中以微晶石英沉降下来(Peltonen等人,2009)。Peltonen等人(2009)也表明，在他们研究的北海样品中，伊利石化和伴随的石英的沉降，伴随着声速和密度，以及岩石硬度的增加。显然地，伊利石化对页岩的弹性和机械特性的影响，促进了岩石硬度和小范围各向异性上的显著变化(如,Marion等人,1992;Hornby等人,1994;Draege等人,2006)，并伴随以下问题，无论在密封冒险(Watts,1987;Ingram和Urai,1999)还是在页岩气生产背景下(Gale等人,2007)，关于解释地震数据，预测天然或水力诱导裂缝的分布和特性有显著地影响。

虽然机械作用过程主导硅质碎屑体系中的低温成岩作用，但化学作用过程在生物泥质中发挥着更大的作用。生物硅—晚第三纪高纬度和赤道地区半远洋泥质的一种常见组分，在上升流地区—在埋藏成岩作用期间，从蛋白石A转变为蛋白石CT，然后转变成石英。富含蛋白石A的沉积物在最初埋藏期间维持着特别高的孔隙度，因为硅酸壳形成了一个坚硬的和连通的基质，它能够抵抗压实;Volpi等人(2003)表明，富蛋白石沉积物能够在500米(1640英尺)的埋藏深度维持75%的孔隙度。蛋白石A到蛋白石CT的转化为一种溶解-脱水-再沉降的

反应，是发生在生物硅质软泥中，在仅有数十米厚的反应区中，孔隙度可能从75%降低到小于45%(Isaacs,1981;Keller和Isaacs,1985;Nobes等人,1992)。反应动力学就是这样的，这种转化在非常年轻的沉积物中发生在40到55摄氏度，在50百万年之久的沉积物中发生于10到20摄氏度(Williams和Crerar,1985;Tada,1991)。反应速度与孔隙度和密度的巨大变化，能够导致面积超过10000平方千米(3860平方英里)的区域发生强烈的地震反射(Davies和Cartwright,2002)。孔隙度的迅速丧失和二氧化硅的脱水可能导致有限深度中流体压力的增高，结果可能导致松软沉积物变形、碎屑侵入(Davies等人,2006)和滑坡(Davies和Clark,2006)。而且，生物硅和碳酸盐的重结晶作用能够使页岩变脆，对因自然过程(如高孔隙压力，构造应力;Ingram和Urai,1999;Curtis,2002;Gale等人,2007)或者由于水力压裂(如,页岩气的开采;Fisher等人,2005;Gale等人,2007;Page和Miskimins,2009)而形成的断裂的流体传输特性有重大影响。

碳酸盐软泥，主要包含颗石藻，也受化学压实作用的强烈影响。对比压实碳酸盐软泥和自然软泥与白垩土实验上的孔隙度-深度趋势表明，在低于100到200米(328–656英尺)，自然软泥孔隙度比实验上压实软泥低得多(Hamilton,1959;Scholle,1977;Mallon和Swarbrick,2002)，暗示非机械压实的重要性。溶解缝合线和缝合岩面常见于钙质沉积物中，在孔隙度约40%或者深度700至800米(2297-2625英尺)的远洋深海灰岩中变得很常见(Hill,1987;Tada和Siever,1989)。由局部压溶沉降物形成的碳酸盐，阻塞孔隙空间，降低孔隙度，并增加岩石密度和声速。在一个坚硬的骨架组构下，更大深度的压实作用继续受化学作用过程的驱动，但不能确定反应动力学受温度和/或有效应力控制的程度(Mallon和Swarbrick,2002)。因为水是必要的，其允许离子的扩散，并因此经化学压实，石油初始富集于到白垩储层，伴随一个亲水到亲油矿物表面的变化，这有助于在进一步埋藏期间保存孔隙度(Brasher和Vagle,1996)。由此而论，我们推测(1)石油生成对富碳酸盐源岩和含气油页岩的压实有影响(2)被要求压溶作用作为压实的重要驱动的碳酸盐的数量和粒间位置。

泥岩中另外一个重要的成岩作用过程，通常被认为是一个缓慢的过程，自然是富有机质源岩中石油的生成和排除。这些过程的详细描述超出了本文的范围，但是鉴于现今泥岩作为天然气储层的重要性，考虑泥岩多样性和非均质性对天然气保存、运移和排出都是很有用的。

石油运移的物理过程受控于富有机质岩石，因此石油是被排出或是保留存在分歧。一些模型假设，石油被储存在干酪根中，这样一旦达到干酪根吸附门限，持续的生成导致石油通过达西渗流穿过孔隙网络完全排除(如,Pepper和Corvi,1995)。其他模型假定，石油通过活性扩散穿过连续的干酪根网络进行运移，这些干酪根网络可能通过沥青涂抹的断裂进一步连接(Stainforth和Reinders,1989;Stainforth,2009)。虽然描述的是不同的物理过程，但是这两个模型的共性是，未排出的石油与有机质相联系。由通常观察到的烃源岩热提取物和总有机碳之间的强烈相关性(如,Pepper和Corvi,1995)，以及一般观察到的，在页岩气远景区，大量气体形成在更加富集有机质单元中，虽然在这些物质中，天然气以吸附气和游离气同时存在，上述这一观点受到支持。

我们认为，用于定量常规含油气系统中油气排出的模型需要进一步进行改进，如果要使这些模型对预测石油保存和因此潜在的油气储量有更大的用处。从化学角度来看，需要提升天然气简单的吸附门限，以解释干酪根类型、成熟度、压力、温度和竞争胶结的变化。从物理角度来看，我们现在意识到，泥岩

在一系列空间尺度上存在岩性非均质性，并且岩性非均质性引起其在物理和流体流动特性上的变化。高分辨率微观技术正开始展示泥岩孔隙系统的复杂特性、连通性和非均质性，也展示了干酪根网络(小尺度上)的连通性(如,Desbois等人,2009;Loucks等人,2009;Passey等人,2010)。这些观察不仅在解释天然气储层场所，而且在解释孔隙连通性以及泥岩中多相流体流动特性上，都是非常重要的。泥岩中，足够成熟的干酪根可生成一个富气岩相(如,Ro>1.2%)，似乎干酪根将进一步发展成一个多孔网络(Loucks等人,2009;Passey等人,2010)。合理假设这些孔隙是憎水的，相应地，与无机基质相联系的孔隙也许是亲水的，这也是可能的(但是在这些富有机质系统中是不确定的;见Van Duin和Larter,2001;Bennett等人,2004;Aplin和Larter,2005)。亚微米尺度上，不仅在天然烃源岩(也就是排出和/或保留)，而且在人工压裂含油气页岩(也就是输出到井孔)中，非均匀润湿特性将会对毛细管效应和两相流体产生重要影响。

总结评论

现代海洋的研究已对泥质是如何搬运和沉积有了一个很好的了解，虽然这方面的知识在古代富泥质层序的解释上还有待充分的发挥应用。相比之下，古代和现代之间的联系对富有机泥质是更加的发达，对此，已成功地将从现代海洋获取的速度和过程数据相结合，合理地对沉积记录中有机质时间和空间分布进行稳固的预测，这通常在一个层序地层背景中。

此项工作跨学科的特性所导致源岩预测上的成功，在页岩影响石油勘探和开发(特别是在非常规领域)的其他地区中，对将来的研究和发展将起到一个很好的示范作用。定量预测如，盖层封闭性，流体流动速率，地震特征，天然气储存能力和地球化学特性，必须是基于对相关物理特性的测量之上。然而，收集的数据必须能够表征岩石的岩性、构造和非均质性，否则，将会导致相应的预测模型失败。然后，重要的实用性的挑战是(1)设计适当的抽样程序，(2)记录和描述小范围的变化性，(3)与米尺度上的测井和超过10米(32.8英尺)尺度的地震数据所观察到的特性相关联，了解亚微米到厘米尺度上这些特性是如何被测量的；毕竟，这些数据的大多数被聚集在一定尺度上，并在这个尺度上进行盖层，源岩和储层性能的预测。

引用的参考文献(略)

本文来源：https://www.bwwdw.com/article/04n.html