泥巖多樣性：含油氣系統(tǒng)中源巖層,蓋層

1、泥巖多樣性：含油氣系統(tǒng)中源巖層，蓋層和儲層特性的成因和推測Andrew C.Aplin and Joe H.S.Macquaker摘要在含油氣系統(tǒng)中，泥巖是最豐富的沉積巖，并在多方面扮演著源巖，蓋層和頁巖氣儲層。泥巖許多重要的物理化學(xué)特征受礦物學(xué)和沉積顆粒大小，以及成巖作用變化（壓實(shí)作用前和壓實(shí)作用后）的強(qiáng)烈影響；這些一般是可預(yù)測的。泥巖不同的組成,反映了碎屑物質(zhì)到沉積盆地的輸入和水動力分離作用，盆地中的主要生產(chǎn)作用，以及沉積物中的成巖作用過程（包括沉淀和溶解作用）。利用高倍放大鏡觀察現(xiàn)在和古代沉積物均表明,泥巖在構(gòu)造和礦物學(xué)上均呈現(xiàn)非均質(zhì)性；這種多變性并不總是顯而易見的。盡管一些泥質(zhì)的確是通

2、過低能浮動羽狀物的懸浮沉淀而沉積下來，但是構(gòu)造分析表明，泥質(zhì)通常是由波浪，重力驅(qū)動過程以及被風(fēng)暴、潮流不同程度驅(qū)動的單向流的聯(lián)合作用而擴(kuò)散的。這樣的擴(kuò)散機(jī)制意味著泥質(zhì)層序通常被組合成泥巖層，這可以通過層序地層學(xué)被解釋出來。早期生物擾動的均質(zhì)泥質(zhì)，鑒于早期化學(xué)成巖作用能夠?qū)е赂叨饶z結(jié)區(qū)域的形成，特別是在地層表面。較深埋藏的成巖作用的實(shí)質(zhì)，包括壓實(shí)，礦物溶解，重結(jié)晶，礦物重新定位和巖化作用，以及油氣生成，是受泥質(zhì)沉積和早期成巖作用特點(diǎn)控制。盡管均質(zhì)泥巖的巖石物理學(xué)特征是眾所周知的，但是石油排出，保存，石油運(yùn)移，封閉能力，聲波各向異性以及鑒別頁巖氣儲層甜點(diǎn)的非均質(zhì)性的定量問題基本上是未知的。進(jìn)一步的

3、工作應(yīng)當(dāng)設(shè)法理清這一點(diǎn)。前言泥質(zhì)主要是由粒徑小于62.5µm的顆粒組成的，經(jīng)埋藏成巖作用驅(qū)動下的物理和化學(xué)變化作用而變成泥巖。他們的組成成分來源于風(fēng)化作用、積水盆地主要產(chǎn)物，和成巖作用，主要包括硅質(zhì)碎屑和碳酸鹽礦物的沉淀物，帶有少量硫化物和有機(jī)碳的蝕變產(chǎn)物。它們包括一系列的巖石類型，其礦物學(xué)特征從純碳酸鹽（舉例來說，白堊巖）和硅質(zhì)軟泥（舉例來說，硅藻土）變化到主要由粘土礦物，石英和長石組成的硅質(zhì)碎屑泥。“頁巖”一詞， 盡管一般被用于細(xì)粒沉積物的一個總稱，但是也應(yīng)該謹(jǐn)慎使用，因?yàn)樗馕吨琢研裕@種易裂性是由控制大部分硅質(zhì)碎屑泥巖礦物成分的層狀硅酸鹽的優(yōu)先定向排列作用引起的?？闪研栽趲r

4、石被風(fēng)化以后特別明顯，當(dāng)巖石剛暴露地表時(shí)，可裂性并不總是明顯的。泥巖通常構(gòu)成大約盆地充填沉積的70%，因此包含地球歷史最完整的記錄，正如所記錄的-至少對于侏羅紀(jì)之后的世界源于國際海洋鉆井項(xiàng)目（IODP）大量的結(jié)果。他們在石油勘探上是至關(guān)重要的，并越來越顯現(xiàn)在生產(chǎn)上。富有機(jī)質(zhì)泥巖作為生油巖，并且當(dāng)它們的流動性能被人工誘導(dǎo)的水力壓裂加強(qiáng)時(shí)，也可作為天然氣儲層。由于他們的低滲透性和高毛細(xì)管排替壓力，泥巖在常規(guī)儲層中扮演著蓋層和作為流動隔層和遮擋物。他們的低滲透性對于沉積盆地中流體的保存和由此形成的超壓的出現(xiàn)是很關(guān)鍵的。然而，由從源巖層到圈閉的數(shù)百或數(shù)千米富泥質(zhì)層段運(yùn)移的大量石油，可明顯表明，在地質(zhì)年

5、代上，泥質(zhì)允許大量流體進(jìn)行傳播。從結(jié)構(gòu)角度上來看，可塑性的泥質(zhì)作為柔軟平面，沿著這個平面沉積體發(fā)生滑動，并且在極端情況下，高度超壓的泥質(zhì)實(shí)際上被流體化，并且透過上覆的沉積物形成泥火山。最終，泥巖中出現(xiàn)的許多或者大多數(shù)鉆井問題，通常與孔隙壓力以及鉆井液和巖石之間的化學(xué)不相容性有關(guān)。定量和預(yù)測上述的過程是基于對泥巖物理和化學(xué)特性的理解，這是顆粒和礦物的初始混合的先決條件，然后由于那些物理和化學(xué)變化而發(fā)生顯著改變，把沉積泥質(zhì)轉(zhuǎn)變?yōu)槟鄮r，并且最后變?yōu)樽冑|(zhì)板巖（泥質(zhì)巖）。事實(shí)上，這些特性在涉及許多數(shù)量級的時(shí)間和空間尺度上發(fā)生變化（圖1,2）。然而，泥巖能夠在手標(biāo)本和野外范圍上表現(xiàn)的十分相似，那里風(fēng)化作用

6、加上應(yīng)力釋放，導(dǎo)致許多泥巖碎裂成小型的板狀碎片，這造成了頁巖的表面特征。圖1 在多尺度下觀察泥巖變化性.(A)上侏羅世，Kimmeridge粘土層，暴露在海崖大約30米(-100英尺)高，位于1公里(0.6英里)遠(yuǎn)的英格蘭多塞特Kimmeridge海灣東部。這一層序中的泥巖包含層組的疊加序列，這些層組的成分變化致使他們變得具有抗風(fēng)化性。這種成分的變化，導(dǎo)致在海蝕崖處形成高達(dá)3米(10英尺)厚抗侵蝕的“河岸”。注意出現(xiàn)的膠結(jié)暗礁，the Rope Lake Head Stone Band,剛好在箭頭下面。(B)從A中箭頭指示的層位收集到的硅質(zhì)碎屑泥巖的反散射電子圖像。這個樣本是一個非常薄的層狀的

7、富硅質(zhì)碎屑泥巖，其內(nèi)部被組織成不連續(xù)的薄夾層的糞球粒和富粘土礦物的紋層。單個球粒(箭頭FP)主要是由顆石藻(箭頭)組成，并被保存在一個富粘土礦物的基質(zhì)中?；|(zhì)中也包含分散的有機(jī)碳，藻體(AB)，少量的黃鐵礦和粉砂大小的石英顆粒(Q)。野外觀察的困難和泥巖表面的均質(zhì)性，致使許多地質(zhì)學(xué)家通過結(jié)合地球化學(xué)和古生物學(xué)代替指標(biāo)，來探討泥巖多樣性的基本控制因素（比如,Garrels和Mackenzie的評述和書籍,1971；Potter等人,1980,2005;Chamley,1989;Arthur和Sageman,1994;Wignall,1994;Schieber等人,1998;Aplin等人,199

8、9;Harris,2005）。這些數(shù)據(jù)引起許多研究者堅(jiān)持認(rèn)為，細(xì)粒沉積巖主要沉積在低能環(huán)境下，那里沉積的懸浮羽狀物是沉積過程中主要的沉積運(yùn)載和擴(kuò)散機(jī)制。那里細(xì)粒沉積物含有豐富的有機(jī)碳，并表現(xiàn)出保存下來的紋層（界面間距<10 mm），這個模式通常被改進(jìn)，以包含在它們沉積過程中存在相對持久的地層水缺氧過程的假設(shè)。最近，部分基于對現(xiàn)代沉積物和綜合大洋鉆探計(jì)劃（IODP）巖心的觀察，部分由于對多個代替指標(biāo)更加深刻的理解，逐漸領(lǐng)會到，泥巖展現(xiàn)的一系列的沉積構(gòu)造表明沉積在一系列水動力環(huán)境中。盡管對現(xiàn)代沉積物所做的那些工作是充分熟悉這些想法的，但是這些概念已經(jīng)慢慢滲透了地質(zhì)學(xué)的思想?，F(xiàn)在，尋求解決泥巖

9、結(jié)構(gòu)和礦物學(xué)的主控因素的模型變得更加細(xì)微精細(xì)。 圖2 巖心尺度下的泥巖多變性?？v向比例尺 10mm。巖性非均質(zhì)性轉(zhuǎn)變?yōu)榉蔷|(zhì)的和或多或少非均質(zhì)的物理特性。(A)薄層的，細(xì)粒沉積物的一個疊加序列的巖芯照片。單層都有明顯的基底(例子箭頭)，一般是分級的，并且是由基底的波狀紋層細(xì)粒砂和向頂部的部分穴斑的富粉砂和粘土紋層組成。(B)暴露的晚侏羅世沉積物中的薄層均質(zhì)泥巖的疊加序列的詳細(xì)照片，在此圖像底部S的單元展示出明顯的基底(箭頭)，一般是被分級的。在圖像范圍中，相比于那些頂部均質(zhì)的紋層,底部的紋層含有豐富的粉砂。突出的穴斑B橫切沉積構(gòu)造。展示在圖像頂部的單元已經(jīng)被均質(zhì)化。(C)一個均質(zhì)泥巖的巖芯照片

10、。注意呈現(xiàn)出來的不連續(xù)的殘余紋層，已經(jīng)被生物鉆孔所破壞。在這一尺度上，這些結(jié)構(gòu)主要是通過巖石顏色的細(xì)微變化而確定的。(D)被一個接近垂直的中到細(xì)粒的砂巖巖脈(箭頭)侵入的薄的殘余層狀沉積物的疊加序列的巖芯照片。單層普遍被潛穴斑點(diǎn)化，具明顯的基底，同時(shí)具有正粒序和反粒序。地層包含由非常細(xì)粒的泥質(zhì)砂巖和穴斑化的泥巖組成的夾層的紋層組。高分辨率光學(xué)和電子光學(xué)研究展示了從微米到厘米尺度的沉積學(xué)的復(fù)雜性(比如,Potter等人,1980;OBrien和Slatt,1990;Macquaker和Gawthorpe,1993；Schieber，1999；Rohl和Schmid-Rohl，2005)(圖3)。

11、這些技術(shù)，結(jié)合更多傳統(tǒng)的代替方法，開始改變這些巖石中巖相非均質(zhì)性被解釋的方式。逐漸地，泥巖能夠直接被整合入完整的沉積體系研究中去，因?yàn)槌藛蝹€巖石單元的物理特征和成分?jǐn)?shù)據(jù)(圖3B)外，這些成像技術(shù)還可提供結(jié)構(gòu)和構(gòu)造信息(圖3A)。由于具有極大的挑戰(zhàn)性，需要做好充分準(zhǔn)備，然后才能理解我們在薄片范圍上所觀察到的結(jié)構(gòu)和物理特性是如何變化的，并能夠和我們所感興趣的勘探和開發(fā)背景下的巖石體積相聯(lián)系起來，以及我們通常通過低分辨率工具比如井下測井和地震數(shù)據(jù)所觀察到的想聯(lián)系起來。關(guān)于泥巖沉積學(xué)和地球化學(xué)(比如,Potter等人,1980;Wignall, 1994; Schieber等人,1998;Harri

12、s,2005;Potter等人,2005;Nittrouer人,2007)，粘土沉積學(xué)和礦物(如,Chamley,1989;Weaver,1989;Velde,1995)以及某種程度上關(guān)于泥巖物理特性（如,Aplin等人,1999）的一些書籍。 這種評論刊物先前的一個版本也被作為AAPG在頁巖方面的一個介紹而被出版(Aplin和Macquaker,2010)。我們這里的兩個目標(biāo)是:(1)為石油地球科學(xué)家提供共同導(dǎo)致泥巖形成的產(chǎn)生，運(yùn)移和沉積過程，那些泥巖在一系列的空間尺度下是非均質(zhì)的,(2)通過回顧沉積期后的過程可知，最初混合的礦物和顆粒轉(zhuǎn)換為具有物理特性(阻抗，非均質(zhì)性，滲透性，毛管壓力等)

13、的泥巖和頁巖，他們也受最初的礦物成分和結(jié)構(gòu)的強(qiáng)烈影響。盡管這些是明顯的，但值得重申的是，我們的觀念和模型，不僅僅對于石油的勘探和生產(chǎn)，而且通常也對于沉積地球科學(xué)，并必須在合適的空間和時(shí)間尺度上,牢牢扎根于對純巖石的觀察上。 圖3 微米到10毫米尺度上的泥巖非均質(zhì)性。(A)英格蘭北約克郡Hawsker底部晚侏羅世的克利夫蘭鐵礦石層中收集的薄層的和部分生物擾動的夾砂和粉砂的富粘土泥巖。樣品主要是由均質(zhì)的泥巖組成，并帶有一些粉砂和細(xì)粒砂。另外，它包含顯著的溝模(常成組出現(xiàn)，見沉積巖石學(xué)書本)鑄型并覆蓋在侵蝕面之上(虛線)。這些溝模被一系列薄的，通常分級排列的和由夾層的粘土和粉砂組成的彎曲紋層所充填。

14、穴居，尤其是Phycosiphonisp(箭頭)，部分破壞了原始的沉積構(gòu)造。(B)從北約克郡斯泰茲晚侏羅世的克利夫蘭鐵礦石層收集的夾粉砂的富粘土泥巖。這個樣本包括粉砂大小的石英(Q)，長石和保存在一個粘土大小基質(zhì)中的碎屑云母(箭頭)顆粒。一些碎屑骨架顆粒已經(jīng)溶解，最終的顆粒溶蝕空隙(GDP)被高嶺石所充填。此外，許多碎屑云母顆粒也被蝕變?yōu)楦邘X石(箭頭AM)。組成泥巖的成分來源泥質(zhì)主要是由粘土礦物（比如，伊利石，伊蒙混層，高嶺石，綠泥石），石英，長石，碳酸鹽（比如，方解石，白云石，菱鐵礦），硫化物（主要是黃鐵礦），無定形物，和有機(jī)質(zhì)（Garrels和Mackenzie，1971；Blatt等人，

15、1980；Ronov，1983；Weaver，1989；Potter等人，2005）的多樣化的混合組成的。依據(jù)粉砂/粘土比，表明在化學(xué)和礦物學(xué)上的非均質(zhì)性，也可依據(jù)不同物源區(qū)，來自水體中的生物生產(chǎn)和成巖作用反應(yīng)的物質(zhì)比例(Macquaker and Adams,2003)。另外，關(guān)于沉積物傳播機(jī)制，一系列非常小型的沉積構(gòu)造（高度通常<10毫米）可能提供細(xì)微直接的信息,（比如，圖3A；4A，B）和來源（比如，Gorsline,1984;Macquaker和Gawthorpe,1993;Macquaker和Howell,1999; Schieber,1999;Macquaker和Bohacs

16、,2007;Macquaker等人,2010a）。化學(xué)、礦物學(xué)和物理多變性并不是無規(guī)律的，而是在時(shí)間和空間上系統(tǒng)地轉(zhuǎn)變?yōu)槌练e物來源，運(yùn)移，生物再改造和沉積后的成巖作用過程的一個函數(shù)(比如,Macquaker和Taylor,1996;Bohacs,1998;Macquaker等人,1998)。 圖4 泥巖中缺乏波紋紋層。一些波紋細(xì)微的終止端用箭頭表示出來。（A）保存在夾粉砂的富粘土泥巖中的薄層不連續(xù)的波狀紋層。這個樣本采集于晚侏羅世暴露在英格蘭約克郡穆爾格拉維港的Mulgrave頁巖層（煤玉巖）。（B）夾粉砂的富粘土泥巖中的薄層不連續(xù)的波狀紋層。這個樣本采集于上石炭世暴露在猶他州Vernal附近

17、的Mowry頁巖。碎屑（外來的）成分泥巖的碎屑成分主要是土壤中物理和化學(xué)風(fēng)化作用的產(chǎn)物(Garrels and Mackenzie,1971;Hillier,1995;Potter等人,2005)，并且在較小程度上來源于火山灰(Potter等人,1980)和陸源有機(jī)產(chǎn)物（比如，Tyson,1995）。在晚古生代和早期的土壤中兩個主要的風(fēng)化產(chǎn)物是粘土礦物和石英，帶有少量的長石和巖屑成分。粘土礦物一般形成硅質(zhì)碎屑沉積物中最細(xì)粒（<2-µm）部分,并來源于土壤剖面中相對不穩(wěn)定的火山礦物（比如，長石、橄欖石、輝石）的化學(xué)風(fēng)化產(chǎn)物（比如，Hillier,1995）.與此相反，主要由石英(

18、特別是在古生代后的泥巖序列中帶有少量長石和巖屑成分）組成的碎屑粉砂部分(262.5µm)，是最抗化學(xué)風(fēng)化的部分，可能是高地流，冰川環(huán)境和風(fēng)成環(huán)境(Wright,2001;Potter等人,2005)物理退變重結(jié)晶的產(chǎn)物，或者是來自硅化的藻類包囊(Schieber,1996)。因?yàn)轱L(fēng)化作用在細(xì)粒沉積物的碎屑組分產(chǎn)物中扮演著一個十分重要的角色，所以從地面轉(zhuǎn)移到海洋盆地的巖石碎屑組合中，存在強(qiáng)烈氣候誘發(fā)的緯度變化特征。目前，可見于土壤剖面(Chamley,1989;Milliman和Syvitski,1992;Hillier,1995),河流懸浮物(Milliman和Meade,1983;

19、Emeis,1985;Konta,1985)和海洋表層沉積物中(比如,Biscaye,1965;Windom,1976;Thiry,2000)。實(shí)質(zhì)上，在潮濕的熱帶氣候中，較強(qiáng)烈的化學(xué)風(fēng)化作用導(dǎo)致了陽離子的淋濾作用和更強(qiáng)的抗風(fēng)化作用的礦物的富集，如石英，氧化鐵，高嶺石和三水鋁礦（水溜石）。古老的泥巖中，系統(tǒng)的礦物學(xué)變化也被解釋為反應(yīng)氣候條件和風(fēng)化作用類型中的時(shí)間變化(比如,Chamley,1989;Gingele等人,1998;Weedon,2003;Thiry,2000)。氣候和徑流量的變化也影響木質(zhì)材料的類型和數(shù)量，這些木質(zhì)材料主要來自于生長在集水地區(qū)的植物(Tyson,1995;Tyso

20、n和Follows,2000)，并伴隨著礦物碎屑被搬運(yùn)到盆地中。生產(chǎn)來源（自生的）成分生產(chǎn)來源成分是那些形成于上覆水體中的成分。這些包括生活在水體和接近沉積水體界面的生物有機(jī)體的礦化測試，也包括來自于透光區(qū)中的初始產(chǎn)物的有機(jī)碳(比如,Macquaker等人,1998;Rohl和Schmid-Rohl,2005)。在一些環(huán)境中，特別是在碎屑輸入減少的地方，大量的原地碳酸鹽泥可能從盆地邊緣瀉湖中的“碳酸鹽工廠”被供給給盆地的較深水處(比如,Matthews,1966;Macintyre和Aronson,2006)。這些礦化組分除了來自于藻類和微生物生產(chǎn)力的有機(jī)碳以外，通常是由碳酸鈣(文石或者方解石

21、)，磷酸鹽，蛋白石質(zhì)氧化硅和有機(jī)質(zhì)組成，他們包括顆石藻，放射蟲類，浮游有孔蟲類，硅藻類，鈣質(zhì)藻類(比如,Penicillus物種,Hallimeda物種)和海綿的檢測和礦化骨架產(chǎn)物。來自于大型生物體諸如無脊椎軟體動物，節(jié)肢動物，腕足動物，棘皮動物，珊瑚和脊椎動物的物質(zhì)，可能也會在一些單元中呈現(xiàn)或甚至占主導(dǎo)地位。后一種物質(zhì)被保存為完整的貝殼，貝殼碎片，或者細(xì)粒粉碎的雜亂物。這依賴于單一顆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;Mac

22、quaker和Howell,1999)。生產(chǎn)來源成分的供應(yīng)控制著環(huán)境中的碎屑成分，這種環(huán)境中巖石碎屑相對于初始生產(chǎn)量是減少的；也就是說,碎屑稀釋作用的影響被最小化。在古海洋學(xué)中,這些情況出現(xiàn)在三種環(huán)境：（1）被主要碎屑沉積物輸入所忽視（繞道）的位置(Macquaker,1994;Bohacs,1998) ,（2）位于碎屑沉積物輸送路徑的末端的位置（凝縮層；Loutit等人,1988）,（3）初始生產(chǎn)被供給給透光區(qū)的其他限制營養(yǎng)素（氮、磷、鐵）所增強(qiáng)的區(qū)域的下部，是最明顯但在洋流上升區(qū)域不是獨(dú)一無二的(比如,Isaacs,1981;Parrish和Curtis,1982;Isaacs和Rullk

23、otter,2001;Hebbeln等人,2002;Cortese等人,2004)。至少這些情況中的一些發(fā)生在許多主要的北美古生代和中生代含氣油頁巖沉積過程中，其巖石物理和地質(zhì)力學(xué)特性受他們多變但但十分重要的生物硅和/或細(xì)粒碳酸鹽濃度的深刻影響(比如,Schieber,1996;Schröder-Adams等人,1996;Loucks和Ruppel,2007;Passey等人,2010)。沉積物運(yùn)移和沉積作用運(yùn)移大部分碎屑沉積物像河流中的懸浮粒子一樣被搬運(yùn)到海洋中，僅僅帶有少量的來自于火山活動和風(fēng)成作用過程的沉積物質(zhì)(Gorsline,1984)。河流羽狀水流的密度取決于懸浮粒子的濃

24、度，但是如果濃度不超過25kg/m-3，此密度小于海水的密度，可比得上中國黃河的密度。因此大部分羽狀水流是低密度的，并且大部分微粒在浮力羽狀流中進(jìn)入海洋。河流輸入的地方和內(nèi)陸中的暴風(fēng)雨是相一致的，然而，在大陸架上，懸浮沉積物的濃度可能接近25kg/m-3，并且波浪增強(qiáng)的淤泥的沉積物重力流可能會接著發(fā)生，即使在區(qū)域傾斜非常低的地方(比如, Traykovski等人,2000,2007;Bentley和Nittrouer,2003;Friedrichs和Wright,2004)。地質(zhì)學(xué)家也曾經(jīng)爭論或推測(比如, Varban和Plint,2008;Bhattacharya和MacEachern,2

25、009;Ichaso和Dalrymple,2009)，在古老的以泥質(zhì)為主的層序中這些過程是大量沉積物擴(kuò)散的原因，并且他們在沉積物中呈現(xiàn)出典型的顯微組構(gòu)(比如,Macquaker等人,2010a)。一旦被運(yùn)移到海洋，一些沉積物可能會通過暴風(fēng)雨和潮汐被擴(kuò)散，形成一些細(xì)微的乏波紋構(gòu)造（圖3）(比如,Macquaker和Bohacs,2007;Schieber等人,2007;Schieber和Southard,2009)和遠(yuǎn)端風(fēng)暴巖（比如,Abbott,2000）。盡管大部分風(fēng)成地轉(zhuǎn)流由于科里奧利力的影響，可追蹤一個廣闊的與海岸平行的方向，但是他們也可能有一些小的近海的傳播軌跡(比如,Varban和P

26、lint,2008)。這些傳播過程的最終結(jié)果是產(chǎn)生一個大陸架中部的泥質(zhì)沉積帶，其把大陸架上的河流點(diǎn)源沉積物轉(zhuǎn)變?yōu)榫€狀來源的沉積物(Wells和Coleman,1981;Rine和Ginsburg,1985;Lee等人,2001)。此外，當(dāng)原地斜坡的波浪活動十分發(fā)育時(shí)，這些線狀來源的沉積物可能通過加強(qiáng)型的沉積物重力流為補(bǔ)給近海的沉積物運(yùn)移提供沉積儲層。沉積作用發(fā)生在能量不足的一個液體環(huán)境中以保持顆粒呈懸浮狀態(tài)。因?yàn)榱Ｗ拥某两邓俾适呛土Ｗ又睆降钠椒匠杀壤模栽诤Ｑ蟓h(huán)境中由于沉降速率的結(jié)果，有人可能會期望粗粒粉砂和粘土間有一個非常明顯的分離，沉降速率由于數(shù)量級而存在差異。然而，從河流到海洋中濃度

27、的增加降低了礦物的擴(kuò)散雙層的厚度，導(dǎo)致了粒子凝聚或者膠結(jié)作用(Kranck,1973;1975;Eisma和Li,1993;Stumm和Morgan,1995)。凝聚作用對粘土粒級的微粒是尤為重要的，因?yàn)樗麄兊某两邓俣炔蛔阋栽试S單個顆粒沉積，除了在最安靜的水體環(huán)境中，并尤其體現(xiàn)在河口環(huán)境中，那里淤泥可能聚集在平緩的水體中(比如,McIlroy,2004;Ichaso和Dalrymple,2009)。生物過程也引起水體中細(xì)粒沉積物結(jié)合成復(fù)合粒子。這些粒子被稱為“有機(jī)礦物集合體”或“海雪”,并且在高初始生產(chǎn)力區(qū)域中是特別常見的(Lampitt,1985;Alldredge和Silver,1988)

28、。海雪通過水體中隨機(jī)粒子碰撞的結(jié)合，濾食性攝食有機(jī)體攝取沉積物與有機(jī)碎屑以及排泄糞球粒和假球粒的活動而形成(比如,Shanks,2002)。顆粒包層，導(dǎo)致粒子粘附和抵抗分散的胞外多糖類的存在有助于海雪的形成(McCave,1984;Alldredge和Silver,1988)。聚合物，不論是通過物理化學(xué)或者生物作用形成，都會在泥巖中表現(xiàn)出來（比如,圖5）-尤其是差的生物擾動泥巖正如糞球?；颉坝袡C(jī)礦物混合顆粒”(比如,Wignall,1994;Macquaker和Keller,2005;Macquaker等人,2010b)。圖5 從英格蘭北約克郡穆爾格拉維港收集的晚侏羅世煤玉巖的光學(xué)和電子光學(xué)顯

29、微照片。(A)一個波狀紋層和壓成片的以粘土為主的泥巖的薄片顯微照片(樣品PM047)。樣本主要由粘土、無定型有機(jī)質(zhì)，少量黃鐵礦和由石英組成的粉砂粒級的顆粒組成。一些紋層包含壓平的球粒狀的團(tuán)塊。這些團(tuán)塊是由粘土粒級的物質(zhì)，細(xì)粒的碳酸鹽和無定型的有機(jī)質(zhì)的混合物組成。(B)穿過與圖5A有密切關(guān)系的一個單元的水平層段。這個樣品包含豐富的團(tuán)塊，其主要是由帶有少量粘土和不透光的含高等植物成分的無定型有機(jī)碳組成。這些團(tuán)塊被保存在一個主要由粘土礦物、無定型有機(jī)質(zhì)和黃鐵礦微球粒組成的細(xì)粒的基質(zhì)中。(C)一個含波狀不連續(xù)紋層的薄層泥巖的反散射電子圖像(PM04/07)?；|(zhì)主要是由帶有大量球叢狀黃鐵礦(高反散射系

30、數(shù))實(shí)質(zhì)上摻雜有無定型有機(jī)質(zhì)的粘土礦物(低反散射系數(shù))組成。也呈現(xiàn)出來由脫節(jié)的鈣質(zhì)微型浮游生物碎屑組成的明顯的糞球（箭頭）。當(dāng)粒級繪制成大量按對數(shù)增長時(shí)，可看出風(fēng)化巖石的粒度分布是分選極差的并且是相當(dāng)均勻的。細(xì)粒沉積物搬運(yùn)到海水過程中，追蹤其演化的模型，把懸浮物視為單一顆粒和絮狀物的一個混合物(也就是，由未分級物質(zhì)組成的團(tuán)塊，比如，Kranck和Milligan,1985;Kranck等人,1996a;Curran等人,2002)，每一個模型有一套水動力特性。泥的粒度分布因此反應(yīng)了絮狀物和單一顆粒到沉積水體交界面的各自流動量，這反過來又取決于每種成分的濃度和環(huán)境能量。在低能量環(huán)境中，相比較于絮

31、狀物破壞速率，絮狀物形成速率是增強(qiáng)的，輕微動蕩環(huán)境中懸浮沉積物濃度是高的(Kranck,1981;McCave,1984;Kranck和Milligan,1980;Hill等人,2001;Curran等人,2004)。相比于單一顆粒，絮狀物到沉積物表面的流動因此與水體的能量和沉積物濃度相關(guān)。被解釋的現(xiàn)代泥質(zhì)的粒度分析用于表明，大部分小于10微米的微粒是以絮狀物沉積下來，然而更大的微粒主要作為單個顆粒沉積下來(Kranck和Milligan,1991;Kranck等人,1996a,b;Curran等人,2002,2004)。泥質(zhì)沉積物因此能夠被認(rèn)為是從兩種成分中被建造出來的：一種是由聚合物組成的

32、，其主要包含粒徑小于10微米的層狀硅酸鹽顆粒，另一個是較粗粒的，主要包含石英、云母和長石(有時(shí)被稱為是“可分類的粉砂”;McCave等人,1995)，其可能被組織成波紋(比如，圖3)。這種分析也表明，由于粘土粒級的微粒主要是作為絮狀物沉積下來的,所以它是被簡單化的，并把他們在地質(zhì)記錄中的出現(xiàn)歸作為低能量沉積環(huán)境的一種獨(dú)特的指示(比如,Macquaker等人,2007;Schieber等人,2007)。從石油的角度來看，粗粒粉砂和富粘土絮狀物的分離是重要的，因?yàn)槟鄮r一些重要的物理特性受顆粒大小的強(qiáng)烈影響，包括可壓縮性(Skempton,1944,1970;Burland,1990;Aplin等人

33、,1995;Yang和Aplin,2004)、滲透性(Dewhurst等人,1998,1999a,b;Yang和Aplin,2007)和孔隙大小分布(Yang和Aplin,1998)。特別重要的是泥巖支撐骨架之間的差異，其沉積物主要支撐系統(tǒng)包含粗粒等軸的石英顆粒和雜基支撐的泥巖，以及層狀硅酸鹽提供了支撐(Griffiths和Joshi,1989;Nagaraj等人,1990;Moore,2005)。一旦沉積，自身負(fù)荷的固結(jié)作用加上普遍存在的覆蓋在大部分顆粒表面的微生物胞外多糖(胞外聚合物物質(zhì))所提供的粘結(jié)性能(比如,Sutherland,2001; Pacton等人,2007;Gorin等人,

34、2009)，使得它相對抗侵蝕(Miller等人,1977; McCave等人,1995)。然而，在大陸架上，至少在風(fēng)暴或者河流洪泛事件期間，波浪和潮流能量通常是足夠用來傳播未固結(jié)的泥質(zhì)，特別是在壓實(shí)作用之前的較淺水中(比如,較低的臨濱和向海的轉(zhuǎn)變)。在這些情況下，風(fēng)暴浪再作用和風(fēng)暴體系潮流的影響，可能在高侵蝕階段引起侵蝕沖刷，形成風(fēng)選的貝殼滯留沉積和內(nèi)碎屑，然后，在他們的基底沉積具有貝殼滯留沉積和內(nèi)碎屑的向上變細(xì)的沉積單元和填充沖刷構(gòu)造，比如像溝槽鑄型（如，圖3）和微型沖刷和微槽(比如,Myrow,1992;Schieber,1994;Macquaker和Taylor,1996;Macquak

35、er等人,2010a;Schieber等人,2010)。大陸架在過去的20年里，在理解泥巖沿著和穿過現(xiàn)代大陸架被搬運(yùn)的方式上取得了重大進(jìn)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)。在邊界層，大部分的搬運(yùn)以高粘度泥質(zhì)出現(xiàn)。在更多不常見的情況下，例如在通過大洪水事件形成高渾濁懸浮體的地方，搬運(yùn)作用受來自河流的高密度濁流的影響(Alexander等人

36、,1991;Mulder和Syvitski,1995;Kineke等人,1996;Ogston等人,2000;Warrick和Milliman,2003)。更普遍的是，由于波浪活動，地表(幾厘米)沉積物受重力或者復(fù)合重力和波浪驅(qū)動而被活化(Cacchione等人,1995;Kineke等人,1996;Sternberg等人,1996;Puig等人,2003)，形成沿著(受地球自轉(zhuǎn)流驅(qū)動比如,Duke,1990，沿岸漂流或潮流沖刷)或者按一定傾斜角度穿過大陸架的淤泥流(Ogston等人,2000)。間歇性的波浪能量傳遞到沉積物是重要的，因?yàn)榇箨懠芷露?0.5度)相對自懸浮作用和經(jīng)典濁積巖的有效生

37、成是太小了(比如,MyrowandSouthard,1996;Wright等人,2001)。因此，橫穿大陸架的沉積物搬運(yùn)，在河水泛濫和風(fēng)暴活動同時(shí)發(fā)生時(shí)是特別有效的(Ogston等人,2000)。目前，Macquaker等人(2010a)認(rèn)為，這些復(fù)合流在細(xì)粒沉積物中產(chǎn)生一個典型的三重結(jié)構(gòu)。在全新世泥巖為主的大陸架上，這些過程產(chǎn)生大型活躍的遷移泥質(zhì)斜坡沉積，并且在大陸架中部地區(qū)形成寬闊的泥質(zhì)沉積帶(Wells和Coleman,1981;Rine和Ginsburg,1985)。一些工作者(比如,Asquith,1970;Bohacs,1998;Abbott,2000;Varban和Plint,2

38、008;Bhattacharya和MacEachern,2009;Spencer等人,2010)認(rèn)為相似的沉積物也出現(xiàn)在古老的陸緣海環(huán)境中。利用物理模型，研究者也證明泥質(zhì)通常在沉積水體界面凝聚以形成橫向遷移的波紋(Schieber等人,2007)。這些波紋能夠形成于富粘土物質(zhì)中，并且可能與小的內(nèi)碎屑的存在有關(guān)聯(lián)(比如,Schieber等人,2010)。在壓實(shí)之前，發(fā)現(xiàn)于較粗粒沉積物中的富泥質(zhì)波紋展示出典型的形態(tài)，并且容易識別。然而，在壓實(shí)作用和脫水作用之后，他們可能展示出非常平緩的形態(tài)，并且容易和平行紋層相混淆。在這些情況下，未進(jìn)行仔細(xì)的再加工(例如，延伸照片上的y軸)或者沿平行于紋層方向進(jìn)行

39、薄片的制作，他們的幾何體是很難確定的。在高緯度地區(qū)，浮冰搬運(yùn)過程也促進(jìn)橫穿大陸架的沉積物運(yùn)移。在這些背景下，沉積物在冰期和海冰期圍繞著盆地?cái)U(kuò)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，然后會通過懸浮沉積而被運(yùn)移到沉積物中，正如來自冰川的分選較差的碎屑，或者如一般是原生地，從海冰期就開始分層的薄層單元(Macquaker和Keller,2005)。在全新世大陸架上，搬運(yùn)過程，沉積物沉降，物理再改造和

40、生物再改造作用相結(jié)合，可生成各種各樣的富泥質(zhì)沉積相(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，邊界層的能量水平是足夠再懸浮沉積物，并把粉砂從粘土，紋層狀的，毫米-厘米尺度的床砂形態(tài)中分離出來。生物擾動作用混合了頂部幾厘米的沉積物，首先生成一個均勻的混合層，然后逐漸發(fā)展堆疊，如生物體水平覓食策略結(jié)合垂直穴居蹤跡以混合沉積物(比如,Bromley,1996)。

41、由于巨生物體用氧氣作為一種呼吸氧化劑，所以他們能夠鉆入沉積物的深度受氧氣擴(kuò)散速率的限制。這意味著生物擾動作用的范圍隨著沉積速率減少而增大,或者特別是在沉積事件再次發(fā)生的頻率比沉積物聚集速率較慢的地方(Bentley等人,2006)。因此，大陸架上富泥質(zhì)巖相的特征受沉積物供給的絕對速率,同樣也受沉積物聚集位置的強(qiáng)烈影響(比如,Bentley等人,2006;Jaeger和Nittrouer,2006)。今天，現(xiàn)代大陸架的大部分地區(qū)對沉積物來說，存在足夠的時(shí)間以廣泛地被生物擾動,因此原始保存的初始沉積結(jié)構(gòu)是一個相對罕見的現(xiàn)象。巖石記錄中，這表現(xiàn)為各種各樣的生物擾動強(qiáng)度,表明氧氣的可用性和鉆孔生物的呼

42、吸途徑(比如,Savrda等人,1984)。也可能形成泥巖的生物擾動索引圖(比如,圖6) ,類似于那些形成于較粗粒巖相中的，雖然代表性的結(jié)構(gòu)幾乎是一個更低的數(shù)量級(圖6與Droser和Bottjer對比,1986)，其代表不同的沉積物堆積速率，泥對砂的比例和氧化劑的可用性。圖6 生物擾動指示(BI)結(jié)構(gòu)(A=BI1;C=BI2;E=BI3;G=BI4;和I=BI5) Droser和Bottjer(1986)修改。自然發(fā)生的具有等效BI的一個泥巖單元實(shí)例被展示在緊鄰模仿結(jié)構(gòu)旁(B=BI1;D=BI2;F=BI3;H = BI4;和J=BI5)。所有這些泥巖是取自于晚侏羅世暴露在英格蘭北約克郡St

43、aithes的克利夫蘭Ironstone層.見Macquaker和Taylor(1996)確定的準(zhǔn)確的樣品位置。(A,B)Staithes 21;(C,D)Staithes 19;(E,F)Staithes 28;(G,H) Staithes 14;(I,J)上條紋層。出現(xiàn)的動物遺跡群包括Phycosiphonisp.(藻管跡)和Rhizocorallium isp.(根珊瑚跡)。感謝國際沉積地質(zhì)學(xué)會(SEPM)允許我們復(fù)制這個大幅修改過的圖片。深水區(qū)從河流提供到海洋的大部分細(xì)粒沉積物并沒有保留在大陸架上,而是最終通常大量沉降在斜坡和盆地環(huán)境中(比如,Piper,1978;Lindsay等人,

44、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度的不穩(wěn)定的斜坡上的一系列塊體坡移過程引起的。然而，由于明顯的工業(yè)原因，濁積巖在過去的30年曾獲得最大的關(guān)注，最近所獲得的高分辨率三維(3-D)地震數(shù)據(jù)顯示，許多斜坡系統(tǒng)包含相當(dāng)一部分的塊體搬運(yùn)沉積(MTD)(Canals等人,2004;Garziglia等人,2008)。半遠(yuǎn)洋覆蓋層,其單個單元的主要部分是由從懸浮沉降輸送到沉積水體

45、界面的產(chǎn)能派生的物質(zhì)組成的,不斷地沉降,并沉降在缺乏塊體搬運(yùn)沉積或者濁流沉積的下坡重力驅(qū)動沉積的地方,例如,當(dāng)沉積物輸送到三角洲時(shí)顯著減少。通過國際海洋鉆井項(xiàng)目，半遠(yuǎn)洋層段已在許多邊緣被鉆到，結(jié)果導(dǎo)致了此地層第一千米內(nèi)沉積物的礦物學(xué)，地球化學(xué)和物理特性數(shù)據(jù)的大量編輯物。這些結(jié)果表明，半遠(yuǎn)洋(近海)沉積通常是以礦物混合物為主，其包括粘土礦物，碳酸鹽，和生物硅，偶爾含有薄層粗粒物質(zhì)，暗示是來自濁流沉積的“污染物”。經(jīng)溫鹽環(huán)流而發(fā)生半遠(yuǎn)洋物再沉積的地方是廣泛的，是等深流沉積的結(jié)果；在地質(zhì)記錄中很難識別，等深流沉積通常是泥質(zhì)的，可能包含大量生物物質(zhì)，并且一般遭受強(qiáng)烈的生物擾動(Faugère

46、s和Stow,1993)?？紤]到他們巨大的橫向延伸性和一般細(xì)粒的特征，半遠(yuǎn)洋沉積能夠形成含油氣系統(tǒng)中極好的區(qū)域性蓋層。與濁流沉積相比，單一顆粒(或絮狀物)通常會被再次懸浮，并經(jīng)受新的一套水動力過程，塊體搬運(yùn)沉積是以內(nèi)部結(jié)構(gòu)和構(gòu)造的變形和破壞為特征。塊體搬運(yùn)沉積內(nèi)部巖性組合因此受初始沉積環(huán)境的控制，但是由于變形和旋轉(zhuǎn)，巖性的排列和傾斜角受到明顯的改變。三維地震數(shù)據(jù)展示了塊體搬運(yùn)沉積的發(fā)生和大范圍的幾何形態(tài)(Frey-Martinez等人,2006)，但是不能預(yù)測不同范圍所見到的米和分米尺度的沉積相，例如，Tripsanas等人(2008)從加拿大近海區(qū)和墨西哥海灣取得的巖芯。因此，單個塊體搬運(yùn)沉

47、積作為石油蓋層或運(yùn)移通道的作用是難以提前預(yù)測，并且需要更深刻的了解到，是什么控制了原始沉積物中的巖性分布。濁流沉積模式現(xiàn)在已有60年之久，并伴隨著形成了大量的著作。相對較小范圍的文章集中在較細(xì)粒濁流沉積，并延伸到較大規(guī)模觀察內(nèi)部幾何形態(tài)(Stow和Shanmugam,1980;Bouma和Stone,2000;和其中引用)，厘米到米尺度上詳細(xì)的粒級觀察(比如,McCave和Jones,1988;Jones等人,1992),并且物理模型習(xí)慣于解釋細(xì)粒濁積巖的粒度分布和內(nèi)部結(jié)構(gòu)(比如,Stow和Bowen,1980;Curran等人,2004)。Piper(1978),Piper和Stow(199

48、1),Stow(1994),和Mulder和Alexander(2001)對重要過程提供了重要的綜述和概括，并深刻了解細(xì)粒濁流沉積物的特性和多樣性。然而，盡管考慮到著作的數(shù)量，顯然很少注意到富泥質(zhì)濁積巖的封蓋質(zhì)量或者作為運(yùn)移路徑。一個重要的需求，是為了理解通常發(fā)現(xiàn)于富泥質(zhì)濁積巖、漫灘沉積物和堤岸沉積的相對滲透性的、低毛管壓力和富粉砂質(zhì)單元的出現(xiàn)和三維連通性。巖心觀察表明，地層厚度通常是厘米尺度的，因此見不到通常被石油工業(yè)所使用的地球物理工具。泥巖為主的層序中的短暫的巖相變化大部分泥巖層序中，短間隔的縱向樣品的詳細(xì)分析，展示他們在其主要礦物成分、粒徑、構(gòu)造、化石成分、微量元素地球化學(xué)和有機(jī)地球化

49、學(xué)成分方面的巨大差異性(比如,Macquaker和Gawthorpe,1993;Schieber,1999)。這種差異性通常被認(rèn)為是輸入到沉積盆地中不同的碎屑，盆地中初級生產(chǎn)，沉積水體界面的化學(xué)條件，和底水層以及沉積物聚集速率的函數(shù)。大部分研究者的解釋是基本環(huán)境控制了這種變化，依據(jù)與營養(yǎng)物質(zhì)供應(yīng)和底水貧氧或缺氧，最終氣候變化的發(fā)展相聯(lián)系的初級生產(chǎn)的系統(tǒng)變化(比如,Weedon,2003;Huc等人,2005;Van Buchem等人,2005;Dean,2007;Weedon等人,1999)。層序地層學(xué)方法論現(xiàn)在更普遍地被用于解釋短暫的變化，因?yàn)橥ㄟ^對粒徑變化和古生物環(huán)境變化代替指標(biāo)的仔細(xì)觀察

50、表明，體系域和層面能夠容易被識別(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)。對從井約束的地層框架中對應(yīng)的相似時(shí)間層序所收集到的泥巖進(jìn)行仔細(xì)的空間分析，確認(rèn)使用層序地層學(xué)方法論(比如,Bohacs,1998;Macquaker等人,1998;Schieber,1999),它可以因此被用于預(yù)測其時(shí)間和空間分布，例如富泥質(zhì)層序中更富集有機(jī)質(zhì)部分。沉積后作用泥巖以土壤派生的礦物和非晶質(zhì)物質(zhì)，加上有機(jī)質(zhì)和主要來自于上覆

51、水體的生物骨骼碎屑的一種熱力學(xué)不穩(wěn)定混合物沉積下來。經(jīng)過物理和化學(xué)成巖作用過程(Garrels,1986;Weaver,1989) ,他們被轉(zhuǎn)化成變質(zhì)的泥質(zhì)巖，其成巖作用途徑主要是以最初的礦物組合作為先決條件的。早期成巖作用早期成巖作用(就是說，在最初幾米埋藏深度內(nèi))是以氧化還原作用過程為主導(dǎo)的，這些過程中有機(jī)質(zhì)被氧化，主要通過微生物把氧氣、鐵氧化物和硫酸鹽作為終端電子受體(比如,Froelich等人,1979;Berner,1985;Lovley和Phillips,1988;Canfield等人,1993;Thamdrup和Canfield,1996)。有機(jī)質(zhì)進(jìn)一步的降解是通過微生物聯(lián)合推動

52、的，包括甲烷微生物(Claypool和Kaplan,1974;Martens和Berner,1974;Kvenvolden,1999)。碳酸鹽、硫化物、還原鐵作為這些反應(yīng)重要的副產(chǎn)物而生成，并能夠被納入早期成巖作用礦物產(chǎn)物，比如方解石、鐵方解石(圖7A)、白云石、菱鐵礦和黃鐵礦(Irwin等人,1977;Berner,1984;Raiswell和Berner,1985;Curtis等人,1986,Canfield和Raiswell,1991a,b)，并且在較小程度上粘土礦物比如高嶺石(圖7B)和特別是富鐵的粘土礦物比如磁綠泥石和海綠石(Odin,1988)。這些礦物的形態(tài)從主要填充沉積空隙的微

53、米級晶體，在這種情況下形成的成巖礦物達(dá)到整體沉積物的90%(圖6A)變化到分布不均勻的，并且占不到巖石體積50%的滲透性較差的膠結(jié)物。在曝光條件下，早期膠結(jié)的泥巖通常以形成連續(xù)地層(圖1、2)或不連續(xù)的結(jié)合層的層面平行單元出現(xiàn)。大量早期成巖礦物的形成不僅需要提供現(xiàn)成的生物還原劑(主要是有機(jī)質(zhì))和氧化劑,而且也需要時(shí)間,以便擴(kuò)散和對流能夠在重大埋藏之前搬運(yùn)一定量的溶劑到反應(yīng)場所(Berner,1968,1980;Raiswell,1988;Aplin和Macquaker,1993;Raiswell和Fisher,2000)。這兩個生化約束條件意味著,與非常緩慢的沉積間隔或沉積中斷相聯(lián)系所沉積的泥

54、巖通常富集礦化的成巖作用產(chǎn)物。這樣的約束條件通常出現(xiàn)在靠近地層界面處和凝縮層沉積期間(比如,Macquaker和Taylor,1996;Macquaker等人,1998,2007)。高度膠結(jié)的單元通常也與富有機(jī)質(zhì)泥巖相聯(lián)系，這符合相對較低的沉積速率的重要要求和不穩(wěn)定有機(jī)質(zhì)的大量供應(yīng)。圖7 反散射電子顯微圖片展示出現(xiàn)在Kimmeridge粘土層(早侏羅世)泥巖中的早期成巖反應(yīng)產(chǎn)物，保存在沿海暴露的多塞特郡(英格蘭)。(A)從Rope湖奠基石區(qū)域收集到的富方解石和/或膠結(jié)物泥巖(見圖1A中剛好在箭頭下方的膠結(jié)單元)。這一單元包含一個普遍的微晶方解石(C)膠結(jié)物，和殘余的碎屑粘土、有機(jī)質(zhì)(OM，低反

55、散射系數(shù))、黃鐵礦(高反散射系數(shù))和顆石藻碎片(箭頭)，他們都存在于殘余晶間基質(zhì)中。(B)有孔蟲類貝殼(箭頭)，被由碎屑粘土、非常小的石英顆粒、球叢狀黃鐵礦和有機(jī)碳組成的基質(zhì)所包圍。有孔蟲貝殼的遮蓋孔隙是由成巖高嶺石(K)所充填。樣品收集于Rope湖Head Stone夾層之下0.3米(1英尺)處(見圖1A、7A)。細(xì)粒沉積物通常遭受生物鉆孔，即使當(dāng)富有機(jī)質(zhì)時(shí)；潛穴大小通常比在較粗粒沉積環(huán)境小得多(直徑小于1毫米)(見圖6;由Droser和Bottjer,1986修改)。集群現(xiàn)象是受基底條件、可用的還原劑(有機(jī)質(zhì))和氧化劑(推動微生物新陳代謝)、有機(jī)體處理廢棄物的需要所控制。有機(jī)質(zhì)在這方面的可

56、用性依賴于其成分，并且，典型的富氫有機(jī)質(zhì)海藻生物體，比典型的陸生生物的具有更多芳香和富氧有機(jī)質(zhì)具有更大的生物相容性。所有的巨型生物呼吸用氧作為最終電子受體，并通過挖掘過程中的被動擴(kuò)散作用或活躍的通風(fēng)系統(tǒng)，從上覆水體中供給孔隙水。個別有機(jī)體通常占據(jù)依賴于局部溶解氧濃度，硫化氫，還原劑生物利用度、粒徑和含水量的沉積物的不同等級，在每個層中形成具有特殊遺跡屬的特征層。通常，遺跡屬多樣性，鉆穴強(qiáng)度(Droser和Bottjer,1986;Savrda等人,1984的生物擾動指數(shù))和鉆穴大小隨埋藏深度的增加而減少，孔隙水中氧逐漸被耗盡，資源(生物利用還原劑和氧化劑)更加難以獲得。生物鉆孔在沉積物輸送過程

57、中是非常緩慢或間歇性的，生物體有足夠的時(shí)間移居到沉積物沉積環(huán)境中，這是十分常見的?；?10Pb測年法，Jaeger和Nittrouer(2006)認(rèn)為，沉積在來自于阿拉斯加海灣的小于2厘米/年的大陸架沉積物中，生物擾動作用不是很普遍的(也就是說，沉積特征被保留下來)。經(jīng)適當(dāng)?shù)男?zhǔn)，不同層中保存的遺跡屬為沉積物輸送事件和剝蝕的相對時(shí)間的確定提供了大量的信息。從物理角度來看，生物擾動和攪拌混合的作用是為了毀壞成層性，因此減少了非均質(zhì)性(Yang和Aplin,1998)?？紤]到最初包含富粉砂和富粘土單元夾層的體系，生物擾動作用可能將通過幾個數(shù)量級，以減少橫向與縱向滲透性的比例。關(guān)于縱向兩相流，因此

58、封閉能力，適度的生物擾動作用可能在縱向疊置的富粉砂單元之間提供一個低的毛細(xì)管排替壓力連接，從而減少可能的地層柱高度(圖6)。完整的均質(zhì)性將導(dǎo)致那些初始單元之間的性能是中性的，而不是他們的平均水平。有機(jī)質(zhì)的保存鑒于它對源巖層的重要性，在研究控制細(xì)粒沉積物中沉積有機(jī)碳保存方面已經(jīng)消耗巨大的努力。海相泥巖平均含有0.8%的總有機(jī)碳，相比之下，典型源巖含有多于2%(與多達(dá)20-30%)的總有機(jī)碳(比如,Tyson,1995)。數(shù)十年的研究已經(jīng)表明，埋藏于地質(zhì)記錄中的有機(jī)碳數(shù)量取決于透光帶的初始生產(chǎn)力，和到達(dá)沉積物表面的生產(chǎn)比例(其反過來是水體深度和有機(jī)物質(zhì)被打包成球粒的程度的函數(shù))、該有機(jī)質(zhì)被埋藏在早

59、成巖作用范圍內(nèi)的效率，此范圍中溶解的氧化劑像硫化物和氧氣，可以從上覆海水中提供(Canfield,1989b;Pedersen和Calvert,1990;Tyson,2001;Bohacs等人,2005)。沉積物中有機(jī)碳的濃度是有機(jī)質(zhì)被埋藏的速率比上礦物質(zhì)埋藏速率的函數(shù)，其有效地稀釋了有機(jī)物質(zhì)。高含量的有機(jī)碳之所以最常見與海洋區(qū)域相聯(lián)系，因?yàn)槟抢?1)初始有機(jī)碳生產(chǎn)力高，(2)水體淺或者中等，(3)通過適度高的沉積速率，間歇性的沉積或者受限的生物攪動，沉積物中氧化劑的加入量減少(比如,Bohacs,1998)，有機(jī)質(zhì)高效率的保存通常也與沉積物中微量金屬(如鉬,釩和鈾)濃度的升高相關(guān)聯(lián)(比如,Arthur和Sageman,1994;Dean,2007)。這是由于孔隙水中這些元素的移動性，是受它們氧化還原狀態(tài)控制的，因?yàn)樗鼈兡軌蛲ㄟ^其新陳代謝活動集中在有機(jī)體的身體中。早期的研究者(比如,Demaison和Moore,1980)提出，加強(qiáng)有機(jī)質(zhì)保存的最有效的方式之一是減少有機(jī)質(zhì)在氧氣中的暴露時(shí)間。缺氧(也就是無氧)底水因此被認(rèn)為對源巖層是很重要的。這個想法被沉積學(xué)家