海相含氣頁巖水平層理類型、成因及其頁巖氣意義
——以川南地區古生界五峰組-龍馬溪組為例

施振生，趙圣賢，周天琪，孫莎莎，袁 淵，張成林，李 博，祁 靈

（1.中國石油 勘探開發研究院，北京 100083；2.中國石油 西南油氣田分公司 頁巖氣研究院，四川 成都 610051；3.中國石油 浙江油田分公司，浙江 杭州 310023）

黑色頁巖發育多種類型層理，包括塊狀層理、小型交錯層理、透鏡狀層理、韻律層理和年紋層、遞變層理、水平層理等［1］，其中，水平層理分布最為廣泛。水平層理是指構成層理的層和紋層呈直線狀互相平行，紋層界面平行于層面的一種層理類型［2］。水平層理多在細粒的粉砂和泥質沉積物中出現，層理的顯現是由于進入沉積物中的物質發生變化所致，如粒度變化、不透明礦物的分布、云母片和炭質碎片的順層排列等。

水平層理可形成于多種沉積環境。在閉塞海灣［2］、潟湖、陸棚［3］、斜坡和深水盆地等［4-6］等水動力條件比較穩定的環境中，細粒物質可從懸浮物或溶液中沉淀下來，從而形成水平層理（如年紋層）［6-8］。濁流沉積中，水平層理也廣泛分布，如鮑馬序列的TD段和TE-1段［9］（或Stow和Shanmugam 序列的T3和T4段［10］）。TD段厚度約幾厘米［11-12］或缺失［13］，由泥質粉砂和粉砂質泥組成［14］，常發育斷續狀平行紋層；TE-1段通常厚10～25 cm，由薄層的粉砂紋層和泥紋層組成，粉砂紋層發育正粒序［15-16］。水平層理也可能為等深流成因［17-21］，在海盆中的外陸棚、斜坡和深水盆地中，由于底流作用的改造，從而形成大量粉砂紋層和泥紋層交互的水平層理［22-24］。然而，關于不同成因水平層理的特征差異性，前人研究相對較少。

川南地區古生界五峰組-龍馬溪組黑色頁巖大面積分布，頁巖中水平層理廣泛發育。水平層理的特征極大影響著頁巖的儲層品質［25-27］及含氣性［28-29］。然而，關于水平層理的類型、成因機制及其對頁巖滲透性的影響，前人研究相對較少。本文以川南地區古生界五峰組-龍馬溪組黑色頁巖為例，重點探討頁巖水平層理的類型及成因機制，并明確其對頁巖滲透性的影響。

1 研究資料與方法

1.1 樣品制備

川南地區五峰組-龍馬溪組發育大套黑色頁巖（圖1）。五峰組與下伏寶塔組為平行不整合接觸，與上覆龍馬溪組為整合接觸；龍馬溪組與上覆石牛欄組呈角度不整合接觸。龍馬溪組由下至上分為龍馬溪組一段（龍一段）和龍馬溪組二段（龍二段），龍一段分為一段1亞段（龍一1亞段）和一段2亞段（龍一2亞段），龍一1亞段細分出4個小層（）。五峰組除頂部觀音橋層發育薄層生物碎屑灰巖外，其他部分均為黑色富含筆石頁巖；龍一段為黑色、灰黑色薄層狀頁巖或塊狀頁巖夾薄層狀粉砂巖；龍二段為泥質粉砂巖，有時夾粉砂巖［30］。

圖1 川南地區五峰組-龍馬溪組取樣點位置（a）及地層組成（b）Fig.1 Sampling sites（a）and stratigraphic column（b）of the Wufeng-Longmaxi shale in southern Sichuan Basin

本文研究樣品取自川南地區自201 井、威202井、陽101H3-8 井、大安2 井、寧211 井、寧212 井和YS106 井及長寧雙河剖面，取樣層位為五峰組和龍馬溪組。自201 井和威202 井制作大薄片各5 塊，陽101H3-8 井制作大薄片28 塊、物性分析28 樣次，大安2 井制作大薄片46 塊，寧211 井制作大薄片11 塊，寧212 井 制作 大薄 片2 塊，YS106 井 制作 大薄 片30 塊。長寧雙河剖面共制作大薄片203 塊，物性分析13 塊次，氬離子拋光大片7 塊次。大薄片尺寸為5 cm ×7 cm × 30 μm，物性分析樣品尺寸為25 mm × 10 mm。大薄片制作和成像由北京天和信礦業技術開發有限公司完成，物性分析測試在國家能源頁巖氣研發（實驗）中心完成，氬離子拋光大片分析由中國石油勘探開發研究院石油地質實驗研究中心完成。

1.2 大薄片成像和顯微鏡觀察

層理描述主要借助于大薄片全尺度成像和偏光顯微鏡觀察。選用德國Leica4500P顯微高精度數字平臺開展全薄片成像，每張大薄片一共采集圖像3 200 張。圖像采集完成后，利用Adobe Photoshop CS5 及以上版本圖形處理軟件在高配制工作站上對采集的3 200 張圖像開展無縫拼接，從而完成全薄片成像。完成全薄片成像后，開展層理特征描述，并選用配備有Leica DFC450 照相系統的Leica DMIP 偏光顯微鏡開展標準薄片巖石學特征研究。

1.3 氬離子拋光片掃描電鏡分析

為了明確黑色頁巖的紋層組成及結構，采用氬離子拋光片制作、圖像采集和拼接、紋層識別及礦物組成分析、紋層結構分析等研究步驟和方法。氬離子拋光片尺寸為10 mm × 10 mm × 5 mm，圖像采集選用攜帶冷排放的Hitachi 場發射掃描電鏡，并配備二次電子探針和X 射線能譜儀（EDS）。掃描電鏡放大倍數為30 000 倍（單張照片最大分辨率為9 nm），圖像采集區域垂直于層理面。水平方向采集圖像7張，垂直方向采集圖像80張，單張圖像尺寸為8.172 μm × 11.829 μm，累積采集面積82.80 μm × 653.76 μm。圖像采集完成后，選用Adobe Photoshop圖形處理軟件拼接圖像。

圖像拼接完成后，根據SEM 圖像顆粒組成區分泥紋層和粉砂紋層，并測量紋層厚度。泥紋層SEM 圖像相對較暗，以泥質顆粒為主；粉砂紋層SEM 圖像相對較亮，以粉砂顆粒為主。確定泥紋層和粉砂紋層后，進一步描述各紋層的礦物組成、形態、分選性、磨圓性及粒序特征等，從而明確其成因機制。

2 結果

2.1 層理組成單元

黑色頁巖基本地層單元有紋層、紋層組和層，多個紋層構成紋層組，單個或多個紋層組構成層［25，28，31］（表1）。黑色頁巖發育泥紋層和粉砂紋層，二者可構成泥紋層組、粉砂紋層組以及遞變層、均質層和砂-泥交互層。其中，遞變層包括正遞變層、反遞變層、復合遞變層和交互遞變層，均質層包括粉砂層和泥質層。正遞變層發育分布式、粗尾式、底部式和頂部式4種樣式［32］（圖2a）；反遞變層發育分布式、粗尾式、底部式和頂部式4種樣式（圖2b），復合遞變層發育對稱式、不對稱式、振蕩式和復雜式4 種樣式（圖2c）。交互遞變層中，粉砂紋層組可以呈正遞變或反遞變結構（圖2d）。

表1 川南地區五峰組-龍馬溪組海相黑色頁巖沉積紋層、紋層組及層類型Table 1 Types of lamina，lamina set，and bed of the Wufeng-Longmaxi shale in southern Sichuan Basin

圖2 川南地區五峰組-龍馬溪組黑色頁巖層類型及其細分Fig.2 Types and subdivision of the beds in the Wufeng-Longmaxi shale in southern Sichuan Basin

川南地區五峰組-龍馬溪組黑色頁巖泥紋層主要由黏土級自生石英組成，含有少量方解石、黏土礦物和黃鐵礦，有機質呈彌散狀，構成各種礦物顆粒的周緣（圖3a，b）。泥紋層中，有機質中發育大量有機孔，礦物顆粒內部或周緣發育少量溶蝕孔隙。

圖3 川南地區五峰組-龍馬溪組泥紋層和粉砂紋層掃描電鏡照片Fig.3 SEM images showing the clayey and silty lamina of the Wufeng-Longmaxi shale in southern Sichuan Basin

川南地區五峰組-龍馬溪組黑色頁巖粉砂紋層中粉砂級顆粒主要由方解石、白云石、陸源碎屑石英、黏土礦物和黃鐵礦組成，黏土級顆粒主要為自生石英，整體呈顆粒支撐結構（圖3c—e），有機質呈分散狀分布于粉砂級和黏土級顆粒之間。粉砂紋層中，粉砂級顆粒內部和周緣發育大量溶蝕孔，有機質發育大量有機孔。

2.2 水平層理類型及特征

川南地區五峰組-龍馬溪組水平層理按照紋層、紋層組和層的類型及疊置方式，可劃分出4種類型，即遞變型水平層理、砂-泥遞變型水平層理、砂-泥互層型水平層理和書頁型水平層理［1，25］（表2）。

2.2.1 遞變型水平層理

遞變型水平層理頁巖巖心為灰黑色-黑色，薄層狀，有輕微的明暗相間。光學顯微鏡下，頁巖由粉砂紋層組成，多個粉砂紋層構成正遞變層、反遞變層或復合遞變層，不同類型層多呈連續、板狀和平行分布（圖4）。正遞變層底界面多呈突變接觸，發育沖刷面，界面上下顆粒、粒徑及顏色明顯差異。正遞變層厚1.5～15.0 mm，一般厚度4.5 mm，由下至上顏色逐漸變深，粒徑逐漸變細（圖4a，b）；反遞變層厚2.5～5.5 mm，一般厚度4.0 mm，由下至上顏色逐漸變淺，粒度逐漸變粗；復合遞變層厚度3.5～11.0 mm，一般厚度5.0 mm，常發育正遞變紋層組+反遞變紋層組組合方式（圖4c，d）。

正遞變層和反遞變層主要為順序式遞變，粉砂顆粒粒度和含量向上逐漸減少或增加。正遞變層主要有2 種形態：①底部發育沖刷面，底界面凹凸不平，滯積層不發育，層厚較大，一般為8.0～14.0 mm（圖4a）；②底界面為平直板狀，底界面之上發育滯積層，層厚較小，一般為3.0～9.0 mm（圖4b）。復合遞變層底界面上、下顏色和粒度有差異，不發育沖刷面，層厚為5.0～11.0 mm（圖4c，d）。

掃描電鏡下，正遞變層、反遞變層和復合遞變層成份基本一致，主要礦物類型有方解石、白云石、微晶石英、黏土礦物和黃鐵礦，分選差，雜基支撐結構（圖5）。方解石呈淺灰色，次圓狀，邊緣呈港灣狀，溶蝕孔隙發育；白云石呈深灰色，次棱角狀，發育白色斑點和溶蝕孔隙；微晶石英呈自形或半自形狀，構成頁巖的基質；黏土礦物呈淺灰色條帶狀，壓實作用常造成彎曲；黃鐵礦呈草莓狀和團塊狀。單個遞變層內部，由下至上或由上至下，顆粒含量和粒度逐漸變小，微晶石英含量逐漸增加，構成粗尾型遞變層（圖2）。遞變層底部方解石粒徑2.1～11.5 μm（平均5.4 μm）、白云石粒徑5.5～32.9 μm（平均14.5 μm）、黏土礦物粒徑3.1～8.1 μm（平均4.7 μm）、黃鐵礦粒徑4.1～6.1 μm（平均5.3 μm）（圖5a）；遞變層頂部方解石粒徑2.6～9.1 μm（平均4.8 μm）、白云石粒徑5.5～6.7 μm（平均6.1 μm）、黏土礦物粒徑6.1～6.4 μm（平均6.2 μm）、黃鐵礦粒徑1.9～2.4 μm（平均2.2 μm）（圖5d）。遞變層中部和上部常見較大粒徑的次圓狀方解石（粒徑26 μm）漂浮于石英基質中（圖5b—d）。

圖5 川南地區五峰組-龍馬溪組遞變型水平層理粉砂紋層掃描電鏡照片Fig.5 SEM images showing the silty lamina of the horizontal bedding of the grading type composed of claystone in the Wufeng-Longmaxi shale in southern Sichuan Basin

2.2.2 砂-泥遞變型水平層理

砂-泥遞變型水平層理頁巖巖心為灰色、灰黑色，薄層狀，明、暗相間較為顯著。光學顯微鏡下，頁巖由粉砂紋層和泥紋層構成，二者構成正遞變層或交互遞變層（圖6）。正遞變層根據粉砂紋層和泥紋層的占比可分出厚泥型和厚砂型。厚泥型正遞變層厚度2.0～10.5 mm，一般厚度4.5 mm，其底部1/10—1/5 處均為粉砂紋層，中部和上部均為厚層均質狀泥紋層，泥紋層和粉砂紋層突變接觸（圖6a）。厚砂型正遞變層厚度1.5～2.5 mm，一般厚度2.0 mm，其底部3/4 處均為薄層狀粉砂紋層，上部1/4 處為泥紋層組，粉砂紋層由下至上粒度逐漸變細，泥紋層呈均質狀，粉砂紋層和泥紋層突變接觸（圖6b）。正遞變層中，粉砂紋層底界面均為連續板狀，突變接觸，顯微鏡下表現為界面上、下顆粒粒徑及顏色的截然差異，頂、底界面多數呈連續的平直狀，少數粒度較粗的粉砂紋層頂界面呈凹凸狀（圖6c，d）。交互遞變層由泥紋層和粉砂紋層交互構成，層厚3.0～6.0 mm，粉砂紋層和泥紋層突變接觸，由下至上，粉砂紋層厚度變薄、粒度變細（圖6c，d）。交互遞變層的底界面多為連續板狀，層內部粉砂紋層頂、底界面均為連續、板狀、平行分布。

掃描電鏡下，砂-泥遞變型水平層理頁巖中遞變層礦物成分基本一致，主要由白云石、方解石、黏土礦物、碎屑石英和微晶石英等組成，粉砂紋層呈顆粒支撐結構（圖7）。白云石呈深灰色，菱形，次棱角狀，溶蝕孔隙發育；方解石呈淺灰色不規則狀，次圓狀，邊緣呈港灣狀，溶蝕孔隙發育；黏土礦物呈淺灰色長條帶狀；碎屑石英多呈深灰色不規則粒狀；微晶石英多為泥級雜基，自形或半自形；黃鐵礦呈團塊狀。單個遞變層中，粉砂紋層由下至上顆粒含量和粒度逐漸變小，構成順序式遞變（圖2），底部白云石粒徑3.5～15.3 μm（平均6.4 μm）、方解石粒徑4.1～14.4 μm（平均8.9 μm）、黏土礦物粒徑5.5～13.3 μm（平均7.7 μm）、碎屑石英粒徑4.1～7.6 μm（平均5.2 μm），由下至上各顆粒粒徑逐漸變細（圖7a）。泥紋層呈現粒度雙眾數特征，其中，微晶石英顆粒粒徑2.0～3.0 μm，白云石粒徑6.1～14.2 μm（平均9.4 μm）、方解石粒徑2.5～11.7 μm（平均5.6 μm）、黏土礦物粒徑3.6～10.2 μm（平均6.1 μm）、碎屑石英粒徑6.4～8.6 μm（平均7.5 μm）（圖7b）。泥紋層中常見較大粒徑的次棱角狀方解石（粒徑達17.7 μm）漂浮于微晶石英基質中（圖7b）。

圖7 川南地區陽101H3-8井五峰組-龍馬溪組砂-泥遞變型水平層理粉砂紋層和泥紋層掃描電鏡照片Fig.7 SEM images showing the silty and clayey lamina of the horizontal bedding of the grading type composed of siltstone and claystone in the Wufeng-Longmaxi shale in southern Sichuan Basin

2.2.3 砂-泥互層型水平層理

砂-泥互層型水平層理頁巖巖心為灰色和灰黑色，薄層狀，發育多條白色粉砂條帶。光學顯微鏡下，泥紋層和粉砂紋層相間接觸。泥紋層顏色較深，構成暗紋層；粉砂紋層顏色較淺，構成亮紋層。粉砂紋層多呈條帶狀，局部為小型透鏡體（圖8）。泥紋層和粉砂紋層的頂界面和底界面多數為連續、平行，突變接觸，局部可見粉砂紋層與層界面交切。根據粉砂紋層和泥紋層的疊合方式，砂-泥互層型水平層理劃分為稀疏式、緊密式和相間式3種類型（圖8）。稀疏式由粉砂紋層和泥紋層互層構成，粉砂紋層占比小于25 %；緊密式由多期砂-泥交互層構成，中間夾有薄層泥紋層，粉砂紋層占比大于75 %（圖8b，c）；相間式由厚層淺色粉砂層和泥質層互層構成，粉砂紋層含量為25 %～75 %（圖8d）。

圖8 川南地區五峰組-龍馬溪組砂-泥互層型水平層理大薄片顯微照片Fig.8 Microsicope image large thin section showing the horizontal bedding of the alternating siltstone and claystone type in the Wufeng-Longmaxi shale in southern Sichuan Basin

掃描電鏡下，砂-泥互層型水平層理頁巖粉砂層主要由方解石、黏土礦物、碎屑石英和微晶石英等組成，分選較好，顆粒支撐結構，遞變結構不發育（圖9a）。方解石呈淺灰色不規則狀，次圓狀，邊緣呈港灣狀；黏土礦物呈淺灰色長條帶狀；碎屑石英多呈深灰色不規則粒狀；微晶石英多為泥級雜基，自形或半自形；黃鐵礦呈團塊狀。其中，方解石粒徑3.3～14.1 μm（平均7.3 μm）、黏土礦物粒徑5.4～16.3 μm（平均10.2 μm）、碎屑石英平均粒徑9.6 μm。泥紋層主要由微晶石英組成，含有極少量方解石和草莓狀黃鐵礦（圖9b）。其中，方解石粒徑2.2～10.7 μm（平均4.9 μm），草莓狀黃鐵礦粒徑平均值3.1 μm。

圖9 川南地區五峰組-龍馬溪組砂-泥互層型水平層理粉砂紋層和泥紋層掃描電鏡照片Fig.9 SEM images showing the silty and clayey lamina of the horizontal bedding of the alternating siltstone and claystone type in the Wufeng-Longmaxi shale in southern Sichuan Basin

2.2.4 書頁型水平層理

書頁型水平層理頁巖巖心為灰黑色，風化后常為書頁狀，頁理和微裂縫發育。光學顯微鏡下，書頁型水平層理由泥紋層構成，多個泥紋層構成泥質層，中間偶夾條帶狀或斷續狀粉砂紋層或1.0～5.0 mm厚的放射蟲層（圖10）。泥質層呈現微弱的正遞變、反遞變或復合遞變特征（圖11），層界面之上發育單層淺色礦物組成的條帶。層界面上、下顆粒粒徑及顏色略有差異，層界面多呈連續、板狀、平行或斷續、板狀、平行分布。正遞變層厚為1.0～4.0 mm，一般厚度為1.1 mm，顯微鏡下由下至上顏色逐漸變深；反遞變層厚為2.0～4.0 mm，一般為3.0 mm，顯微鏡下由下至上顏色逐漸變淺；復合遞變層厚度為4.0～14.5 mm，一般為9.0 mm，顯微鏡下由下至上顏色深淺逐漸變化。

圖10 川南地區五峰組-龍馬溪組書頁型水平層理頁巖放射蟲粉砂紋層偏光顯微照片Fig.10 Polarizing microsicop images showing radiolarian silty lamina of the paper-type horizontal bedding in the Wufeng-Longmaxi shale in southern Sichuan Basin

圖11 川南地區五峰組-龍馬溪組書頁型水平層理大薄片顯微照片Fig.11 Microsicope image large thin section showing the paper-type horizontal bedding in the Wufeng-Longmaxi shale in southern Sichuan Basin

書頁型水平層理頁巖分為正遞變層構成型和復合遞變層構成型2 種類型。正遞變層構成書頁型水平層理主要由正遞變層構成，顯微鏡下可見淺色的條帶（圖11a）；復合遞變層構成型的書頁型水平層理頁巖主要由正遞變層構成，中間夾有少量反遞變層和復合遞變層，顯微鏡下呈現明、暗相間的特征（圖11b）。

掃描電鏡下，書頁型水平層理頁巖的泥質層主要由直徑2.0～3.0 μm的微晶石英組成，含有少量的方解石和碎屑石英（圖12）。方解石粒徑3.0～5.0 μm，碎屑石英粒徑6.5～14.3 μm。條帶狀或斷續狀粉砂紋層主要由單層方解石和白云石組成，方解石粒徑3.7～9.2 μm（平均8.9 μm），白云石平均粒徑4.3 μm。

圖12 川南地區五峰組-龍馬溪組書頁型水平層理粉砂紋層和泥紋層掃描電鏡照片Fig.12 SEM images showing the silty and clayey lamina of the paper-type horizontal bedding in the Wufeng-Longmaxi shale in southern Sichuan Basin

3 討論

3.1 黏性流體基本特征

泥和粉砂顆粒在搬運和沉降過程中，由于存在表面電荷、體積力（如范德華力）［33］、生物聚合物等原因而結合成絮凝顆粒［34］。絮凝顆粒大小與水體濃度、黏土礦物類型及水體化學性質密切相關。搬運過程中，粒徑較大的絮凝顆粒（粒徑在100～1 000 μm）沉降速率與同時期搬運的粉砂或細砂顆粒相近［35］。當流體流速小于15 cm/s時，絮凝顆粒多以懸浮截荷形式搬運和沉降［22-24］。沉降過程中，由于重力分異作用，直徑較大的絮凝顆粒、大顆粒粉砂、包裹較小粒徑粉砂的絮凝顆粒優先沉降，從而形成砂泥混雜的正遞變層［14］。當流體流速為15～25 cm/s時，絮凝顆粒多以床沙載荷形式搬運和沉降。沉降過程中，攜帶粉砂顆粒的較大絮凝顆粒會發生破裂并拋出粉砂顆粒，并在底床上形成分別由粉砂顆粒和泥質絮凝顆粒構成的移動砂波［24］。移動砂波在遷移過程中相互疊置，從而形成粉砂紋層和泥紋層互層。當流體流速大于25 cm/s時，泥質絮凝顆粒破碎，該時期底床上只發育由粉砂顆粒組成的移動砂波，從而只發育分選好的粉砂紋層［24］。

當流體富含黏性泥時，隨著黏性泥濃度升高（臨界點體積濃度為0.5 %～2.0 %），泥質顆粒會結合成連續或近連續的三維網絡，從而形成膠體溶液［36］。膠體溶液影響著流體的流變學、流體結構和流體流動方式。黏土礦物顆粒組成的黏性鍵會增加流體黏度，流體流速增加會降低流體黏度，從而造成流體流速分岔［36-37］。流體流動過程中，隨著流體流速降低，黏性鍵會進一步抑制湍流活動，從而造成流體由湍流轉變為層流［38-39］。黏性鍵的形成需要時間。在流體流速降低過程中，由于更多黏性鍵形成，從而流體黏度進一步增大，所能支撐的顆粒粒度變大［40］。同時，隨著湍流活動強度和泥質濃度的變化，絮凝顆粒大小也發生相應變化［41］。

3.2 不同類型水平層理的成因

3.2.1 遞變型水平層理

遞變型水平層理頁巖遞變層的底界面多為突變接觸或發育沖刷面，遞變層礦物顆粒分選差、雜基支撐，順序式遞變發育，表明其為能量逐漸減弱的低密度濁流［42］或波浪影響的濁流成因［43］。其中，突變面或沖刷面為濁流流動過程中的侵蝕作用形成，濁流沉積時期，由于能量較低，泥質發生懸浮沉降而形成遞變層。遞變層中部和上部常發現較大粒徑的漂浮顆粒，其可能來源于冰川墜石［44］、水面漂浮物、風力搬運［45］或濁流搬運［46］?？紤]到漂浮顆粒多呈簇狀分布、粒徑和形態多變、漂浮顆粒下伏紋層沒有發生變形、遞變層未發現任何冰川作用標志等因素，認為漂浮顆粒為冰川搬運成因可能性非常小。結合遞變層基底為突變接觸、顆粒分選性差、粒序發育等特征，認為漂浮顆粒應為高濃度黏性濁流成因［14，47］。

五峰組-龍馬溪組遞變型水平層理頁巖正遞變層中含有大量泥質顆粒，其可能為絮凝顆粒成因；而粉砂顆粒與泥質顆?；祀s，粉砂紋層和泥紋層分層不明顯，表明沉積時期流體濃度相對較高［48］，流體流速很低（＜15 cm/s），沉積物來源于懸浮沉降作用［42］。粒序發育表明沉積期濁流濃度不是足夠高（體積濃度低于0.5 %～7.0 %）［14］，從而不能支撐相對較粗的顆粒。遞變型水平層理頁巖中遞變層厚度與濁流流速相關：流速越低，流體黏性越大，形成的遞變層厚度越大；流速越高，流體黏性越小，形成的遞變層厚度越薄，并易在底部形成薄層粉砂質滯積層。流體流動過程中，由于流速降低，流體黏性增大［37］，從而形成遞變型水平層理。

3.2.2 砂-泥遞變型水平層理

砂-泥遞變型水平層理頁巖遞變層的底界面多為突變接觸或發育沖刷面，砂-泥遞變層發育遞變結構，表明其為濁流成因［42，49-50］。砂-泥遞變層的形成與濁流底部的邊界層剪切分選有關。濁流活動過程中，粉砂顆粒和絮凝顆粒以相似的速率沉降。當它們進入邊界層內時，絮凝顆粒發生邊界層剪切破裂，而粉砂顆粒正常沉降形成粉砂紋層。隨著邊界層泥質濃度逐漸升高，泥質顆粒重新絮凝沉降而形成泥紋層［15］。上述過程循環往復，從而形成多個砂-泥遞變層疊置［15，51］。隨著濁流流速降低和濃度升高，其靠近底床的粉砂顆粒濃度梯度大幅度上升，從而形成流體分層。流體分層有效抑制了湍流活動，并造成高濃度流體整體發生凝固［47］。五峰組-龍馬溪組砂-泥遞變層中粉砂紋層不含泥質顆粒，表明其經歷了明顯的分選作用；粉砂紋層向上存在著粒度變化，表明其仍為懸浮沉降成因。少數較粗的粉砂紋層頂界面呈凹凸狀，表明其經歷了牽引搬運作用。綜合分析認為，砂-泥遞變層為濁流底部邊界層的分選作用形成，少數經歷了牽引搬運作用，相對于遞變型水平層理，其沉積時期流速增大，但仍低于15 cm/s。

五峰組-龍馬溪組黑色頁巖中，砂-泥遞變層發育正遞變層和交互遞變層2 種類型。正遞變層中，厚泥型正遞變層發育薄層粉砂紋層和厚層泥紋層、單層厚度較大，表明沉積時期水流速度更低、流體黏性更大；厚砂型正遞變層發育厚層粉砂紋層和薄層泥紋層、單層厚度較小，表明沉積時期水流速度增大、流體黏性變弱。交互式遞變層中，粉砂紋層與泥紋層交互出現，粉砂紋層整體向上變細，表示其由同一期流體事件形成，而非多期事件［14-15］。且單個粉砂紋層內部無粒序變化，表明其為牽引沉降，而非懸浮沉降成因。綜上所述，認為交互遞變層形成于流體流速相對較高（15～25 cm/s）時期，隨著濁流能量逐漸減弱，形成向上變細序列。

3.2.3 砂-泥互層型水平層理

砂-泥互層型水平層理頁巖粉砂紋層和泥紋層頂、底界面均為突變界面，粉砂紋層不發育遞變結構，表明其為非濁流成因。粉砂紋層為顆粒支撐結構，基質含量低，發育小型透鏡體和交切接觸關系，表明其經歷了明顯的分選作用［22-23，45］。綜合分析認為，砂-泥互層型水平層理頁巖可能為底流改造作用相對強烈［21］的陸棚深水等深流沉積［17-20，52-54］。陸棚深水環境中，風力搬運、火山噴發、河流注入、表層生物光合作用等來源的粉砂和泥質顆粒均呈絮凝狀顆粒的形式沉降［45］。絮凝顆粒沉降到底層之后，由于受到底流（如風化驅動底流、溫鹽底流等）作用的影響［45，53，55］，包裹粉砂顆粒的絮凝顆粒發生破裂，粉砂顆粒脫離和聚集，并以砂紋的形式在底面上遷移［24］。該時期，沉積底面上發育由粉砂顆粒組成砂波和由黏土顆粒組成的砂波，砂波在移動過程中均留下薄層細尾，細尾相互疊置形成砂-泥互層型水平層理。五峰組-龍馬溪組黑色頁巖中，泥質顆粒和粉砂顆粒均呈底載荷形式搬運，表明沉積時期水流速度為15～25 cm/s。

砂-泥互層型水平層理發育稀疏式、緊密式、交互式和相間式4種樣式，4種不同樣式的形成與沉積時期水體流速和沉積物供給速率密切相關［24］。隨著水體流速和沉積物供給速率逐漸增大，依次出現稀疏式、緊密式、交互式和相間式4種樣式的砂-泥互層型水平層理（圖13）。其中，水體流速25 cm/s 為一臨界點［22-23］，當水流速度大于25 cm/s 時，只會沉積粉砂紋層；當水流速度低于25 cm/s 時，才會出現粉砂紋層與泥紋層互層。

圖13 不同類型砂-泥互層型水平層理與水體流速和沉積速率的關系Fig.13 Impact of current velocity and sedimentation rate on the formation of various types of horizontal bedding with alternating siltstone and claystone

3.2.4 書頁型水平層理

書頁型水平層理頁巖整體由生物成因微晶石英組成［56-59］，陸源碎屑物質含量較低［25］，頁巖中放射蟲形態完整，局部可堆積成1～5 mm的放射蟲紋層，表明沉積物主要來源于表層水體初級生產力。頁巖中夾雜有極少量方解石、白云石和黏土礦物顆粒，局部形成粉砂紋層，表明存在著少量的陸源碎屑供給。頁巖發育極薄層的水平紋層，缺乏水流改造標志，表明沉積物為懸浮沉降成因，側向平流活動微弱或不發育［17］。綜合以上分析，認為書頁型水平層理為深水陸棚環境的遠洋懸浮沉降成因［4，17］，沉積物主要來源于生物成因物質的懸浮沉降作用，受陸源碎屑供給或火山碎屑供給等側向平流作用的影響較?。?5］。遠洋沉積的沉降速率非常低（＜1 cm/kyr）［60］，主要受控于絮凝顆粒和糞球粒的形成速率。在初級生產力較高的邊緣海地區，生物作用表現為明顯的周期性或季節性勃發［61］。

五峰組-龍馬溪組黑色頁巖中，書頁型水平層理發育微弱的正遞變，其形成可能與季節性氣候變化有關。季節性氣候變化造成表層水體中硅質生物周期性勃發［61］，從而形成放射蟲富集層。頁巖中夾雜的極薄層細粒粉砂紋層，其形成可能與風力或異重流搬運有關［45］。黑色頁巖中發育的少量反遞變層和復合遞變層，其形成可能與局部的濁流沉積有關。

3.3 不同類型水平層理頁巖滲透率差異

不同類型水平層理頁巖滲透性明顯差異。其中，書頁型水平層理頁巖滲透率及水平滲透率與垂直滲透率之比最大，其次是砂-泥互層型水平層理，砂-泥遞變型水平層理和遞變型水平層理最?。?5］（表3）。以長寧雙河剖面和陽101H3-8井樣品為例，書頁型水平層理頁巖滲透率最高，水平滲透率與垂直滲透率比值為6.53～59.74，砂-泥互層型水平層理頁巖的比值為1.86～3.46，砂-泥遞變型水平層理頁巖的比值為0.20～12.20，而遞變型水平層理頁巖的比值為0.01～0.75。

表3 川南地區五峰組-龍馬溪組不同類型水平層理頁巖滲透率特征Table 3 Shale permeability of the horizontal bedding of diverse types in the Wufeng-Longmaxi shale in southern Sichuan Basin

不同類型水平層理頁巖滲透性差異可能與其成因有關。書頁型水平層理頁巖為半遠洋懸浮沉降成因，沉積時期表層水體初級生產力高［25］、水體還原性強［62］、陸源影響?。?3］，故有機質和有機孔發育，滲透性好。砂-泥互層型水平層理由于為等深流成因，受底流改造強，顆粒分選性好，故滲透率較好。遞變型水平層理和砂-泥遞變型水平層理由于為濁流成因，沉積時期水體為氧化環境［64］、顆粒分選性差，有機質和有機孔不發育，故滲透性不好。

4 結論

1）黑色頁巖發育遞變型、砂-泥遞變型、砂-泥互層型和書頁型4 種類型水平層理。遞變型水平層理由多個粉砂層疊置而成，層界面平行，粉砂層呈雜基支撐結構、粒序發育。砂-泥遞變型水平層理中粉砂紋層和泥紋層互層構成正遞變層，粉砂紋層呈顆粒支撐結構，紋層界面突變接觸，層界面平行。砂-泥互層型水平層理由粉砂紋層和泥紋層薄構成，層和紋層界面均突變接觸，粒序不發育。書頁型水平層理由極薄層狀泥紋層構成，發育微弱的正粒序。

2）黑色頁巖4種水平層理具有不同的成因。遞變型水平層理為相對低能的濁流成因；砂-泥遞變型水平層理為相對高能的濁流成因；砂-泥互層型水平層理為陸棚相的等深流成因；書頁型水平層理為陸棚相的半遠洋懸浮沉降成因。

3）黑色頁巖水平層理類型直接影響頁巖滲透性。書頁型水平層理頁巖富含有機質和有機孔，滲透率及水平滲透率與垂直滲透率之比最大；砂-泥互層型水平層理顆粒分選性較好，滲透率及水平滲透率與垂直滲透率之比較大；砂-泥遞變型水平層理和遞變型水平層理顆粒分選性差、有機質含量低，滲透率及水平滲透率與垂直滲透率最低。

致謝：中國石油西南油氣田分公司巖心庫提供了觀察和描述巖心的機會，大薄片照片均由北京天和信公司佟明江總經理拍攝，中國石油國家卓越工程師學院王紅巖教授教授提供了技術指導，在此表示感謝。