細粒沉積物理模擬研究進展與展望

周川閩，張志杰，邱振，成大偉，袁選俊，劉銀河，黃秀

1.中國石油勘探開發(fā)研究院，北京 100083

2.提高石油采收率國家重點實驗室，北京 100083

0 引言

沉積物理模擬通常指在限定的實驗條件下，對自然環(huán)境中所發(fā)生的沉積過程進行模擬，以準確測定各種物理參數(shù)，并據(jù)此分析沉積物起動、輸運、沉積和分布等的一種重要的沉積學研究技術。其發(fā)展及應用對于研究水利工程、環(huán)境科學、環(huán)境工程、土壤學、海洋學、古環(huán)境及油氣勘探等具有重要意義。水槽是沉積物理模擬的主要載體，“水槽”一詞源于拉丁文，現(xiàn)在泛指用于輸送流水的傾斜槽道[1]，廣義的水槽還包括風洞、管路中的槽道及沉降管（或水池）等。自然環(huán)境可視為天然的“水槽”。早期沉積物理模擬實驗多應用于工程技術研究[2]，隨后被廣泛應用于沉積地質學、生物學和地質災害防治等領域[3-6]。

前人利用水槽實驗分別研究了無黏性沙和黏性土（或泥沙）的輸運與沉積。其中，無黏性沙（>62.5 μm）主要由砂級和礫級顆粒組成，可進一步劃分為無黏性均勻沙和無黏性非均勻沙兩類；黏性泥沙主要由黏土（<2 μm）和粉砂（<62.5 μm）級顆粒組成，含有數(shù)量不等的有機質及少量細砂[7]。無黏性沙的運動和沉積相對簡單，前人已建立一系列公式用于描述顆粒的運動屬性（包括沉速、受力情況、起動條件和運動狀態(tài)等）、水流的動力學特性（包括紊動、流速、阻力、挾沙力和流變學特性等），以及沙波的運動狀態(tài)等[8-10]，如斯托克期定律[11]、斯坦諾方程[12]、摻混長度理論[13]、水流及泥沙運動的連續(xù)性方程[14]、梅葉—彼德方程[15]、拜格諾方程[16]、愛因斯坦床沙質方程[17]等。因粒間的物理化學作用力（如化學鍵力、氫鍵力和范德華力）非常顯著，顆粒易黏結形成絮團[18]和絮團集合體，這使得黏性泥沙的侵蝕、輸運和沉積要比無黏性沙要復雜得多。前人在黏性泥沙的起動、輸運和沉降等方面也開展了大量研究，并取得一批重要的成果認識[8-9,19-27]，但因影響因素眾多，沉積過程復雜，多數(shù)成果仍停留在定性探討階段，相關問題仍有待深入研究。

當有機質含量足夠高時，黏性泥沙即為石油地質關心的富有機質細粒沉積巖的前身物，其長期以來一直是石油地質學術界最為關注的研究對象[28-32]之一。近年來，隨著非常規(guī)油氣的快速發(fā)展，有學者呼吁將細粒沉積研究上升為“細粒沉積學”[33-34]和“非常規(guī)油氣沉積學”[35-36]。細粒沉積物的概念由Krumbein[37]于1933 年提出，特指多數(shù)顆粒直徑<60 μm的碎屑沉積物，包括黏土（巖）、頁巖、粉砂（巖）及冰磧物。細粒沉積巖是指以粒徑<100 μm 的顆粒為主（>50%），主要由黏土礦物和粉砂等陸源碎屑顆粒組成，或包含少量盆內(nèi)生成的碳酸鹽、生物硅質、磷酸鹽等顆粒的沉積巖[38]。

眾所周知，在地層記錄中占比達2/3 的細粒沉積巖[39]既包含了常規(guī)含油氣系統(tǒng)的烴源巖，也包含了非常規(guī)含油氣系統(tǒng)的烴源巖和儲層。客觀上，由于泥/頁巖露頭易遭風化，而且紋層過細，使得對細粒沉積巖的研究滯后于砂礫巖。目前，鑒于國內(nèi)油氣勘探開發(fā)與非常規(guī)油氣沉積學發(fā)展的迫切需求，亟需對零星發(fā)表于沉積學、海洋學、地質學、環(huán)境科學、環(huán)境工程等領域的細粒沉積物理模擬成果進行系統(tǒng)的梳理與總結。筆者在系統(tǒng)調研前人基于水槽和沉降管（或水池）沉積物理模擬實驗及現(xiàn)場觀察與實測結果的基礎上，以石油地質最關注的富有機質泥/頁巖的沉積和保存為重點，從細粒沉積物（主要指黏性泥沙）的顆粒屬性、侵蝕和沉積機制及底形特征、輸運機制與沉積模式、有機質富集和保存機制等四個方面介紹細粒沉積物理模擬進展，以期探討富有機質細粒沉積物的侵蝕、輸運、沉積、保存與預測，從而深入研究泥/頁巖含油氣系統(tǒng)的源儲特性，豐富和發(fā)展非常規(guī)油氣沉積學理論[35-36]，并為非常規(guī)頁巖油氣勘探部署和沉積古環(huán)境恢復等提供依據(jù)。對于理論上存在的無黏性細粒沉積物（如罕見的石英細粉砂等），因其在沉積過程中的受力情況與無黏性沙近似，相關沉積過程的研究可參照前述相對成熟的泥沙運動力學公式[8-9]，本文不作探討。

1 細粒沉積物顆粒的特性

不同于無黏性沙，細顆粒因具有粒度細、浮重度小、比表面積大（如細砂為210 cm3/g，黏土為23 000 cm3/g）、表面通常帶負電荷、離子交換容量大等特性[40]，粒間的物理化學作用力（如化學鍵力、氫鍵力和范德華力）非常突出，相互之間極易黏結（絮凝）形成不同級次的絮團。細顆粒能否黏結在一起，在力學上取決于相互之間吸引力與排斥力的平衡，只有吸引力大于排斥力時，絮凝才會發(fā)生。顆粒間的相互作用力在根本上取決于自身的屬性（黏性），通常只有黏性顆粒才能發(fā)生絮凝。黏性顆粒主要是黏土礦物，尤其是伊利石、蒙脫石和高嶺石，這是因為它們通常具有粒度小、比表面積大（會對周圍其他分子或原子產(chǎn)生吸附作用以最大限度地降低表面能）、易吸附水分子（因晶格中的氧及氫氧層均會與水分子形成氫鍵）、粒表常帶負電荷（由同晶替代所致）等特性。由于所含原子及分子結構不同，黏土礦物的黏性差異極大，常見黏土礦物的黏性依次為蒙脫石＞伊利石＞高嶺石。因表面帶有不同數(shù)量的正電荷，一些金屬氧化物也可引發(fā)絮凝，如常作為絮凝劑的鐵氧化物[41]。不同于黏土礦物，石英和長石細顆粒雖然也是細粒沉積物的重要組成部分[9]，但一般不具備這些屬性，故通常無黏性。因此，通常認為細粒沉積物的黏性及與此相關的絮凝現(xiàn)象主要受控于所含黏土礦物的含量。當黏土含量>20%時，細粒沉積物通常具有明顯的黏性，被稱為黏性沉積物[41]。細顆粒的等容粒徑和形狀會對絮凝產(chǎn)生一定的影響，因為它們會對顆粒的沉速和擴散運動等產(chǎn)生影響，從而改變顆粒之間的距離，影響粒間的吸引力和排斥力。

絮凝的機理可使用膠體化學原理進行解釋，因為攜帶黏性泥沙的水體（表現(xiàn)為固體分散在液體中）可視為膠體粗分散系統(tǒng)的懸浮液。據(jù)膠體化學原理[42]可知，懸浮液的基本特性是具有動力和電學性質。其中，動力性質表現(xiàn)為細顆粒的布朗運動、擴散及沉降；電學性質取決于細顆粒的帶電性。顆粒表面的電荷主要來自于晶格缺陷和同晶替代等產(chǎn)生的永久電荷、表面化學反應產(chǎn)生的質子電荷、表面絡合疏水物質或表面活性劑產(chǎn)生的絡合電荷、吸附產(chǎn)生的電荷及電離產(chǎn)生的電荷等[43]。處于穩(wěn)定狀態(tài)時，懸浮液內(nèi)部分散相粒子之間的各種動力和電化學力之間保持平衡，即排斥力和吸引力大小相等，方向相反。懸浮液能否發(fā)生聚沉（絮凝并沉積）取決于這種平衡狀態(tài)是否維持。若流體發(fā)生流動或紊動，分散相粒子獲得額外動力后粒間距離會發(fā)生改變，懸浮液會因粒間的吸引力超過排斥力發(fā)生絮凝和沉積。此外，向懸浮液注入一定數(shù)量（≥聚沉值）的電解質也會引發(fā)絮凝和沉積，因其會改變分散相粒子的雙電子層結構[8-9]，進而改變懸浮液的電化學性質。另外，因表面通常帶有電荷，有機質（主要指藻類）的存在也會影響懸浮液的電學性質：當量少時會顯著促進絮凝（稱為敏化作用）；相反，當量足夠多時則會抑制絮凝，因為有機大分子吸附在膠粒表面可起到保護溶膠的作用。有機高分子化合物的絮凝方式包括搭橋作用、脫水效應和電中和效應3 種。再者，將一些金屬氧化物（如金屬氧化物絮凝劑）加入懸浮液，也會引發(fā)絮凝[41]。

由上述絮凝機理分析可知，絮凝包括無機絮凝（鹽絮凝）和有機絮凝（橋連絮凝和網(wǎng)捕絮凝）[44]兩大類，所形成的絮團或絮團集合體既可以是純的黏土礦物，也可以是有機質與無機物的復合體。后者與油氣密切相關，是烴源巖的前身物。此類絮團通常是微生物群落、有機顆粒（如有機質碎屑、胞外聚合物、細胞及細胞碎屑）和無機顆粒的復合體，內(nèi)部存在大量的孔隙空間及可自由出入或以束縛水形式充填于孔隙的水體[45-52]。在前人研究基礎上，Droppo[52]于2001 年提出了絮團的綜合概念模型（圖1），認為絮團由無機物、生物和有機質、水及孔隙組成，它們的相互作用影響著流體的流變學特征及顆粒的輸運與沉積。

室內(nèi)實驗和實地勘查表明：與細粒沉積物相關的絮凝條件極易滿足。錢寧等[8]，Chienet al.[9]和Migniot[53]認為粒徑<30 μm的細粒沉積物極易發(fā)生絮凝；Drake[54]研究表明2‰的鹽度即可引發(fā)絮凝；Einsteinet al.[55]得出鹽度超過1‰即可引發(fā)絮凝；Buschet al.[56]研究得出0.5 mg/L的有機高分子聚合物足以引發(fā)絮凝，1 mg/L可使絮凝達峰值；Laane[57]實地勘查表明，具絮凝現(xiàn)象的水體所溶解的碳水化合物可低至0.1 mg/L。在自然環(huán)境中，這些臨界條件之上形成的個體絮團直徑通常介于50～1 000 μm[58]，不易被肉眼察覺，但其群體極易觀察，如直徑可達數(shù)米的絮團集合體[59]及大面積分布的赤潮等。

前人的觀察和研究表明，海洋具有極佳的細粒沉積物絮凝條件：首先，較高的鹽度可提供充足的電解質；其次，現(xiàn)今入海的沉積物64%以懸移質輸運[60]，這為絮凝的發(fā)生提供了充足的黏性顆粒；再次，海洋透光帶浮游植物年生產(chǎn)力達500 億噸[61]，海水中溶解的有機質（Dissolved Organic Carbon）高達6 620 億噸[62]，這為絮凝提供了充足的有機“黏合劑”。與海洋相比，湖泊藻類發(fā)育更為繁盛（如太湖、滇池等[63]），雨季河流懸移質濃度更高[60]，也不乏咸化湖泊（如青海湖），這表明湖泊也具有很好的絮凝發(fā)生條件。這或許是海洋和湖泊環(huán)境極易觀察到絮凝現(xiàn)象的原因，如埃姆斯河河口[64]、萊茵河河口[65]、易北河河口[66]、德拉華灣[67]等海洋或河海過渡環(huán)境，以及阿波普卡湖和太浩湖[68]、利洛埃特湖[69]、太湖和青海湖等。

絮凝發(fā)生后，以絮團形式存在的細粒沉積物具有不同子細顆粒個體的動力學屬性，攜沙流的流變學性質也會發(fā)生不同程度的變化。這些變化既會影響沉積物（包括有機質）的侵蝕、輸運和沉積過程，也會影響沉積物的組分、結構、沉積構造和展布等。因此，就細粒沉積物開展絮凝及沉積過程研究，對沉積環(huán)境解釋及油氣烴源巖評價和非常規(guī)油氣勘探都具有重要意義。

2 細粒沉積物的侵蝕、沉積及底形特征

與無黏性沙相比，細顆粒（黏性顆粒）在遷移與沉積過程中的受力情況在本質上沒有區(qū)別，都受重力、浮力、拖曳力（床面剪切力）、上舉力、黏結力（cohesion force）、粒間離散力、滲透壓力及物理化學力（如化學鍵力、氫鍵力和范德華力）等作用[8-9]。但是，因細顆粒之間的黏結力和物理化學作用力突出，細粒沉積物從侵蝕到沉積的過程都表現(xiàn)出不同于無黏性沙的特征，所形成的底床形態(tài)也有所差異。

2.1 細粒沉積物的侵蝕

黏性顆粒能否被侵蝕，取決于上舉力和起動拖曳力（床面剪切力）的合力是否大于顆粒的起動阻力（主要是粒間摩擦力和黏結力），只有起動的合力大于阻力時，顆粒才能離開床面并隨流體運動[8-9]。該過程及作用機制十分復雜，同時受控于床面近壁區(qū)的紊動猝發(fā)作用及細粒沉積物的微觀組構。紊動猝發(fā)現(xiàn)象的產(chǎn)生是因為流速梯度大的床面周圍（近壁低速層流層）會發(fā)生紊動并形成渦流，該渦流在流速壓差作用下會離開床面上升并被水流帶向下游，直至崩解。該渦流上升過程稱為低速帶舉升[8-9]。與低速帶舉升相伴的是來自主流區(qū)高速流體對邊壁的掃蕩。據(jù)Offenet al.[70]觀察，在每一次低速帶的舉升之前，都有一個來自上游主流區(qū)的擾動，該擾動就像漩渦，具有向邊壁方向的平均運動。通常認為低速帶的舉升和高速流體的掃蕩互為因果，兩者以一定的發(fā)生概率交替出現(xiàn)[8-9]。在來自主流區(qū)間歇性高速流體的掃蕩下，分布于床面的顆粒（包括單顆粒和絮團）將受到瞬時剪切力作用。若該剪切力與上舉力的合力大于阻力，細粒沉積物（單顆粒或絮團）將被侵蝕，并隨紊動猝發(fā)體（如U形環(huán)渦流[8-9]）的低速帶自床面附近上升，直至轉入沉降階段；反之，床面將保持穩(wěn)定。

由上述可知，細粒沉積物（包括固結及未固結的）的侵蝕主要取決于兩個方面，一是外在的水動力條件，二是顆粒間及其與床面的作用力。前者對沉積物施加床面剪切力并引發(fā)上舉力[8-9]，其大小主要取決于水流的能量及流態(tài)（如是否為紊流）；后者受諸多因素影響，包括顆粒自身的屬性和流體的物理化學性質等。對于細粒沉積物侵蝕的認識是一個不斷深化的過程：早期認為主要取決于臨界流速、臨界剪切力[71-72]或臨界抗剪切強度[73]；后來認識到還與沉積物的極限含水量（atterberg limit）和宏觀強度（macroscopic strength）等[74-75]相關；隨后，進一步認識到還受沉積物的密度、孔隙度、含水飽和度、固結時間（程度），表層沉積物中絮團的密度、結構及其與下伏沉積層的作用力，黏土礦物的類型、排列方式和含量，以及水體的溫度和所含的電解質等影響[41,76-77]。其中，固結作用主要發(fā)生于準同生期，對細粒沉積物的抗侵蝕強度有很大的影響。在此期間，因為絮團的結構不斷發(fā)生調整，細粒沉積物會從不穩(wěn)定向亞穩(wěn)定轉變。據(jù)Partheniades 實驗分析[78-79]，絮團在準同生期的固結過程可劃分為4 個階段（文獻[41]中圖3.15～3.18）：首先，沉積的絮團集合體相互連接構成溶膠；其次，在上覆沉積物重荷作用下，絮團集合體因相互之間的孔隙空間消失而趨于相互接觸；再次，絮團集合體內(nèi)部孔隙空間逐漸消失，絮團之間趨于相互接觸；最后，隨著細顆粒之間的結構發(fā)生調整，絮團內(nèi)部的孔隙空間也趨于消失，細粒沉積物進入亞穩(wěn)定狀態(tài)。固結程度不同的細粒沉積物通常表現(xiàn)出不同的抗剪切強度及抗剪切強度—深度關系，弱固結者的抗剪切強度隨深度增大明顯上升，完全固結者則無明顯變化。Mehtaet al.[80]的系列實驗證實了這種解釋，與沉積后靜置2 h 者相比，絮狀物靜置240 h后固結程度顯著上升（厚度下降44%，平均密度增大60%），相應抗剪切強度上升約16 倍[41]。因此，固結的細粒沉積物和新淤積的軟泥有著不同的侵蝕特征。假定床面剪切力（略大于侵蝕臨界剪切力）恒定，隨著時間的推移，固結的細粒沉積物會被持續(xù)侵蝕，直至消失殆盡；軟泥的侵蝕則隨著侵蝕深度的增大逐漸減慢，直至停止。

2.2 細粒沉積物的沉積

當細粒沉積物（單顆粒或絮團）受侵蝕而離開床面并隨紊動猝發(fā)體的低速帶上升后，將轉入輸運或沉積階段。假定流速不變，該階段細粒沉積物的沉積主要受控于沉速：若沉速大，其在上升過程中會很快落到低速水團外，并重新回到床面；若沉速較小，其會隨著低速水團的漩渦持續(xù)上升，直至低速帶崩解時升至最高點，轉而開始下沉；若沉速極小，其會隨低速水團的漩渦上升至主流區(qū)并以沖瀉質[8-9]輸運，最終沉積于靜水區(qū)。在降落過程中，一部分細粒沉積物會被正在向床面運動的高速帶捕獲，并回到近壁區(qū)；另一部分則可能被卷入上升低速帶中的漩渦并隨之再次上升，隨后進入下一個沉降周期。高速帶在掃蕩至床面后將向兩側散開，在兩股高速帶之間形成一股新的向上抬升的低速帶，隨高速帶下落的細粒沉積物也在床面附近被推向兩側，進入另一個低速帶并進入新的運動周期。由此可知，沉速對細粒沉積物的沉積起至關重要的作用。

因為黏土級顆粒的靜水沉速僅為0.003 mm/s[81]，在未發(fā)生絮凝或絮凝不顯著時，通常認為輸運中的細顆粒極易受到水流的紊動（即便是微弱的紊動）影響，并隨低速水團的漩渦上升至水流高速帶。只要滿足沉速小于上升低速帶的流速，即使流速緩慢，細粒沉積物都以沖瀉質[82]輸運并最終沉積于靜水區(qū)。與此不同，發(fā)生絮凝后，細粒沉積物主要以絮團的形式存在，其沉速可達0.01～2 mm/s 或更高[53,83-87]。此時，細粒沉積物的輸運和沉積將發(fā)生顯著變化：沉速偏大的絮團因具有類似于無黏性沙的屬性，即使流速較大，也趨向于以躍移質或接觸質輸運，并在輸運過程中經(jīng)歷周期性上升和下落；沉速中等的絮團趨向于以懸移質輸運，并隨水流紊動減弱向躍移質或接觸質轉變；沉速偏小的絮團趨向于繼續(xù)以沖瀉質輸運。由此可知，細粒沉積物既可以沖瀉質沉降于靜水區(qū)，也可以床沙質（主要是絮團）在牽引流（床面剪切力）作用下沉積于較強的水動力環(huán)境（如濱岸帶和河道側翼等）。這種觀點已被模擬實驗[88]證實，即細粒沉積物絮團在高達20 cm/s的流速下也可沉積形成沙紋，而這樣的流速通常被認為只有砂級顆粒才能沉積。在開展泥/頁巖研究時，需要特別關注細粒沉積物的這種特性，因其會使細粒沉積巖的巖性變得異常復雜，從而降低依據(jù)巖相來解釋沉積環(huán)境的可信度并影響非常規(guī)油氣泥/頁巖甜點段/區(qū)的優(yōu)選。

由上述分析可知，在輸運和沉積過程中，細粒沉積物與無黏性沙在本質上并無區(qū)別，只是前者的過程更為復雜，體現(xiàn)為顆粒（或形成絮團）的沉速是變化的。未發(fā)生絮凝時，顆粒的沉速主要受浮重度和粒度控制，顆粒通常以沖瀉質最終分散沉降于靜水區(qū)并形成平直平行紋層。相反，絮凝形成的絮團具有變化的沉速，顆粒或可沉積于較強的水動力環(huán)境并形成不同尺度的沙波，具體主要取決于沉速。絮團的沉速同時受絮團自身的屬性（如大小、密度、組分和結構）、水體的物理化學屬性及水動力（如剪切力）控制。前兩者會對絮團內(nèi)部顆粒間的作用力產(chǎn)生影響，進而影響絮團的穩(wěn)定性（抗剪切強度）及沉速。例如，通常認為大比重細顆粒（如粗粉砂）越多（未引發(fā)絮團崩解之前），絮團越易沉積；反之，則相反。水動力對絮團的影響較復雜，當小于絮團的抗剪切強度時，剪切力越大，絮團越多、越大、越易沉積；反之，則絮團越不穩(wěn)定、越小、越不易沉積。

2.3 細粒沉積物的底形特征

由前述可知，黏性泥沙的侵蝕和沉積過程與無黏性沙并無本質區(qū)別[8-9]，而且在該過程中同樣進行著懸移質、接觸質/躍移質、層移質、床沙質之間的相互交換。因此，細粒沉積物所形成的床面底形（沙波）[8-9]與無黏性沙不會有特別大的差異，隨著流速從低于臨界流速開始持續(xù)增大，將依次經(jīng)歷靜平行、沙紋、沙壟/丘、過渡、動平行、沙浪、碎浪、急灘—深潭8個演化階段[89]。但由于絮團的粒徑和發(fā)生侵蝕的臨界剪切力之間的關系復雜，且顆粒之間黏結力大，細粒沉積物沉積之后再次起動需要更大的床面剪切力（＞發(fā)生沉積時的床面剪切力）[8,26]，故形成的底形會有所差別。目前，盡管這方面的研究較少且不成系統(tǒng)，但已取得一些重要認識。例如，在宏觀上，實驗實測表明，與無黏性沙相比，隨著所含黏性顆粒的增多，細粒沉積物的床沙底形趨于更穩(wěn)定，沙波的尺寸趨于變小甚至不發(fā)育[90-92]；當床沙含有機高分子化合物或被生物被膜覆蓋后，這種現(xiàn)象更為顯著，床面甚至不發(fā)育沙壟等沙波[90,93-101]。在微觀上，細粒沉積物形成的紋層其傾角更大，通常可達休止角[91]。盡管細粒沉積物底形的研究程度還較低，但已取得的研究成果足以表明絮團的沉積對沙波形態(tài)的影響或超出預期。例如，Baaset al.[91]的研究表明，在同等實驗條件下，干樣泥/沙比值為1.2%～3.2%的細粒沉積物，其沙波高度僅有純細砂（中值粒徑為143 μm）的0.03%～26%；Malarkeyet al.[100]的研究則表明，重量達床沙重量0.063%（河口灣的基值）的有機質足以對底形產(chǎn)生顯著影響。此外，黏性顆粒的存在還使得固結—半固結的細粒沉積物易形成獨特的沖刷構造，即床面易形成侵蝕坑并堆積從床面撕裂出來的黏結團塊[8-9,102]。當床面覆蓋生物被膜時，這種現(xiàn)象更為明顯[100]，尤其在表面生物被膜厚度超過1 mm后。

細粒沉積物底形的這種特征對于沉積環(huán)境的判斷可能影響不大，但會顯著影響沉積亞環(huán)境（subenvironment）的判斷，尤其是低估沉積環(huán)境的水動力強度，如將三角洲內(nèi)前緣解釋為外前緣，抑或將內(nèi)陸棚解釋為外陸棚。這種沉積亞環(huán)境的誤判對于非常規(guī)油氣泥/頁巖甜點段/區(qū)的成因分析和優(yōu)選或有重大影響，有待深入剖析。

3 細粒沉積物輸運機制與沉積模式

泥沙越細，其浮重度越小，因此細粒沉積物通常以懸移質輸運，甚至以沖瀉質[8-9,82]輸運。這已得到全球流域水文統(tǒng)計數(shù)據(jù)[103]的印證，即全球輸入海洋的河流負載沉積物72%為懸移質。Mulderet al.[60]分析了河流的率定曲線，得出河流沉積物（包括床沙質和懸移質等）的輸運絕大多數(shù)發(fā)生于洪水期。例如，大型河流的Ms2值（全年懸移質通量最高的2%時間累積的懸移質通量與全年總量的比值）通常約為20%，小型山區(qū)河流的Ms2值普遍高達50%～70%[60]。洪水從河口注入湖泊或海洋后，由于水深增加，流速下降，所攜帶的泥沙較粗的一部分就近沉降形成三角洲前積層，較細的一部分由于沉速較慢，仍以懸移質繼續(xù)輸運。Sturmet al.[104]認為該懸移質可形成異輕流（表層流體）、等密度流（層間密度流）和超密度流（異重流/底流）三類洪水重力流，具體類型取決于河流和匯水盆地之間水體的密度差。其中，異重流特指流入淡水或咸水盆地水底的地表攜沙流，它將地表環(huán)境和水下環(huán)境聯(lián)系在一起[105-107]。其典型特征是源自陸上，完全為湍流，移動速度相對慢，持續(xù)時間長（幾周或幾個月），移動距離可達數(shù)百千米[107-108]。Zavalaet al.[109]總結了異重流的發(fā)育過程，將其劃分成8個階段（圖2）：1）注入洪水密度小于海水時，形成異輕流（圖2a）；2）洪水聚集至密度等于海水時，形成等密度流（圖2b）；3）和4）洪水聚集至密度大于海水時，河水沖入海底并將先存羽狀流和表層水體吸收并卷入海底，形成異重流（圖2c）；5）至8）隨著注入洪水密度下降，LP逐漸向陸一側移動，三角洲體系恢復至以異輕流為主的初始狀態(tài)。Mulderet al.[106]分析了全球主要河流的水文數(shù)據(jù)庫，認為流入海洋的河流徑流71%可產(chǎn)生異重流，頻率是每年一次（混濁的河流）至每百年一次（清澈度中等的河流）。據(jù)Parsonset al.[110]實驗觀察，異輕流和等密度流均會向異重流轉變。據(jù)此，可認為源自陸上河流的細粒沉積物及其吸附的有機質通常以懸移質的方式通過洪水輸運，并且主要以洪水異重力流在湖盆或海盆內(nèi)長距離輸運。

除了持續(xù)時間長的洪水重力流，由雷雨或颶風等瞬時氣候事件形成的短暫性洪水，以及地震、海嘯等相關垮塌事件所形成的涌浪型濁流（如沉積經(jīng)典鮑馬序列的濁流）也可輸運細粒沉積物。其典型特征是流體的能量快速減弱[111]（即流速迅速下降），因此所攜帶細粒沉積物的輸運距離遠小于持續(xù)時間長的洪水重力流。

圖2 異重流演化過程的關鍵時期示意圖（據(jù)文獻[109]修改）Fig.2 A Schematic diagrams showing main steps of the conceptual evolution model of a single sustained hyperpycnal discharge(modified from reference[109])

盡管觸發(fā)機制有所差異，但重力在攜沙流中所起的作用是公認的，即便是水流其能量也主要來自重力勢能。因此，在廣義上，沉積物輸運流體都可以稱為重力流。對于重力流流體的動力學或流變學特征，前人已開展了大量深入的研究[112-123]。例如，Middletonet al.[115]依據(jù)支撐機制將重力流劃分為泥石流、顆粒流、液化沉積物流和濁流；Lowe[116]按流變學特征將重力流劃分為低密度濁流、流體化流、過渡液體流、顆粒流和黏滯流，前兩者屬于流體流，后兩者屬于塑性流；Mulderet al.[117]依據(jù)流體的屬性和顆粒支撐方式進一步將重力流分為濁流、密度流、超密度流和碎屑流。對于重力流的演化過程，通常認為由于水體的摻混，其會從塑性塊體流逐漸轉化為碎屑流，然后再轉化為濁流[118]。但是，更多的研究表明，重力流在輸運過程中既可以從湍流（如濁流）經(jīng)過渡流向層流（如塑性碎屑流）轉變，也可以從層流向湍流轉變，并形成重力流混合沉積[119-121]。

細粒沉積物顆粒會抑制流體中的湍流，進而對重力流的動力學和流變學屬性產(chǎn)生重大影響。隨著黏性顆粒濃度增大，重力流會相繼從湍流轉變?yōu)檫^渡流和亞穩(wěn)定層流[122-123]，相應流體的流變學屬性從牛頓流體向偽塑性—塑性流體轉變，進而影響沉積物的分異、沉積和展布。此外，細粒沉積物顆粒還會影響重力流的動力學特征，如使其流速下降、輸運距離縮短[124]。

不同輸運機制形成的細粒沉積物/巖可用不同的沉積模式描述。異重流所形成的異重流沉積（巖），其相序特征是流量上升期形成反粒序層，流量下降期形成正粒序層，兩者內(nèi)部均可見牽引流和懸浮沉降沉積交替構成的復合層，其沉積相模式由Mulderet al.[108]建立。涌浪型濁流形成經(jīng)典的鮑馬序列[125]，其相序特征是總體向上變細，自下而上依次發(fā)育塊狀砂巖粒序層（Ta）、平行紋層砂巖（Tb）、沙紋層理細砂巖（Tc），以及粉砂和半遠洋泥（Td 和Te）。該沉積序列以Td 和Te 為主要的細粒沉積亞段。因觸發(fā)機制可交替出現(xiàn)或重疊，異重流和濁流沉積可交替分布，甚至重疊，如Saguenay峽灣及與瓦河相關的重力流沉積[60]。此外，還有一些沉積模式也可用于描述細粒沉積巖的巖相及沉積過程，如主要用于描述細粒濁積巖的Stow序列[126]及用于描述深水重力流混合沉積的Haughton 序列[119-120]。其中，Stow 相序總體也向上變細，自下而上依次為T0 底部透鏡狀紋層，T1 包卷紋層，T2波狀—透鏡狀紋層，T3規(guī)則薄紋層，T4模糊紋層，T5 束帚狀粉砂紋層，T6 有粒序變化的泥巖及粉砂巖透鏡體，T7 無粒序變化的泥巖，T8 含小型生物擾動構造的泥巖。

4 細粒沉積物與有機質的富集和保存

就全球碳循環(huán)而言，有機質（初級生產(chǎn)力）的埋藏率非常低。以海洋為例，據(jù)Kandasamyet al.[61]總結，全球初級生產(chǎn)力約為1 100 億噸/年，海洋初級生產(chǎn)力約為500 億噸/年，但埋藏于海洋沉積物中的有機碳僅為1～2億噸/年，約占前者的0.1%，約占后者的0.2%。通常認為有機碳的埋藏主要受初級生產(chǎn)力、沉積速率、底水含氧量和有機質來源等因素控制[61,127]，但仍有待進一步研究。前述細顆粒的絮凝特征分析表明，細粒沉積物與有機質易相互黏結形成絮團，這可能會對無機細顆粒和有機質的沉積過程及分布產(chǎn)生重大影響。這種影響體現(xiàn)在兩方面，一是有機質對無機細顆粒的影響，二是無機細顆粒對有機質的影響。

有機質對無機細顆粒的影響至少有三個方面：一是促使長期處于懸浮狀態(tài)的細顆粒發(fā)生絮凝，進而形成絮團并沉降，這有利于細顆粒的沉積范圍擴張至靜水區(qū)之外的較強水動力環(huán)境（如下臨濱）；二是影響富細粒沉積物重力流（如異重流）的動力學特征，如降低其流速和輸運距離[124]，從而影響細粒沉積物在空間上的分布及沉積體的形態(tài)（如席狀或透鏡狀）；三是提高絮團及絮團沉積物的抗剪切強度，從而使細粒沉積物少受或免遭侵蝕，尤其是沉積于水動力較強環(huán)境的細粒沉積物。

無機細顆粒對有機質的沉積和保存的影響主要體現(xiàn)在三個方面：一是吸附有機質形成絮團，從而使密度較小的有機質獲得更大的沉速并脫離富氧水體，免遭進一步的生物降解及氧化分解；二是湖/海盆中沿特定路徑遷移的含無機細顆粒重力流—絮狀物羽狀流（圖3）會以絮凝的方式對透光帶中的藻類有機質進行“收割”，并沿途沉積富有機質細粒沉積物；三是黏土礦物與有機質結合后可提高有機質的穩(wěn)定性，從而有利于有機質保存。這三個方面的影響詳述如下：

（1）有機質的沉積

由于密度普遍偏低，甚至小于海水[128]，個體有機質的下沉通常非常緩慢，故其在死亡之后漫長的下沉過程中會遭受細菌等微生物降解和氧化分解。有機質沉降之后，從水底表層至脫離成巖活躍帶（diagenetic active surface zone）還要遭受進一步分解。因此，有機質（初級生產(chǎn)力）的沉積率通常非常低。以海洋為例，通常認為顆粒狀有機質（Particulate Organic Carbon）只有極少數(shù)大顆粒（如糞球粒和直徑>200 μm 的絮團——生物雪）能夠沉降至海底[129-131]，多數(shù)顆粒在沉降程中受細菌拓殖等影響會逐漸變小直至完全降解。海水中與顆粒狀有機質并存的溶解有機質（濃度約34～80 μmol/kg，數(shù)量高達6 620億噸）通常被認為更難沉積于海底并保存[62]。然而，前述細顆粒的絮凝特性分析表明，細粒沉積物極易與有機高分子化合物黏結形成絮團，從而提高有機質的沉速并使其脫離水體，故可認為細粒沉積物有利于有機質沉積。這種解釋可從已發(fā)表的文獻中找到依據(jù)，例如Tyson[131]的研究表明，在有機質被鋁硅酸鹽顆粒稀釋達臨界值（約為5 cm/ka）之前，沉積速率與總有機碳（TOC）呈正相關關系。據(jù)此可認為，頻繁發(fā)生的河流洪水重力流（見前述）在注入沉積盆地并進一步與水體中的藻類等有機質接觸后，會引發(fā)廣泛的絮凝并促進有機質沉積。有機質的這種沉積方式或可隨季節(jié)變化在廣泛的區(qū)域內(nèi)反復發(fā)生，從而顯著提高有機質的埋藏數(shù)量及埋藏率。這可能也是全球碳循環(huán)概算得出大陸邊緣2 000 m 以淺區(qū)域[132]或三角洲[127]所埋藏的有機碳在海洋有機碳總埋藏量中占比超過40%的原因。

（2）有機質的富集

依據(jù)細粒沉積物易與有機質發(fā)生絮凝并以洪水重力流作為主要輸運機制的特性，結合現(xiàn)代青海湖的研究（圖3），筆者提出一種新的富有機質細粒沉積富集假說：首先，在雨季，高含細粒沉積物的洪水入湖/海后會形成重力流（包括異重流/等密度流/異輕流）；其次，該重力流（絮狀物羽狀流）在慣性力、湖/洋流（如風驅湖流）等作用下沿特定路徑流動，并在流動過程中以絮凝的方式對透光帶中的藻類等有機質進行“收割”，同時沿途沉積富有機質細粒沉積物；最后，當絮狀物羽狀流推進并消亡于浪基面之內(nèi)的半深湖—深湖區(qū)時，由于沉積速率高、含氧量低、后期改造弱等，有機質將在絮狀物羽狀流的消亡區(qū)富集。有機質的這種富集過程在青海湖非常明顯：首先，洪水期可觀察到沿逆時針方向流動的絮狀物羽狀流；其次，湖底表層沉積物實測的TOC 高值區(qū)與絮狀物羽狀流的遷移路徑吻合良好（圖3）。據(jù)此可認為，富有機質細粒沉積物的富集可能主要受絮凝作用、洪水重力流、低含氧環(huán)境（浪基面之下）和高沉積速率共同控制。

目前，洪水重力流[60]仍是沉積學界一個較新的概念，其研究程度還較低，與其相關的有機質富集探討較少，研究還有待深入。此外，在潮汐、海浪等作用下，已沉積的細粒沉積物會遭受侵蝕或發(fā)生垮塌，進而以涌浪型低密度濁流再次發(fā)生沉積（如Stow 序列），從而改變有機質的富集，其機理尚鮮有人探討。

圖3 青海湖洪水重力流與有機質富集關系（黃色帶箭頭虛線指示重力流—絮狀物羽狀流流向，黃色小點為湖底取樣位置，白色虛線內(nèi)為TOC>3.5%的有機質富集區(qū)，照片據(jù)美國地質調查局2012 年8 月衛(wèi)星照片，水深見文獻[133]）Fig.3 Schematic shows relationship between flood sediment gravity flow and organic-rich sediment accumulation

（3）有機質的保存

有機質在不同沉積環(huán)境中的保存或有不同的主控因素，但有機—無機作用或是最為重要的控制因素之一，因為海相超過90%的沉積有機質都以有機—無機復合體（或稱有機黏土復合體）存在[127]。細粒沉積物對有機質保存的影響可能主要體現(xiàn)在兩個方面：一是增強有機質的穩(wěn)定性，并通過隔離水解酶使其具有更強的抗生物降解能力；二是阻止氧氣輸送和流體滲流，從而抑制有機質的氧化和喜氧生物的降解。

在有機黏土復合體中，有機分子進入黏土礦物層間呈定向排列后會變得更穩(wěn)定，從而更能抵抗生物降解。Armstronget al.[134]的研究表明，明膠與蒙脫石復合體的分解速率遠小于分散的明膠與蒙脫石混合物。一些間接證據(jù)也支持這種解釋：有機黏土復合體中的部分有機質無法使用普通的有機溶劑萃取，需用氫氟酸破壞黏土礦物的結構后才能分離[135]。有機黏土復合體通常還具有更高的熱穩(wěn)定性，從而有利于有機質保存。例如，Blocket al.[136]的實驗表明有機質（肽）與蒙脫石結合后熱穩(wěn)定性顯著上升。因此，許多學者認為黏土礦物可使有機質變得更穩(wěn)定，從而使其少受或免遭生物降解[137]。前人在機理方面也進行了探討。Mayer[138]分析了比表面積與有機質含量的關系后提出微孔有機質保護假說，認為不止是黏土礦物，其他細粒沉積物也有利于有機質的保存，因為細粒沉積物表面的微孔（孔徑小于8～10 nm）可阻止有機質降解所需的水解酶與有機質充分接觸，從而有利于有機質保存。Clark 認為細粒沉積物的微孔隙結構還可抑制水解酶的活性，從而保護有機質，因為有機分子與礦物表面化學吸附鍵的強度已接近共價鍵的強度[139]。

不同于滲透性好的砂巖，細粒沉積物壓實后為低滲或非滲透層，可阻隔下伏的有機質與富氧的底層水。這既可降低有機質直接的氧化分解，也可抑制喜氧生物繁殖，從而有效抑制有機質的生物降解。

上述細粒沉積物與有機質之間的共存關系充分體現(xiàn)在有機質含量與沉積物粒徑之間良好的負相關關系上。例如，郭志剛分析了東海的表層沉積物[140]，得出沉積物粒度和有機碳具有極好的負相關關系，即泥質沉積區(qū)有機碳含量最高，砂質沉積區(qū)有機碳含量最低。當代湖底表層沉積物TOC與粒徑之間也有良好的負相關關系。如圖4 所示，不考慮水深、湖流、河流等影響因素，除了少量數(shù)據(jù)可能取自發(fā)育生物席的水流淘洗粗化區(qū)之外，多數(shù)數(shù)據(jù)（虛線夾持區(qū)間）顯示，青海湖湖底表層細粒沉積物的中值粒徑與TOC有良好的負相關關系。油氣鉆井揭示的古代烴源巖層也顯示有機質主要賦存于細粒沉積巖中，如東部歧口凹陷第三系的孔店組、中部鄂爾多斯盆地的延長組及西部準噶爾盆地的蘆草溝組等。

圖4 青海湖湖底表層沉積物TOC 與中值粒徑相關關系圖（采樣點均勻分布于湖底，位置見圖3）Fig.4 The relation between TOC and D50（the median grain size）of surface sediment from the bottom of Qianhai Lake

5 結論與展望

細粒沉積物因所含顆粒的粒度細、浮重度小、粒間物理化學作用力強，極易發(fā)生絮凝，從而具有不同于無黏性沙的水動力學、沉積學和巖石學特征。

（1）細顆粒的水動力學特征較無黏性沙要復雜得多，顆粒個體多以沖瀉質輸運并沉降于靜水區(qū)形成平直平行紋層；顆粒集合體（絮團）則具有與沙粒相似卻不完全相同的特征，可沉積于較強的水動力環(huán)境，形成較小、較穩(wěn)定的沙波。從受力情況來看，細粒沉積物的侵蝕、輸運和沉積過程與無黏性沙并無本質區(qū)別，只是過程更為復雜，影響因素更多，尚無準確的描述公式。

（2）細粒沉積物通常以懸移質輸運，主要通過河流洪水輸運至湖泊/海洋，洪水異重流和涌浪型濁流是其主要的輸運機制。

（3）細粒沉積物易與有機高分子化合物黏結（絮凝）形成絮團，進而影響有機質的沉積、輸運、富集和保存，這對油氣烴源巖評價和非常規(guī)油氣勘探有重要影響。

由于顆粒屬性特殊，粒間物理化學作用力復雜，沉積過程難以準確表述，對細粒沉積物的研究已遠遠超出傳統(tǒng)沉積學的范疇，其沉積過程與沉積產(chǎn)物的準確表征應上升到非常規(guī)油氣沉積學甚至地球系統(tǒng)科學高度。對于非常規(guī)油氣勘探，應組建多學科聯(lián)合攻關團隊綜合分析各種造就富有機質頁巖沉積的地質耦合事件。就細粒沉積物理模擬而言，應從研究內(nèi)容、技術手段和應用三個方面加強。

（1）在研究內(nèi)容上，除了開展高嶺石和簡單的有機—無機絮凝及沉積過程模擬之外，應增加其他常見黏土礦物（如蒙脫石、綠泥石及混層黏土礦物）及復雜的有機—無機（不同類型的黏土礦物及有機質）絮凝及沉積過程模擬，以全面分析自然界中真實存在且普遍發(fā)生的沉積作用；對于沉積物的底形、沉積構造及其沉積期后變化應開展系統(tǒng)性研究，以全面了解細粒沉積物中沉積構造的水運力與沉積環(huán)境意義，從而為古地理恢復等提供準確的依據(jù)；對于輸運機制，應深化湍流狀態(tài)下細粒沉積物的侵蝕、輸運和沉積過程研究，完善相關的經(jīng)驗與半經(jīng)驗公式。

（2）在技術上，應引進新的技術與設備（如三維激光微地形掃描儀），同時建立大尺度、長周期物理模擬實驗平臺并與數(shù)值模擬結合，從而為重力流、波浪、潮汐流等條件下的細粒沉積物模擬及泥沙運動方程和數(shù)學模型的完善奠定基礎。

（3）在應用方面應加強細粒沉積物理模擬在非常規(guī)油氣勘探中的應用，泥/頁巖的紋層成因和有機質富集規(guī)律等均可以通過模擬實驗進行探討，從而為頁巖油/氣的“甜點”段/區(qū)優(yōu)選提供依據(jù)。

總之，細粒沉積物及其物理模擬研究方興未艾，其研究成果不僅能豐富非常規(guī)油氣沉積學的內(nèi)涵，而且可以指導油氣勘探，還可以服務于環(huán)境保護、海岸防護等民生工程，甚至有助于全球氣候變化研究（碳循環(huán)研究），希望更多的有識之士對其產(chǎn)生興趣并推動研究深入。

致謝 審稿專家和文章編輯提出的建設性修改意見提升了本文的質量，在此致以衷心的感謝！