地层记录中内波、内潮汐沉积研究进展及其页岩气勘探意义

李向东

（昆明理工大学国土资源工程学院，云南昆明，650093）

内波是一种水下波，它存在于2个不同密度水层的界面上，或存在于具有密度梯度的水层之内，其最大振幅出现在海洋内部，内波的周期变化大，可从不足1 min到长达数日或更长，当内波的周期与海面潮汐的周期相同时，就称这种内波为内潮汐，内潮汐为内波的一种重要类型[1]。激发内波的动力可为表面潮汐、风、海水中的流体及运动的物体等。

内波的波动频率介于惯性频率（地转科氏力垂向分量，随纬度变化而变化）和浮频率（流体固有振荡频率，是海水密度层化状况的一种度量）之间[2]：当内波频率接近惯性频率时，波形近于沿铅垂方向传播；当内波频率接近浮频率时，波形近似地沿水平方向传播。在一般情况下，内波频率与惯性频率和浮频率相差较大，波形沿斜向传播，即波形为斜压波[2]。内波、内潮汐的斜压特征可在海水中引起明显的垂向混合作用，从而提高海洋的初级生产力，对于沉积学中探讨上升流的成因及内波、内潮汐作用与有机质聚集的关系均具有重要意义。人们对地层记录中的内波、内潮汐沉积的研究始于1991年[3]，到现在达30 a，是沉积学中一个非常年轻的研究领域。在这期间，中国学者总结了内波、内潮汐的沉积特征、垂向序列和沉积模式[1,4-7]，为内波、内潮汐沉积发现更多的研究实例和进一步深入研究奠定了基础，同时引起了部分国外学者的重视[8-11]。本文作者结合现代海洋的相关研究成果，总结地层记录中的内波、内潮汐沉积的一般特征，提炼出深水环境下具有特征性的沉积构造鉴别标志，并探讨内波、内潮汐作用可能对页岩气储层产生的影响。

1 研究历程

海洋学研究发现内波、内潮汐作用在大洋中广泛存在[1]，目前内波研究已经从深海大洋扩展到陆坡、陆架以及海底峡谷。海洋学中的内波研究不仅包括内波的产生、传播、反射、衰减等动力学机制问题以及波能在海洋不同尺度运动之间的传递和转化问题，还包括内波与海底设施、海上油气勘探以及军事等密切相关的应用研究[2]。与表面波相比，内波通常具有大的振幅（几米到100 多m）和波长，其波长可达到350 km[1]。目前在海洋中广泛分布且引起广泛关注的是长周期的内潮汐和短周期（一般小于40 min）的内孤立波[2]。

内潮汐是一种非常重要的海洋内波，具有海面潮汐的周期，表现为线性或弱非线性，在海洋能量混合中起着关键的作用，是温盐环流的能量来源之一[12]。关于内潮汐的成因，目前被广泛接受的是潮地作用生成机制，即海面潮汐遇到海底变化地形时，在具有明显密度跃层的海水中可激发出内潮汐。据方欣华等[2]研究，易于形成内潮汐的地形为海湾、陆棚、大陆斜坡、海底峡谷及海岭等。尽管高模态内潮汐由于传播速度较低、底部剪切较强和射线结构明显可使其很快在产生地附近消散，但是低模态内潮汐可以传播数千千米而很少有能量耗散[2]。

内孤立波是指孤立的非线性大振幅内波，在海洋中长距离传播而波形几乎不发生改变[2]。内孤立波的形成机制包括[1-2]：

1）海面潮汐与海底地形相互作用产生的山后波在脱离地形后逆流传播演变而成[13]；

2）混合区重力塌陷可在层化水体中激发内孤立波，其中混合区可由内波在陆棚或海底不规则地形上破碎混合形成（剪切失稳），也可由阻塞浊流[14-15]（受海底地形阻挡的浊流）和异重流等物理流体在层化水体中机械混合形成，还可以由层化水体中垂直或水平方向上的温度差形成；

3）当两列内孤立波斜交而产生共振时可形成振幅更大的内孤立波；

4）内潮汐的非线性和频散达到平衡时裂解可形成一系列波幅按振幅顺序排列的内孤立波。

内孤立波具有大振幅、短周期或最终形成短周期的特征，是海洋中能量从大尺度的内潮汐向小尺度紊流事件转化的桥梁[2]。

海洋调查发现内波可以在几百米至几千米深的海底使沉积物再悬浮、搬运细砂级颗粒并形成波痕、砂丘和大型沉积物波等底形[16-17]。MENARD[18]报道了西太平洋马绍尔群岛北部1 372 m深的海底发育的不对称波痕（波长约为30.5 cm，波高约为7.6 cm），并归因于短周期内波引起的振荡流沉积。最近十多年来，综合地震探测、卫星遥感及各种定点观测资料，在中国南海及世界其他海域的大陆斜坡和深海平原中不断发现与内波特别是内孤立波相关的底床形态[16-17]。

人们对地层记录中的内波、内潮汐沉积研究起步较晚[3]，基本上还停留在发现新的研究实例和总结鉴别标志的初级阶段。表1所示为地层记录中已发现的内波、内潮汐沉积研究实例统计[19-31]。中国学者到目前为止，共发现了9例（表1中1～9），其中8例在中国。从表1统计结果可以看出其具有以下4个特征：

1）在时代分布上，从新元古代至新近纪均有发现，太古代至中元古代暂时没有发现，可能与沉积岩普遍发生变质作用有关，这说明内波、内潮汐沉积在地层记录中普遍发育，也与许多学者的预测结果一致[1,6,9,11]；

2）从研究内容上看，主要局限于沉积学研究，即局限于内波、内潮汐沉积的鉴别和概念性沉积模式的建立，针对大地构造环境、古地理环境、内波、内潮汐成因及沉积过程等方面的研究很少；

3）从地域（古板块）分布上看，奥陶系的研究实例在我国华北—柴达木板块、华南板块和塔里木板块上均有分布。

国外学者对地层记录中的内波、内潮汐沉积研究可以追溯到1972年，LAIRD[32]报道了新西兰前泥盆纪深水沉积中的双向交错层理，认为是潮汐沉积形成，但长期以来简单地归为深水底流沉积，直到2012年才正式开始地层记录中内波、内潮汐沉积研究[8]。到目前为止，已发现5 个研究实例（见表1中序号10～14）。从表1统计结果可以看出其具有以下4个特征：

表1 地层记录中已发现的内波、内潮汐沉积研究实例统计表*Table 1 Statistics for discovered study cases of geological internal-wave and internal-tide deposits

1）已发现的5个研究实例均位于特提斯洋，沉积环境包括碳酸盐岩斜坡和深水浊流盆地，尽管目前还没有联系起来进行综合研究，但表现出极强的潜在系统性。

2）内波、内潮汐沉积发育的地层研究程度非常高，特别是法国西南部的Annot 砂岩（19世纪60年代初发现鲍玛序列的地层）和意大利北部的Marnoso-arenacea 组（19世纪70年代初建立浊积岩扇模式的地层），这使得国外地层记录中内波、内潮汐沉积研究一开始就具有良好的研究基础。

3）与内波作用过程联系起来，提出了内波破碎沉积模式[9]，扩展了内波、内潮汐沉积鉴别标志（特定的包卷层理和砾屑的“人”字形组构），突出了似丘状交错层理鉴别标志。

4）在2012—2019年发现5 个研究实例，还不包括潜在的研究实例，说明近年来内波、内潮汐沉积正在逐步成为深水沉积学的研究热点。

2 一般沉积特征

结合内波、内潮汐的现代海洋和地层记录研究（并不局限于已有的沉积研究实例），对内波、内潮汐沉积的一般特征或可能具有的一般特征进行分析与概括（表2）。从表2可知：海洋中内波、内潮汐的发育和温盐跃层密切相关，在一般情况下，在中、低纬度地区温跃层对海水密度的影响比盐跃层的影响大，海水的密度层化基本受温跃层控制[2]；在高纬度地区，盐跃层则有可能控制海水的密度层化，如北冰洋存在一个长年性盐跃层[33]，上界深度约为50 m，厚度约为100 m，强度约为0.015‰/m。温跃层可分为浅水季节性温跃层和深水长年性温跃层[2]，由于浅水环境受海面波浪和风暴的影响，内波、内潮汐沉积很难保存下来，或在地层记录中很难识别出来，故内波、内潮汐沉积研究主要涉及深水长年性温跃层。长年性温跃层受气候及海流的影响，也可以发生季节性变化，在一般情况下夏季较强，冬季较弱，在稍大尺度上，海流迁移可形成千年尺度变化[34]，大洋环流中的暖池效应可形成千万年和百万年尺度变化[35]。就目前发现的内波、内潮汐沉积而言，其沉积时多处于中、低纬度地区，可能受到长年性温跃层的影响，特别是在鄂尔多斯盆地西缘，中、晚奥陶世时处于赤道附近，受温跃层的影响可能更明显。依据温跃层的变化规律，受周期作用控制的韵律性可能是内波、内潮汐沉积的一个普遍特征（表2），同时也说明了利用内波、内潮汐沉积研究地史时期大洋环流具有一定的可行性，然而，人们对这2个方面的研究都非常少。

在破碎带的改造作用与流体的强弱密切相关（表2）。内潮汐引起的水体在海底的流动速度一般较小[1]，在海底峡谷中，双向流速度一般为20～50 cm/s（现今不同大洋25个海底峡谷的统计值）[7-8]，其中向沟谷上方流动的最大流速为3～48 cm/s，以15～30 cm/s 为主；向沟谷下方流动的最大流速为4～70 cm/s，以15～40 cm/s 为主，净流动一般向沟谷下方，但也有例外[1,8]。结合水流中平均流速与搬运颗粒粒径的关系[36]即尤尔斯特隆图解，50 cm/s的流速可以剥蚀搬运0.01～2.00 mm 的无黏滞颗粒，即包含了细粉砂至极粗砂颗粒。目前发现的内波、内潮汐沉积多为粉砂岩和细砂岩，可能与黏土颗粒的体积分数密切相关，阻止了水流对更粗颗粒的剥蚀搬运。依据中国南海的观测，内孤立波引起的水平流速度一般为120～220 cm/s，通过计算，预测百年一遇的最大流速可达300 cm/s[2]。在地史时期，由于内波、内潮汐在时间上可能存在周期性变化，故以300 cm/s的流速为例，据尤尔斯特隆图解推算，可以剥蚀搬运0.003～100.000 mm 的无黏滞颗粒，包含了部分黏土和极细粉砂至中砾颗粒。对伊朗科曼莎盆地中内波形成的砾屑石灰岩[30]（表1）从能量和沉积特征上分析，其可能为内孤立波沉积形成。

表2 深水环境下内波、内潮汐沉积一般特征Table 2 general characteristics of internal-wave and internal-tide in deep-water environment

目前发现的地层记录中的内波、内潮汐沉积多与改造作用有关，其垂向序列总结的较为详细[1,5,7]，一般包括：1）向上变粗再变细序列（双向递变序列），以细砂沉积为主，粗粒部分位于序列中部，向上和向下粒度均逐渐变小（图1（a）和1（b）），反映了内波、内潮汐沉积水动力弱—强—弱的周期性；2）向上变细序列（单向递变序列），以细砂沉积为主，底部有时可为中砂颗粒，粒度最大的部分存在于层序的底部，向上逐渐变小（图1（c）和1（d）），反映出在特定条件下内波、内潮汐活动快速的由弱变强，导致先期形成的细粒沉积被强烈流动所侵蚀，只保留由强至弱时期的沉积[1,4]；3）黏土岩与砂岩对偶出现的向上变粗再变细序列（双向递变对偶序列），粗粒岩石以极细砂和粗粉砂为主，单层厚度多在3 cm 以下，中部最厚处为3～5 cm（图1（e）），反映了斜坡非水道环境下，潮流转向时具有较长的相对静止期，使静止期的黏土沉积得以保存，同时又受到更大的内波、内潮汐周期控制，可能与双周数有关[7]；4）黏土岩夹鲕粒石灰岩序列，石灰岩部分包括鲕粒石灰岩和砂质鲕粒石灰岩，层厚几厘米至十几厘米（图1（f）），可能是由重力流从浅水区搬运而来，其后经过内潮汐的再改造沉积而成[7,11]。

以上4种沉积序列均为内波、内潮汐形成的流体对海底已有沉积物进行改造后再沉积形成的，此外，在鄂尔多斯盆地西缘南部宁夏中卫地区中奥陶统香山群徐家圈组和北部内蒙古桌子山地区上奥陶统拉什仲组发现了与内波、内潮汐相关的深水复合流沉积[15,37]，代表了内波、内潮汐与低密度浊流发生交互作用形成的沉积，并非改造已有沉积物[6]，说明在内波、内潮汐的破碎带上除了流体改造作用之外，还存在不同流体之间的交互作用（表2）。交互作用沉积发生的位置大致相当于鲍玛序列的Tc段，在一般情况下，Tc段非常发育，而Td和Te段不发育或不存在，但为连续沉积，不属于缺失（图1（g）），岩性一般为粉砂岩、黏土质细砂岩和粉砂质黏土岩，层厚为3～90 cm，一般集中在10～30 cm[37]，也可缺失底部的粒序层，由交互作用层和黏土层组成，并在垂向上叠置[37]。由于浪成波纹层理和小型似丘状交错层理发育，故为短周期内波与低密度浊流交互作用形成的复合流沉积[6,37]，深水沉积环境中的这种短周期内波可能与内孤立波密切相关。

图1 内波、内潮汐沉积垂向序列（据文献[5]修改）Fig.1 Vertical successions of internal-tide and internal-wave deposits（modified from Ref.[5]）

内波、内潮汐在海洋中起着重要的动力学作用，是能量和动量垂向传输的重要载体，在非破碎带（表2），可以反复地将海水由光照较弱的深层抬升到光照较强的浅层，促进较深水海洋生物的光合作用，造成叶绿素增加[38]，也可在斜坡环境中引起上升流，把低温、富溶解硅和营养盐（特别是硝酸盐和磷酸盐）的海水带到表层，从而有效地提高海洋的初级生产力[2]。现代海洋研究表明，内波、内潮汐可以促进深部营养向表面富集层加速扩散，由波动引起的紊流形成的乳浊层可以作为低质量的食物源，从而影响软体动物群的垂向分布[39]。大西洋深水珊瑚礁和中国南海深水珊瑚林的发现与研究均说明在现代海洋中1 000 m水深以下均有造礁生物生长，其营养可能主要来自表层[40]，可能与内波、内潮汐的垂向混合作用有关，且深水软珊瑚最佳生长环境的海水流速约为15 cm/s，也与内波、内潮汐引起的海水流速相当。在地层记录的研究中，将北非地区油气重要储层的“货币虫堤岸”，在西班牙的比利牛斯山地区依据野外露头特征解释为内波引发的密度流沉积[41]，将意大利上侏罗统Monte Sacro 石灰岩中的生物礁解释为内波沉积[31]（表1）。在已发现的研究实例中，大部分缺少生物化石，可能与内波、内潮汐波长较大及破碎带水动力较强、流向反复改变有关[1]。

海洋中内波、内潮汐的扰动及混合作用会对深水细粒沉积（粒度小于62.5 μm）产生重要的影响，即存在内波、内潮汐作用的静水效应（表2）。对泥级颗粒进行实验发现[42]：当流体速度小于25 cm/s时，约70%以上的粉砂（体积分数）滞留在底床为底载荷；当流体速度小于15 cm/s 时，粉砂基本上全部滞留在底床，流体中的悬浮物质主要由黏土物质组成，絮凝波发育且具有长的尾迹，在低沉积速率下可形成粉砂和黏土相间的纹层（条纹构造），在高沉积速率下可形成黏土层和交错纹理；当流体速度大于25 cm/s 时，将有30%以上的粉砂处于悬浮状态，流体中的悬浮物质由粉砂和黏土组成，絮凝波不发育，不形成长的尾迹，此时在低沉积速率下可连续沉积形成较厚的粉砂纹层（条带构造），在高沉积速率下可形成较厚的粉砂岩交错纹理。结合内潮汐引起的水流流速及其研究实例，目前关注较多的是在25～50 cm/s 流速时发生的沉积，而对于低流速的内潮汐（流速为8～25 cm/s）缺少较深入的研究。此外，对海底而破碎的内波、内潮汐引起的海水流动可能会引起海水中粉砂与黏土絮凝体分离而形成黏土岩中的粉砂质纹层[42]以及黏土絮凝体之间的有效碰撞最终导致沉积物中明显的絮凝体颗粒[43]没有进行研究。

3 沉积构造鉴别标志

由于内潮汐与表面潮汐水动力作用过程类似，而内孤立波及其他短周期内波则与风暴及波浪的水动力过程类似，故在海洋中深水和浅水环境的牵引流水动力过程具有一定的相似性，一般在强度和规模上会有所差别，表现在沉积学方面，即为2种环境缺乏排他性鉴别标志，需要综合分析才能比较正确地作出判断。因此，在研究地层记录中内波、内潮汐时，一般情况下要依据深水原地沉积来确定深水沉积环境，之后方可使用已总结出的内波、内潮汐鉴别标志进行识别。

依据已发现的内波、内潮汐沉积实例，内波、内潮汐沉积一般形成于深水环境，且通常出现于海平面上升时期；具有特征的沉积序列（图1）；具有特征的指向构造，常见脉状、波状和透镜状层理；沉积物粒度较细，以极细砂至中砂级为主，少量粗砂，分选中等至较好；缺乏生物扰动构造[1,4,7]。其中沉积构造可以有效地在深水原地沉积、等深流沉积和低密度浊流沉积中识别出内波、内潮汐沉积（图2，图3和图4）。

内潮汐一般非线性弱，其圆频率远小于浮频率，而且在传播过程中由于海底和海面的反射，在垂向上易形成驻波模态结构，因此，内潮汐可简化为界面波[2]，这种简化无论是在现代海洋还是在地层记录的研究中都适用。对于界面化处理之后的内潮汐，完全可以参照潮汐沉积进行研究，其与海底地形作用，可引起双向交替流动，形成双向交错层理[1,4-7]，包括羽状交错层理（图2（a））和类羽状交错层理（由于内潮汐能量较弱，在转变流向时可在倾向相反的2组纹层组之间形成较厚黏土沉积层），在理论上也可形成冲洗交错层理。当内潮汐与更长周期内波叠加时可引起单向优势流动，从而形成单向交错层理（图2（b）），其中纹层倾向区域斜坡上方可作为内潮汐沉积鉴别标志[1,4]。在深水环境中，当沉积物供应不足时可形成脉状、波状、透镜状复合层理，其中粗粒的细砂和粉砂沉积中往往发育有双向交错纹理，底界可为突变，也可为渐变（图2（c））。此外，内潮汐可对未固结的海底软沉积物施加周期性的压力（波峰压力方向向下,波谷压力方向向上），从而在软沉积物中产生液化，形成包卷层理或重荷模[14]，内潮汐形成的包卷层理往往具有较紧闭的背形和较宽阔的向形，且背形顶部往往向同一方向倾斜（图2（d）中长箭头），在背形之下一般会发育有较均一的砂核（图2（d）中短箭头），在平面上包卷纹层呈现出回旋状，常与小型双向交错层理伴生。

图2 深水环境下内潮汐作用形成的沉积构造Fig.2 Sedimentary structures induced by internal-tide in deep-water environments

内孤立波非线性强，波长小，具有较高的圆频率（可以接近浮频率），以中国南海为例，内孤立波引起的水平流速度一般为120～220 cm/s，最大垂直流速可达20～30 cm/s，取水平流速120 cm/s，垂直流速30 cm/s进行估算，其水平夹角小于15°，故在研究内孤立波沉积时可将内孤立波按正压波处理，参照海面上波浪的沉积过程[6,8,11]。在古代深水沉积研究中，发现了较多的浪成波纹层理，如西秦岭地区[21]、宁夏香山群徐家圈组[6]、桌子山地区拉什仲组[15]和安徽新元古界双桥山群计林组等，由于高频随机内波难以在海洋中进行长距离传播，其地层学意义相对较小，故这些浪成波纹层理最有可能是由内孤立波形成。已发现的浪成波纹层理其形态复杂，与平行层理、单向（双向）交错层理及包卷层理均可呈连续过渡[15,6]，但也普遍发育具有典型浪成波纹层理特征的沉积构造（图3），主要包括“人”字形交错层理（图3（a））、不均一结构（图3（b））、束状体及其相互叠置（图3（c））以及和波状层理伴生的双向交错层理（图3（d））等，此外，还有“人”字形组构的砾屑[30]。

图3 深水环境下短周期内波破碎形成的沉积构造Fig.3 Sedimentary structures induced by break of short period internal-waves in deep-water environments

复合流是2种或多种不同类型的流体在时间上和空间上的叠加，但在一般情况下，将用于叠加的流体限定为振荡流和单向流，复合流沉积集中发育在浅海和陆棚区[44]。但在深水沉积中也相继发现了复合流沉积构造[15,37]，主要包括：1）复合流波状层理，具有光滑而略显不对称的波峰，纹层在波峰处变薄，在波谷处变厚（图4（a））；2）复合流交错层理，纹层具有明显的上凸现象，与流水交错层理的下凹不同（图4（b））；3）小型似丘状交错层理，形态与丘状交错层理类似，但是规模较小，普遍发育不对称形态，底部和内部纹层间明显缺少削切面，或直接由丘状纹层组成（图4（c））[15,37]；4）准平行层理是介于平行层理和波状层理之间的一种层理，纹层成微波状起伏，波高与波长比值较大，代表了高流态的复合流沉积[37]，在侧向上可以形成振荡流波状层理、复合流波状层理和准平行层理的连续变化（图4（d）），在垂向上常与小型似丘状交错层理相间出现[15,37]。

图4 深水环境下与内波相关的复合流沉积构造Fig.4 Sedimentary structures of combined-flow related to internal-waves in deep-water environments

复合流的形成需要振荡流的参与，在深水环境下产生振荡流且可以在地层记录中保存下来，最有可能的便是内孤立波，但其成因可能有多种，如鄂尔多斯盆地西缘桌子山地区拉什仲组的内孤立波可能由于浊流反射形成[15]，而其他已发现实例尚需进一步研究。

依据已发现的研究实例，内波、内潮汐沉积包括陆源碎屑岩和碳酸盐岩2类：在陆源碎屑岩中以含黏土或黏土质细砂岩、粉砂岩为主，颗粒主要局限在细砂级及以下，可能一方面与黏土的存在有关，提高了颗粒搬运的启动速度，另一方面可能是人们对引起水流流速较大的内孤立波沉积的机理不清楚，许多粗粒的内孤立波沉积被解释为其他沉积；在碳酸盐岩中，主要为泥晶、粉晶石灰岩和鲕粒石灰岩（异地搬运），此外也有部分砾屑石灰岩和生物礁[30-31]。在有些研究实例中，如鄂尔多斯盆地西缘中、上奥陶统沉积时处于亚洲原特提斯洋东部，具有一定的代表性，内波、内潮汐主要发育在钙质细砂岩、粉砂岩和含粉砂石灰岩及粉砂质石灰岩等混积岩中，较纯的细砂岩、粉砂岩、泥晶及粉晶石灰岩中发育极少或不发育[6,15,25]，其原因尚需进一步研究。

4 内波、内潮汐沉积模式

内波、内潮汐在现代海洋中广泛分布，地层记录中的内波、内潮汐沉积也广泛分布于各种海相深水沉积之中，不同类型和不同规模的内波、内潮汐沉积正在被逐步识别出来，人们对从沉积构造、岩相类型、垂向序列[5]到内波、内潮汐成因的大型沉积物波[16-17]，从陆源碎屑岩[1]、碳酸盐岩[11,30]到受内波、内潮汐改造的生物礁[31,40]进行了研究，同时也开始涉及内波的成因研究，如阻塞盆地浊流反射[10,15]及热液羽[26]等。然而，人们对内波、内潮汐沉积的研究还很少，尚不能给出包括内波、内潮汐成因、沉积环境、沉积过程及控制因素在内的综合模式，目前只是依据沉积环境建立了3种内波、内潮汐沉积的概念模式，分别是水道型、陆坡非水道型和海台型内波、内潮汐沉积模式（图5）。

水道型内波、内潮汐沉积模式是依据美国阿巴拉契亚山脉中段奥陶纪深水海底水道充填沉积的研究总结出来的[3]。在水道发育的深水斜坡环境中，在低海平面时期，发育粗碎屑重力流沉积，此时，内潮汐和内波作用的能量不足以改造砂砾级碎屑重力流沉积，故此时难以形成可鉴别的内潮汐和内波沉积（图5（a））。随海平面上升，物源区逐渐远离沉积区，粗碎屑的注入受到抑制，这时内潮汐和内波对细粒重力流沉积物产生影响（图5（b））。该环境中形成的沉积主要为双向交错纹理砂岩相和单向交错层理和交错纹理砂岩相（或粉砂岩相）[5,7]。宁夏中奥陶统香山群徐家圈组和内蒙古桌子山地区上奥陶统拉什仲组可能也含有水道型内波、内潮汐沉积[15,25]，由于对鄂尔多斯盆地中晚奥陶世大地构造环境、古沉积环境及重力流沉积研究较薄弱，深水沉积环境及广泛发育的浪成波纹砂岩相（或粉砂岩相）的形成机理尚需进一步研究。

非水道型内波、内潮汐沉积模式是依据浙江桐庐上奥陶统堰口组内潮汐沉积而提出的[1,4]，在不发育海底水道的陆坡环境条件中，内潮汐流通常不像水道环境中那样强，而是流速较低，即形成砂岩（或颗粒灰岩）与泥岩的薄互层（图5（c））。由于水动力条件较弱，层间无明显侵蚀面，砂层可连续、断续或呈透镜状，脉状、波状、透镜状层理常见，内部多为具双向倾斜的交错纹理，纹层倾向往往以一个方向为主，而另一方向不甚发育，反映出潮汐水流不对称的特点。在已发现的内波、内潮汐沉积中斜坡非水道环境占有较大的比重，包括塔里木盆地中—上奥陶统[20]、湖南石门地区下寒武统杷榔组[24]和鄂尔多斯西缘上奥陶统平凉组[27]；赣东北新元古界双桥山群[22]、中国南海莺歌海盆地中新统黄流组[29]和鄂尔多斯盆地西缘中奥陶统香山群徐家圈组[37]及上奥陶统拉什仲组[15]则兼有水道型和非水道型内波、内潮汐沉积；国外发现的内波、内潮汐沉积多为碳酸盐岩斜坡非水道沉积[9-11,30-31]，粒度最大的沉积为砾屑石灰岩[30]（表1）。

深海、半深海中广阔的海底平台上也是内潮汐发育的较有利场所[1]。由于海台上地形平坦，阻力较小，内潮汐流可在较大范围内保持一定流速，可对海台上已有碳酸盐、硅质及火山碎屑沉积物进行完全或不完全改造，形成内波、内潮汐沉积（图5（d））。海台型内波、内潮汐沉积以西太平洋的翁通爪哇海台为代表，该地区自白垩纪至第四纪形成了分布广阔的内波、内潮汐沉积，虽然厚度只有数米[7]。

图5 深水环境下内波、内潮汐沉积模式[5]Fig.5 Sedimentation models of internal-wave and internal-tide deposits in deep-water environments[5]

5 页岩气勘探意义

中国页岩气整体处于快速发展的工业起步阶段，在南方古生界寒武系—志留系、四川盆地三叠系—侏罗系、鄂尔多斯盆地三叠系等层系发现页岩气。页岩气是指赋存于以富有机质泥页岩为主的储集岩系中，以游离或吸附状态为主要存在方式的天然气聚集，其储层岩性的粒度一般小于62.5 μm，包括粉砂岩和黏土岩（粒度小于4 μm）。优质页岩气储层一般具有有机质质量分数高、脆性矿物体积分数高和沉积构造普遍发育等特征[45-47]：据相关统计表明：美国5 大页岩气盆地有机碳质量分数（TOC）一般为0.5%～4.0%，少数可以达到25%，脆性矿物体积分数35.0%～85.0%[48]；中国南方古生界寒武系筇竹寺组TOC 为0.5%～25.7%，优质储层TOC一般为4.0%～8.0%，脆性矿物体积分数32.0%～80.0%[48]；奥陶系至志留系的五峰组—龙马溪组，TOC 为0.41%～25.73%，其中甜点段（1～3 号小层）TOC 一般大于4.0%，平均值为3.42%～5.65%[45]，脆性矿物体积分数为30.0%～85.0%，甜点段平均为60.0%，其中放射虫体积分数达30.0%[45]。页岩气储层中纹层和层理普遍发育，主要由不同组分构成，包括脆性矿物、黏土矿物及有机质等，纹层及层理能够有效沟通页岩储层中无机矿物孔隙、纳米级有机质孔等，形成油气水平运移的高速通道[49]。

深水环境下内波、内潮汐沉积由于水动力较弱而导致沉积颗粒往往较细，沉积物以细砂和粉砂为主[1,4]，特别是在深水斜坡非水道环境下，多以粉砂沉积为主，层厚一般不超过30 cm[6,19,25]，且夹于较厚的黏土岩之中，构成韵律性泥岩序列，可形成页岩气储层（表3）。虽然内波、内潮汐作用可有效地提高海洋的初级生产力[2,39]，然而，在地层记录中这方面的研究却非常薄弱。其次则是脆性矿物体积分数，由于页岩气是人工气藏，可压裂性是获得高产的核心[45]，而内波、内潮汐对海底已有沉积物的改造作用、与其他流体的交互作用以及静水效应（表2和表3）均可造成粉砂与黏土分离，避免了粉砂颗粒散落在黏土之中形成均一结构，而是形成粉砂质纹层、层理及岩层，从而有效地提高页岩的油气水平运移能力和可压裂性。此外，内波、内潮汐作用的周期性及静水效应可形成多级别和多尺度的韵律性，从而增加页岩的非均质性，造成页岩气勘探开发中的不确定性。

页岩气储层评价的关键参数，如有机碳质量分数（TOC）、有机质类型、矿物组分及矿物的脆性指数、储层物性、含气页岩厚度等均受沉积相控制。如中国南方中上扬子地区下寒武统主要发育陆棚内拉张槽型、陆架边缘斜坡型及台地前缘斜坡型3 种沉积成因类型的富有机质页岩[47]；奥陶系—志留系的五峰组—龙马溪组主要发育潮坪相和浅海陆棚相（包括浅水陆棚亚相和深水陆棚亚相）[50]，其中主要的勘探层位即五峰组—龙马溪组一段主要为深水陆棚亚相，进一步可按照其成分（如黏土、硅质、钙质等）进行岩相划分[51]。深水环境下内波、内潮汐的周期性作用和静水效应可形成不同岩性的薄互层或有机质及脆性矿物的分层聚集，虽然可增加岩气勘探开发中的不确定性，但也可有效地提高页岩气储层的可压裂性；对已有沉积物的改造作用以及与其他沉积流体发生交互作用可增加页岩气储层的储集空间，改变储层的内部结构，进而提高储层的可压裂性；内波、内潮汐作用在海洋能量混合中起着关键的作用，其营养输运功能可有效地提高海洋生产力，从而可能形成有机质的富集（表3）。在我国已进入页岩气规模化开采阶段的五峰组—龙马溪组中发育有大量的富有机质、含有机质、黏土质和粉砂质纹层，具有良好的韵律并呈脉状、透镜状或线状分布，很有可能是由深水牵引流沉积（含等深流沉积和内波、内潮汐沉积）形成，因此，也有必要从深水牵引流沉积演化的角度对页岩气储层特征进行探索和研究。

表3 深水环境下内波、内潮汐作用对页岩气储层的影响Table 3 Effects of internal-wave and internal-tide actions to shale gas reservoir in deep-water environment

6 结论

1）人们对地层记录中的内波、内潮汐沉积的研究主要包括：与现代海洋内波、内潮汐研究及大洋环流体系相结合，进一步完善内波、内潮汐沉积理论；与地史时期古板块格局及古大洋环流体系研究相结合，将内波、内潮汐沉积研究置于地球系统演化研究的框架之内；以现有研究为基础，向更粗及更细粒沉积岩（物）中拓展，完善内波、内潮汐沉积体系，如内波、内潮汐的周期性、破碎带（改造作用和交互作用）和非破碎带（营养运输和静水效应）沉积。

2）虽然目前内波、内潮汐沉积尚无排他性鉴别标志，但是在确定深水沉积环境之后，沉积构造可能为内波、内潮汐沉积的重要鉴别标志，主要包括内潮汐形成的双向交错层（纹）理（双向交替流）、单向交错层（纹）理（单向优势流）、脉状、波状、透镜状复合层理（沉积物有限供应）和特殊的包卷层理（对海底的周期性压力）；短周期内波（内孤立波）形成的浪成波纹层（纹）理，典型的“人”字形交错层（纹）理、不均一结构、束状体及相互叠置和波状层（纹）理等；深水复合流形成的复合流波状（交错）层（纹）理、小型似丘状交错层理和准平行层（纹）理等。

3）深水环境下内波、内潮汐可能在细粒沉积中形成有机富集（在海洋中的营养输运功能）、脆性矿物富集并形成相应的沉积构造（在破碎带的改造作用、流体交互作用及在非破碎带的静水效应），从而形成页岩气储层并能有效地提高页岩气储层的油气水平运移能力和可压裂性；内波、内潮汐对页岩气储层的形成与改造产生较大影响，使得深水牵引流（包括等深流和内波、内潮汐）有可能成为页岩气储层沉积微相划分的主要依据，从而提高页岩气储层研究的系统化程度和可预测性。