中国陆相富有机质页岩沉积速率研究及其页岩油勘探意义

张瑞，金之钧，朱如凯，李明松，惠潇，魏韧，贺翔武，张谦

（1.北京大学 能源研究院， 北京 100871；2.北京大学 地球与空间科学学院 造山带和地壳演化教育部重点实验室， 北京 100871；3.页岩油气富集机理与有效开发国家重点实验室， 北京 102206；4.中国石油 勘探开发研究院，北京 100083；5.中国石油 长庆油田分公司 勘探开发研究院 低渗透油气田勘探开发国家工程实验室， 陕西 西安 710018）

沉积速率主要指沉积物的堆积速率，是盆地沉积充填快慢程度的反映，通常以cm/kyr单位表示［1-3］。研究沉积速率在地质历史时期的变化，对于分析页岩发育机理、有机质富集规律、纹层结构成因及组合类型等具有重要意义［4-7］。

陆相盆地富有机质页岩层系蕴含丰富的页岩油资源［8-12］。中国陆相富有机质页岩层系主要分布在多个淡水湖盆或咸化湖盆内（图1），形成于二叠纪、三叠纪、侏罗纪、白垩纪、古近纪和新近纪等多个地质年代，具有多旋回发育的特点［13-16］。其层位主要包括渤海湾盆地古近系沙河街组与孔店组、江汉盆地古近系潜江组、南襄盆地古近系核桃园组、柴达木盆地古近系下干柴沟组、松辽盆地白垩系嫩江组与青山口组、酒泉盆地白垩系下沟组、四川盆地侏罗系自流井组大安寨段、四川盆地三叠系须家河组、鄂尔多斯盆地三叠系延长组7段（长7段）、准噶尔盆地二叠系芦草沟组与风城组等。由于湖盆演化过程中不可避免地受到基底升降、湖平面变化以及气候旋回变化等环境因素影响，页岩层系广泛发育陆源碎屑岩夹碳酸盐岩、混积岩等，沉积相变复杂，非均质性强，导致沉积速率的准确判识面临许多挑战。

图1 中国陆相页岩油发育的典型盆地（a）及其地层序列（b）［10，14，16］Fig. 1 Typical basins （a） and stratigraphic sequences （b） of terrestrial shale oil in China［10， 14， 16］

近年来，随着旋回地层学与天文年代学的广泛应用，为富有机质页岩层系的沉积速率提供了定量估算和可视化研究手段［17-21］。尽管已有很多文献报道了中国不同地质年代的页岩层系沉积速率，但多数是针对单一盆地（或凹陷）开展的研究，尚缺乏系统化的总结和层系间差异的定量化比较。本文旨在总结不同类型陆相盆地富有机质页岩层系沉积速率变化规律，以及沉积速率的研究方法和存在问题。同时探讨沉积速率对有机质丰度和页岩纹层类型发育的影响，展望沉积速率研究的发展方向及对陆相页岩油勘探的指导意义。

1 中国富有机质页岩层系沉积速率

1.1 重点页岩层系沉积速率及其特征

本文对中国14套陆相富有机质页岩层系的沉积速率进行了深入调研（表1），同时对比了至少6套海相富有机质页岩层系的沉积速率（表2）。沉积速率数据主要由旋回地层学与天文年代学方法获得，区间范围越大表明沉积速率的波动越大。统计结果总体呈现3个规律。

表1 中国典型陆相富有机质页岩层系地质特征与沉积速率Table 1 Geological characteristics and deposition rates of typical continental organic-rich shale sequences in China

表2 中国典型海相富有机质页岩层系地质特征与沉积速率Table 2 Geological characteristics and deposition rates of typical marine organic-rich shale sequences in China

1） 随着地质年代由老到新，沉积速率大致呈现升高的趋势（图2）。新生代以来发育的渤海湾盆地沙河街组［22-24］、南襄盆地核桃园组［25］等沉积速率多在10.0～20.0 cm/kyr。古生代—中生代发育的准噶尔盆地二叠系芦草沟组［26］、四川盆地三叠系须家河组［27］、四川盆地侏罗系自流井组大安寨段［28］、松辽盆地白垩系嫩江组［29］与青山口组［30］沉积速率多在7.0～15.0 cm/kyr。而鄂尔多斯盆地三叠系长7段沉积速率最低，通常在4.0～5.0 cm/kyr［31-32］。

图2 不同地质年代陆相页岩层系与海相页岩层系沉积速率对比Fig. 2 Comparison of deposition rates between continental and marine shale sequences of different geological ages

2） 中国海相页岩沉积速率多在3.0 cm/kyr以下，比陆相页岩沉积缓慢。四川盆地五峰组-龙马溪组［33］、鄂尔多斯盆地平凉组［34］、塔里木盆地萨尔干组［35］、扬子地台大塘坡组［36］、华北地台下马岭组［37］与洪水庄组［38］等黑色页岩广泛发育的层位，对应海相层序的凝缩段，沉积速率非常缓慢。

3） 咸化湖盆页岩层系沉积速率普遍比淡水湖盆页岩层系沉积速率高，特别是富含蒸发岩矿物的碱湖地层的沉积速率会更高（图3）。例如，柴达木盆地下干柴沟组［39］、渤海湾盆地孔店组［40］、江汉盆地潜江组［41］、酒泉盆地青西凹陷下沟组［42］、准噶尔盆地玛湖凹陷风城组［43-44］等沉积厚度巨大，沉积速率波动剧烈且显著升高（最高可达40.8 cm/kyr）［40，45］。

图3 淡水湖盆与咸化湖盆页岩层系沉积速率对比Fig. 3 Comparison of deposition rates in shale sequences of freshwater and saline lacustrine basins

1.2 页岩沉积速率的控制因素

中国不同地质年代的陆相富有机质页岩层系的沉积速率具有一定差异，这取决于多种因素，如盆地的构造属性、水文地质条件、气候变化和物源输入等。大型淡水湖盆普遍具有相对稳定的构造背景，地层平缓，并形成深湖背景下的三角洲前缘-前三角洲-浊积扇细粒沉积体系，物源供给充分，沉积速率平稳，富有机质页岩呈广覆式沉积［12，15］。例如，鄂尔多斯盆地长9段半深湖相到长7段深湖相的演化过程中，半深湖-深湖面积达到10×104km2，最大古水深接近150 m，为页岩油的大规模富集提供了优越的地质背景［13］。咸化湖盆通常为构造活动强烈的小型富生烃凹陷，以内源沉积为主，胶结成岩作用迅速，导致地层序列平均沉积速率增加且波动剧烈，富有机质页岩层系的沉积厚度巨大。例如，准噶尔盆地吉木萨尔凹陷芦草沟组页岩层系累积厚度超过350 m，玛湖凹陷风城组则发育了一套厚达千米的碱湖背景下碳酸盐型混积岩沉积体系［43-44］。

地球轨道周期主要通过日照量变化驱动温室期—冰室期的气候旋回［30，46-48］。相对温暖、湿润的气候条件下，陆表径流增加，控制陆源碎屑物质的搬运速率。三叠纪温室期，鄂尔多斯盆地深湖-半深湖环境中发育了长7段烃源岩，其沉积过程缓慢［31-32］，甚至接近海相页岩的沉积速率。极热气候环境降水量较少，而强烈的蒸发作用形成了高盐度水体。例如渤海湾盆地济阳坳陷孔店组的烃源岩沉积可能是古新世—始新世极热事件（PETM； 约 56 Ma）的陆相响应［49］，沉积速率高达23.6 ～ 40.8 cm/kyr［40，45］。这一时期全球范围的沉积岩系普遍具有较高的沉积速率［50-52］。

2 沉积速率研究方法

2.1 绝对年龄框架约束平均沉积速率

根据地层厚度资料和高精度年代地层格架，可以准确厘定平均沉积速率。确定绝对年龄常使用生物地层学、磁性地层学及放射性同位素年代学方法，宇宙射线成因核素定年和光释光测年等也是重要补充［32，53-54］。对于深时地层剖面，凝灰岩中的锆石是尤为难得的U-Pb定年样品。目前主要发展了3种锆石U-Pb定年方法：激光剥蚀-等离子体质谱法（LAICPMS）、二次离子质谱法（SIMS）以及同位素稀释-热电离质谱法（ID-TIMS）等［53，55］。

在缺少凝灰岩夹层的沉积岩系中开展直接定年已有很多探索。低温沉积成岩环境下，沉积岩中发育的伊利石、钾长石、方解石和海绿石等自生矿物是重要的地质年代学计，可尝试采用K-Ar法、40Ar/39Ar法和Rb-Sr法直接定年。海相生物的软组织在早期成岩作用过程中会被亲U的磷酸盐交代，对磷酸盐化石（如牙形石、双壳模）开展LA-ICPMS原位U-Pb定年，国际上已有较成功的范例［58］。新发展起来的黑色页岩Re-Os同位素高精度定年也是约束地层年龄的重要手段［59］。由于Re-Os具有亲有机物的属性，在海相富有机质黑色页岩及其生成的原油和沥青中相对富集，因此，可以利用Re-Os放射性同位素体系确定富有机质沉积岩的绝对年龄［60］。

2.2 旋回地层学方法刻画高分辨率沉积速率

厘定连续沉积记录的持续时间主要依靠旋回地层学与天文年代学手段。这是目前唯一可提供连续的、高分辨率时间标尺的方法。米兰科维奇旋回理论认为，地球轨道参数（偏心率、斜率和岁差）的周期变化使地球表层接收的日照量分布发生变化，进而引起地球气候的周期性波动，这种周期变化的气候信息被记录在全球沉积序列中（图4）［46-47，61］。例如，北半球高纬度地区夏季太阳辐射变化是驱动第四纪冰期旋回的主要控制因素［61］。

图4 地球5 Ma以来轨道参数模型及其时间序列［47，63］Fig. 4 The Earth orbit parametric model and the time series for the past 5 Ma［47， 63］a1—c1. 分别为地球轨道偏心率、斜率和岁差的运行示意图；a2.0 ～ 5 Ma的偏心率时间序列；b2.0 ～ 2 Ma的斜率时间序列；c2.0 ～ 1 Ma的岁差时间序列

地球轨道周期具有相对稳定性，成为地层精细定年的“沉积物时钟”［62］。地质历史时期，由于月-地间的引力作用产生力矩，对地球的自转起到减速刹车的作用，导致地球轨道斜率周期和岁差周期逐渐增大［46］。地球轨道长偏心率源于金星与木星的轨道近地点之间的相互作用，得益于木星巨大的质量，长偏心率旋回具有稳定的405 kyr周期，被誉为地质计时的最佳“计时器”［47，63］。Hilgen等进一步提出天文时间带（astrochronozones）的概念，将地层中受天文轨道作用力控制的沉积旋回校准至周期稳定的天文理论曲线后形成具有全球对比潜力的地层时间单元［21，64-65］。根据特定天文旋回控制下的高分辨率时间标尺，可以计算不同深度层段的高分辨率沉积速率。中生代以来的地层序列通常以稳定的405 kyr长偏心率周期为基准建立天文年代标尺，对地层沉积速率刻画的分辨率即为405 kyr偏心率级别。而新近纪以来天文地质年表已经可以精确到20 kyr岁差尺度［48，63，65］。

近年来，旋回地层学方法结合数理统计学与计算机技术，可以在缺乏精确年龄约束的情况下估算地层序列沉积速率及其变化趋势，并给出可视化图形。当前流行的统计调谐手段主要有以下几种。

1） 平均频谱误差分析（average spectral misfit，ASM），计算不同沉积速率下古气候序列主要周期与天文周期的误差，并利用蒙特卡洛模拟给出零假设（不存在天文信号）检验的显著水平［17］。

2） 时间标尺优化法（time scale optimization，TimeOpt），根据轨道信号的振幅调制属性，评估不同沉积速率条件下岁差（或短偏心率）振幅包络线与偏心率（或长偏心率）模型曲线的拟合程度，同时评估通过最小二乘法拟合实际数据获得的岁差与偏心率的信号与原始数据的拟合程度，利用两次拟合的乘积，通过寻找乘积的最高值来确定最优沉积速率［19］。同时使用蒙特卡洛模拟方法给出零假设检验的置信水平。

3） 相关系数分析（correlation coefficient，COCO），通过评估不同沉积速率下的地层响应指标的功率谱与天文理论曲线中全部偏心率、斜率和岁差的功率谱之间的相关系数来实现沉积速率定量检验，同时利用蒙特卡洛模拟的方式评估零假设置信水平，并综合考虑能匹配的地球轨道周期数量来检测地层的沉积速率［20］。

ASM，TimeOpt和COCO方法都是利用零假设检验和蒙特卡洛模拟估算沉积速率的统计学方法［66］。还有一类基于贝叶斯公式的沉积序列反演方法，使用马尔可夫链蒙特卡罗算法对沉积速率模型的后验分布进行采样，寻找匹配轨道周期的沉积速率最优解，并定量描述反演结果的不确定性［18］。这几类算法在实际应用中，都存在参数调整的不确定性，同时理论天文周期模型的选择等也限制着这些方法的普适性。

2.3 稀土元素配分模式判识相对沉积速率

页岩的稀土元素配分模式是其经历的搬运和沉积过程的综合反映［67］。碎屑矿物悬浮颗粒中的稀土元素在缓慢沉积过程中被黏土吸附并与有机物发生络合反应。轻稀土元素通常会先被吸附在有机质和黏土矿物中并沉积下来，重稀土元素则形成稳定络合物留在水体中，从而导致稀土元素强烈分异。La和Yb分别为轻稀土元素和重稀土元素的指示元素。因此，根据稀土元素的 （La/Yb）N值（N代表北美页岩标准化）可以判断沉积速率的相对大小［68-69］。沉积速率较快的页岩，稀土分异作用不显著，稀土元素的配分模式相对平缓，（La/Yb）N值约为1。沉积速率较慢的页岩，稀土分异作用强烈，轻、重稀土元素出现亏损或富集，（La/Yb）N值明显大于或小于1。由于稀土元素的富集和亏损受多种因素的影响，因此需要在分析结果中考虑其他因素的干扰。

2.4 晶体粒径分布理论判识相对沉积速率

晶体粒径分布理论（crystal size distribution theory， CSDT）用保留时间和系统内晶体增减作为参数来描述晶体数量与粒径变化规律。Wilkin等将晶体粒径分布理论应用到沉积型莓状黄铁矿上，计算出莓状黄铁矿在沉积物表面的相对保留时间，进而获得相对沉积速率变化［70］。Chen等发现鄂尔多斯盆地长7段黑色页岩样品中莓状黄铁矿粒径与其数量密度的对数呈线性关系，这种线性关系的斜率与黄铁矿晶体的生长时间有关，即与沉积速率相关（图5）［71］。晶体粒径分布模式的应用需要黄铁矿在沉积过程中具有明显的富集特征，如果页岩中黄铁矿的数量较少，则粒径分布模式的统计结果可能会受到抽样误差的影响。

图5 鄂尔多斯盆地盐56井长7段莓状黄铁矿粒径分布［71］Fig. 5 Characteristics of pyrite framboid diameters of the Chang 7 Member in well Yan 56， Ordos Basin［71］a.粒径分布累积频率曲线（样品埋深2973.7 m）；b. 粒径（N）与其数量密度（D，个/cm2）的对数呈线性关系

2.5 星际尘埃特征元素丰度判识相对沉积速率

这种方法利用沉积物中星际尘埃特征元素3He，Ir和Co的丰度值间接反映沉积速率［72-74］。星际尘埃在地球表面的沉降量相对稳定，约为0.16 mg/（cm2·yr）。在不考虑火山活动和生物富集作用的情况下，陆源物质输入对星际尘埃特征元素含量产生稀释效应［75］。Alvarez等建立了一个利用星际尘埃特征元素Ir的丰度值计算海相地层沉积速率的经验公式［72］。周瑶琪等修正了经验参数利用星际尘埃特征元素Co的丰度计算得到湖相页岩的沉积速率为6 ～ 8 cm/kyr［73］。

3He是地球对星际尘埃对吸积速率的示踪剂。对白垩纪—古近纪之交发育的海相碳酸盐岩实例分析表明，宇宙来源的3He通量几乎是恒定的［76］。Murphy等根据3He通量恒定假设［76］约束了南大西洋沃尔维斯岭在整个PETM期间沉积速率的相对变化，并为该事件构建了一个新的年龄模型［74］。因此，建立星际尘埃特征元素的同位素记录，是深海相和深湖相泥页岩年代学研究的重要补充。

以上沉积速率的研究方法各具特色，对于陆相页岩层系野外剖面或系统取心段，可以通过高精度年代学框架的应用，约束地层序列的沉积时限，并准确地计算平均沉积速率。对于缺乏绝对年龄数据的连续沉积剖面，通常基于旋回地层学与天文年代学获得“浮动”天文年代标尺，利用统计调谐方法追踪沉积速率在不同深度层段内的变化。对于黑色页岩样品的相对沉积速率判识，稀土元素配分模式和莓状黄铁矿晶体粒径分布能够提供有价值的参考，星际尘埃特征元素丰度也是获取沉积速率的有效补充。然而这些方法都依赖于一些假设和前提条件，难免会出现系统误差和偶然误差，需要结合其他方法和数据进行综合校正（表3）。

表3 沉积速率研究方法对比Table 3 Comparison of different methods for studying deposition rate

3 沉积速率研究中需要注意的问题

3.1 地层剖面的完整性

沉积作用本质上是一个不连续的过程。沉积地层剖面将地质时间的流逝记录为沉积与剥蚀的交替，必然包含一定尺度的沉积间断［1，77-78］。在地质历史中，气候环境变化及构造运动等对原始沉积序列造成干扰破坏，在陆相地层中这种影响比海相地层更为明显［2，7］。Sadler对地质历史时期25000个沉积速率值的汇编表明，沉积速率的波动范围可以跨越11个数量级［1］。对于同一套研究层位， 当选择的时间尺度不同时，地层完整性评价结果也存在差异［3］。随着时间跨度的增加，地层剖面中的间断越来越长，沉积速率具有系统性下降趋势（图6a）［1］。由于地壳不稳定以及不连续的沉降，导致沉积物堆积的累积厚度是一个复杂的时间序列。

图6 沉积速率与地层剖面完整性的关系Fig. 6 Correlation of the deposition rate and integrity of stratigraphic sectionsa. 沉积速率（mm/kyr）与不同时间尺度（yr）的对数关系［1，3］，蓝色曲线为稳健线性拟合模型，截距按年的时间尺度计算；b. 非稳定沉积过程的时间序列模型，沉积剖面沿其时间轴分解［1］

沉积和剥蚀增量的累积效应可以通过波函数的形式进行模拟（图6b），即用正弦波模拟短期的侵蚀和沉积交替，用长期趋势模拟地壳的长期沉降［1］。结果显示，即使侵蚀和沉积增量的厚度相等，净厚度也会产生长期波动。图6b显示的不同时间尺度的间断面，实际上代表了不同级次的层序界面。更长时间的沉积过程则产生更长时间的沉积间断。总之，沉积速率取决于观测的时间尺度。不同类型或不同时代岩层的沉积速率比较，必须在同一时间尺度上进行。

3.2 陆源碎屑输入对沉积速率的影响

沉积速率研究要考虑沉积物供应量的影响，陆源碎屑输入量增加会导致沉积速率增大。例如PETM期间，由于全球水文循环的加剧，中纬度地区沉积物供应的显著增加，近海陆架、深海扇频繁发育下切水道等［50-52］，导致陆源碎屑的输入量大大增加。地层序列混杂重力流沉积等事件沉积物造成沉积速率异常升高，也增加了沉积环境解译的复杂性。风成沉积可以形成快速堆积，如中新世中国黄土高原秦南的风成黄土堆积速率达到20 cm/kyr［79］。新生代以来，受青藏高原隆升的影响，柴达木盆地巨厚地层堆积反映了风-河-湖源-汇机制下的快速陆源输入的影响。

3.3 压实成岩作用对沉积速率的影响

使用旋回地层学方法研究沉积记录的古气候响应面临3个基本挑战：信号污染、地层扭曲和时间校准［48］。沉积系统内的自生变异性，如沉积速率变化、成岩作用、差异压实、生物扰动和沉积间断等因素可能导致地层结构发生变形，干扰天文周期信号的检测。这些地层形变可能是随机的，可能与盆地长期演化有关，也可能是由沉积环境的非线性气候反馈所驱动的。页岩的成岩作用较慢，而碳酸盐岩和蒸发岩类可以快速堆积成岩，在某种程度上造成地层序列快速堆积。目前所观察到的岩层厚度是经过压实的厚度，若根据不同岩类的压实系数恢复到原始厚度，则可以获得地质历史时期真实的沉积速率［2］。不同物质组分的差异压实对沉积速率判定也有显著影响［78］。例如，黏土质页岩的压实程度可达80 %以上，而贫黏土页岩的压实程度仅20 %～30 %。认识这些差异对于恢复真实沉积速率具有指导意义。

压实成岩作用还可能导致纹层结构形变，干扰纹层的沉积速率判别。中国东北龙岗山脉发育的玛珥湖现代沉积物中肉眼可识别的纹层为年纹层，平均沉积速率为1.10 mm/yr［80］；芬兰东部雷米兰皮湖（Lehmilampi）现代沉积物纹层的平均沉积速率为0.76 ～ 1.22 mm/yr［81］。然而对于深时沉积且经受长期压实的页岩，对纹层沉积速率的判定可以产生数量级的变化。例如，燕辽坳陷元古宙发育的下马岭组镜下观察到碎屑矿物纹层与富有机质纹层互层结构，对沉积速率的计算仅为（0.66 ±0.14） cm/kyr［37］。

4 沉积速率研究对陆相页岩油勘探的指导意义

研究有机质丰度和纹层类型对于深入理解页岩油勘探的地质条件和富集机理具有重要意义。古气候、大陆风化、水动力条件和沉积速率等因素控制湖相沉积物成分与沉积组构等特征，成为页岩油储层宏观和微观非均质性的诱因。低沉积速率控制纹层发育与富硅质沉积，易于形成微裂缝，而湖相纹层既有较好的生烃潜力又有较好的孔、渗条件［57，82］，这是页岩油气甜点段形成的基本地质条件之一。因此，沉积速率作为其中一个关键因素，对于页岩有机质富集和纹层类型发育有着重要影响，尤其是在陆相页岩油勘探中显得尤为重要。

4.1 沉积速率影响页岩有机质富集

通常认为有机质富集主要受初级生产力、底水含氧量、沉积速率和有机质来源等因素控制［5-6］。关于沉积速率对陆相页岩有机质富集的影响研究相对较少［83-84］，最初的研究案例是来自海相页岩。Ibach对地质历史时期海相页岩沉积速率与总有机碳含量(TOC)的关系进行统计发现，钙质泥岩对有机质的稀释作用所需的临界值最低，硅质泥岩次之，而黑色页岩所需的临界值最高［85］（约为3.2 cm/kyr；图7a）。Tyson对现代海相沉积物沉积速率与TOC关系的统计表明：在氧化水体环境中，当沉积速率小于5 cm/kyr时，沉积速率的增加可以提高有机质埋藏效率［4］。当沉积速率大于5 cm/kyr时，如果有机碳的供给通量恒定，且向盆地中输入的有机质通量低于碎屑矿物或碳酸盐矿物的输入通量，则会导致单位质量沉积物中有机质含量下降。若沉积速率持续增加超过35 cm/kyr，无论水体是否缺氧，TOC都没有明显的差别（图7b）［4］。

图7 不同沉积环境中沉积速率与TOC的关系Fig. 7 Correlations between the deposition rate and TOC of shale sequences in different depositional environmentsa.海相页岩［85］；b.现代海相沉积物（采样深度为800 m）［4］；c.二连盆地8个凹陷下白垩统腾格尔组［83］；d.酒泉盆地青西凹陷下沟组［42］

对于陆相页岩，沉积速率对有机质的稀释作用也存在临界值。二连盆地下白垩统腾格尔组（咸水沉积体系）沉积速率的临界值约为5 cm/kyr（图7c）［83］；酒泉盆地青西凹陷下白垩统下沟组（咸化湖-盐湖沉积体系）沉积速率的临界值约为12 cm/kyr（图7d）［42］。鄂尔多斯盆地中三叠统长7段（淡水-微咸水沉积体系）沉积速率的临界值普遍低于5 cm/kyr［31］。长7段页岩低黏土矿物含量（＜ 40 %）、低Al2O3含量（平均14 %）和稀土元素含量（平均168 μg/g）均与TOC呈负相关，表明陆源碎屑对长7段有机碳通量的稀释作用较弱，保持了较高的初级生产力水平［84］。因此，适当的沉积速率是页岩有机质富集和保存的重要因素。低沉积速率状态下，低陆源碎屑补偿降低了对有机质的稀释作用，底水氧化还原条件是影响有机质富集的主要因素；高沉积速率状态下，沉积水体古生产力条件是影响有机质富集的主要因素［4-5，85］。

有机质沉积埋藏后的保存状态与氧化-还原环境关系密切［42，83-84］。一方面，与陆相粗粒碎屑岩相比，陆相页岩的沉积速率相对缓慢，导致有机质在沉积过程中容易被微生物分解矿化，可能导致有机质的保存比例较低［86］。另一方面，低沉积速率意味着有充分时间通过硫酸盐菌还原反应促进有机质的消耗［87］，形成有利于有机质保存的还原环境。

考虑到中国陆相盆地构造活动期次多、沉积相带变化快、页岩沉积非均质性强的特点，以上认识可能并不适用于所有区域。在沉积速率高的环境中，有机质经历短暂的早期成岩作用期就被埋藏，沉积过程中快速通过降解作用较强的地带，有机质降解程度弱，可能导致有机质的保存比例较高。以渤海湾盆地东营凹陷北部陡坡带为例，沙四上亚段（沉积速率8.5 ～14.6 cm/kyr）［88］和孔店组（沉积速率23.6 ～ 40.8 cm/kyr）［45］页岩的沉积速率较大，仍然具有较高的有机碳含量（＞4 %）。因此，沉积速率对页岩有机质富集的影响不能一概而论，需要兼顾盆地构造背景建立更普适性的模式图版。

4.2 沉积速率影响页岩纹层类型发育

富有机质页岩中可肉眼识别的基本沉积单元结构是纹层。根据矿物组成与有机质丰度可将页岩纹层划分为黏土质纹层、长英质纹层、碳酸盐纹层和有机质纹层等类型［9-10，12］。页岩纹层密度和组合类型存在差异，间接反映了沉积速率的变化。在较强的水动力环境中，水体流速和沉积速率会影响纹层类型；同时沉积速率影响有机质的絮凝作用，促进有机质纹层发育。

在水深1 m的等温、静水条件下，黏土颗粒的沉积速率仅为细砂颗粒沉积速率的1/1000或更低［89-90］。在较弱的水动力环境中，黏土颗粒的沉积速率为0.003 mm/s［91］。然而，黏土颗粒在水流中趋向于与其他碎屑物质结合形成絮凝体团。沉积速率小的絮凝体团会随低速水团的漩涡上升至主流区并以冲泻质输运，最终沉积于静水区。当沉积速率达到0.01 ～ 2.00 mm/s甚至更高，则趋向于以悬移质输运并随着低速水团的漩涡上升。沉积速率更大的絮凝体团倾向于以跃移质输运并快速下落堆积［92-93］。因此，当沉积速率较低时，迁移的黏土质絮状波纹可能只会留下薄薄的层状沉积物拖曳面，而当沉积速率较高时，沉积物拖曳面在垂向上不断爬升堆积，形成波状黏土质-粉砂质互层模式（图8）。

图8 不同流速和沉积速率影响下长英质纹层结构变化［96］Fig.8 Changes in the architecture of felsic laminae under the effect of different flow velocities and deposition rates［96］

在较强的水动力环境中，水体流速和沉积速率通过控制碎屑颗粒的絮凝作用，间接控制纹层结构类型［94-96］。Yawar和Schieber指出，页岩中交替出现的黏土质与粉砂质纹层是长期底流搬运作用的结果［96］。水槽实验结果表明，沉积速率相对较低且水体流速低于25 cm/s时，沉积形成黏土质-粉砂质互层，高于25 cm/s临界流速则形成层状粉砂质层。沉积速率相对较高时，随着流速的增加，波状黏土层逐渐转变为波状粉砂质层（图8）［96］。高能水体环境中的细粒碳酸盐物质同样可以像黏土一样在水体中发生凝絮作用［95］。流动的碳酸盐泥浆流速低于25 cm/s时，悬移质就会形成絮状波纹进而沉积形成碳酸盐纹层［94-95］。

沉积速率影响有机质的絮凝作用，促进有机质纹层发育。由于有机质（初级生产力）的密度普遍偏低，在水体中缓慢沉降过程中会遭受微生物降解和氧化分解［86］。然而，富有机质黏土的絮凝实验分析表明，有机质易与细粒物质相互黏结形成絮团，远离水溶氧气和微生物，从而加快沉降过程并有利于有机质保存［92-93］。

长试管静置沉降实验结果表明，水体盐度是影响细粒沉积物的沉积速率的重要因素。富含有机质的泥质沉积物在淡水、微咸水和咸水3种湖盆环境中的絮凝作用和受到的浮力作用有一定差异［90］。当盐度从1 %增至3 %时，可以大幅促进有机质絮凝，沉积速率显著增加，同时使得有机质捕获效率提高到300 %［97］。这也从微观机理上解释了咸化湖盆发育的富有机质页岩的沉积速率比淡水湖盆发育的富有机质页岩的沉积速率相对较高的原因。

上述分析表明，水动力条件和水体盐度影响碎屑颗粒的絮凝作用，不同类型碎屑颗粒的沉积速率差异有利于细粒沉积纹层结构的形成。对于形成黏土质纹层、长英质纹层、碳酸盐纹层和有机质纹层等所需沉积速率的定量判断是值得深入研究的科学问题。

5 页岩沉积速率研究发展方向

5.1 加强纹层年代学研究，整合新方法客观估算沉积速率

陆相页岩油勘探实践表明，无论是淡水湖盆还是咸化湖盆，纹层状页岩相都是最有利岩相［8-10，12］。如果没有精确的时间作为纹层沉积演化的对比标尺，容易造成页岩纹层与其沉积要素之间响应的偏差。近年来针对现代湖泊发育的连续纹层序列发展了高分辨率纹层年代学技术。根据常规14C测年、加速器质谱仪（AMS）14C测年、10Be测年、137Cs测年、210Pb测年、火山灰测年和古地磁曲线测年等可以精确计算纹层的发育时间与速率［81，98-99］。现代湖泊的细粒沉积学研究进展［94-95］可以为深时陆相页岩沉积环境和形成机理研究提供对比思路和方法。对于沉积速率低、纹层厚度非常薄的页岩，开展高分辨率的磁化率、灰度、矿物和元素的原位成像扫描非常必要［93，99-100］。同时需要明确不同尺度的气候旋回周期（如半岁差周期、太阳黑子活动周期、厄尔尼诺周期等）对陆源碎屑物供给、纹层旋回发育与有机质富集的控制作用。总之，陆相盆地富有机质页岩层系沉积速率的研究需要积极融合包括地质年代学、岩石学、旋回地层学、地球化学和沉积物理模拟在内的先进理论和方法，以更好地了解页岩沉积演化过程及其沉积环境响应。

5.2 积极探索沉积速率与陆相页岩油富集之间的联系

陆相页岩油富集主控因素研究突出强调淡水湖盆与咸化湖盆富有机质页岩层系发育机制的差异［9，11，15］，这种差异在页岩沉积速率上有直观的反映。在进行细粒沉积物形成机理研究时，需要充分考虑水体盐度、沉积速率、絮凝作用和浮力作用等因素对纹层结构的影响。通过旋回地层学的时间序列分析获取高分辨率的沉积速率，有助于客观分析沉积速率对有机质丰度影响的平衡点［6，101］。同时需要深入探究沉积速率变化引起的古生产力水平和氧化-还原环境变化，进一步揭示页岩有机质富集机理。良好的源-储配置是页岩油形成与富集的控制因素之一［12，15，97］，而天文周期叠加调控下的优质烃源岩发育机制、页岩油源-储配置关系尚不明确。需要在等时地层格架下，系统研究全球气候事件对淡水湖盆与咸化湖盆富有机质页岩层系发育的影响。在准确厘定页岩层系沉积速率的基础上，结合旋回地层学和层序地层学分析，有助于揭示地球轨道参数变化和各级层序间的关系，指导陆相页岩沉积旋回高分辨率对比。重新审视沉积速率对页岩有机质富集和纹层类型发育的影响，可以预测和评估不同区域、不同层系的页岩油勘探前景，为陆相页岩油勘探提供科学依据。

6 结论

1） 随着地质年代由老到新，中国陆相页岩层系的沉积速率大致呈现降低的趋势，但普遍在5 cm/kyr以上，咸化湖盆沉积速率较淡水湖盆沉积速率高，特别是富含蒸发岩矿物的层位沉积速率可高达40 cm/kyr。

2） 高精度年代学框架可以约束页岩层系的沉积时限，准确厘定平均沉积速率。基于旋回地层学统计调谐方法可以估算不同深度的高分辨率沉积速率或追踪沉积速率的变化。根据稀土元素配分模式、晶体粒径分布理论和星际尘埃特征元素丰度等特殊方法可以判识页岩的相对沉积速率。不同类型或不同时代的岩层的沉积速率比较，需要注意地层完整性、陆源碎屑输入、成岩作用和差异压实作用等复杂因素的影响。

3） 沉积速率是页岩有机质富集的重要影响因素。沉积速率对有机质稀释的临界值通常低于5 cm/kyr，沉积速率低于临界值，低陆源碎屑补偿降低对有机质的稀释作用，底水氧化-还原条件是影响有机质富集的主要因素；当沉积速率高于临界值，沉积水体的古生产力条件影响有机质富集。沉积速率影响纹层结构类型发育，受水动力条件、水体流速、盐度和碎屑颗粒性质等影响，定量判断满足不同类型纹层形成所需的沉积速率仍需进一步研究。

4） 中国陆相富有机质页岩沉积速率研究需要重视纹层年代学研究，结合岩石学、旋回地层学、地球化学和沉积物理模拟等先进理论方法，揭示陆相页岩沉积速率与页岩油富集之间的内在联系。