李向東

（昆明理工大學(xué)國土資源工程學(xué)院，云南昆明，650093）

內(nèi)波是一種水下波，它存在于2個不同密度水層的界面上，或存在于具有密度梯度的水層之內(nèi)，其最大振幅出現(xiàn)在海洋內(nèi)部，內(nèi)波的周期變化大，可從不足1 min到長達數(shù)日或更長，當(dāng)內(nèi)波的周期與海面潮汐的周期相同時，就稱這種內(nèi)波為內(nèi)潮汐，內(nèi)潮汐為內(nèi)波的一種重要類型[1]。激發(fā)內(nèi)波的動力可為表面潮汐、風(fēng)、海水中的流體及運動的物體等。

內(nèi)波的波動頻率介于慣性頻率（地轉(zhuǎn)科氏力垂向分量，隨緯度變化而變化）和浮頻率（流體固有振蕩頻率，是海水密度層化狀況的一種度量）之間[2]：當(dāng)內(nèi)波頻率接近慣性頻率時，波形近于沿鉛垂方向傳播；當(dāng)內(nèi)波頻率接近浮頻率時，波形近似地沿水平方向傳播。在一般情況下，內(nèi)波頻率與慣性頻率和浮頻率相差較大，波形沿斜向傳播，即波形為斜壓波[2]。內(nèi)波、內(nèi)潮汐的斜壓特征可在海水中引起明顯的垂向混合作用，從而提高海洋的初級生產(chǎn)力，對于沉積學(xué)中探討上升流的成因及內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用與有機質(zhì)聚集的關(guān)系均具有重要意義。人們對地層記錄中的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積的研究始于1991年[3]，到現(xiàn)在達30 a，是沉積學(xué)中一個非常年輕的研究領(lǐng)域。在這期間，中國學(xué)者總結(jié)了內(nèi)波、內(nèi)潮汐的沉積特征、垂向序列和沉積模式[1,4-7]，為內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積發(fā)現(xiàn)更多的研究實例和進一步深入研究奠定了基礎(chǔ)，同時引起了部分國外學(xué)者的重視[8-11]。本文作者結(jié)合現(xiàn)代海洋的相關(guān)研究成果，總結(jié)地層記錄中的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積的一般特征，提煉出深水環(huán)境下具有特征性的沉積構(gòu)造鑒別標(biāo)志，并探討內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用可能對頁巖氣儲層產(chǎn)生的影響。

1 研究歷程

海洋學(xué)研究發(fā)現(xiàn)內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用在大洋中廣泛存在[1]，目前內(nèi)波研究已經(jīng)從深海大洋擴展到陸坡、陸架以及海底峽谷。海洋學(xué)中的內(nèi)波研究不僅包括內(nèi)波的產(chǎn)生、傳播、反射、衰減等動力學(xué)機制問題以及波能在海洋不同尺度運動之間的傳遞和轉(zhuǎn)化問題，還包括內(nèi)波與海底設(shè)施、海上油氣勘探以及軍事等密切相關(guān)的應(yīng)用研究[2]。與表面波相比，內(nèi)波通常具有大的振幅（幾米到100 多m）和波長，其波長可達到350 km[1]。目前在海洋中廣泛分布且引起廣泛關(guān)注的是長周期的內(nèi)潮汐和短周期（一般小于40 min）的內(nèi)孤立波[2]。

內(nèi)潮汐是一種非常重要的海洋內(nèi)波，具有海面潮汐的周期，表現(xiàn)為線性或弱非線性，在海洋能量混合中起著關(guān)鍵的作用，是溫鹽環(huán)流的能量來源之一[12]。關(guān)于內(nèi)潮汐的成因，目前被廣泛接受的是潮地作用生成機制，即海面潮汐遇到海底變化地形時，在具有明顯密度躍層的海水中可激發(fā)出內(nèi)潮汐。據(jù)方欣華等[2]研究，易于形成內(nèi)潮汐的地形為海灣、陸棚、大陸斜坡、海底峽谷及海嶺等。盡管高模態(tài)內(nèi)潮汐由于傳播速度較低、底部剪切較強和射線結(jié)構(gòu)明顯可使其很快在產(chǎn)生地附近消散，但是低模態(tài)內(nèi)潮汐可以傳播數(shù)千千米而很少有能量耗散[2]。

內(nèi)孤立波是指孤立的非線性大振幅內(nèi)波，在海洋中長距離傳播而波形幾乎不發(fā)生改變[2]。內(nèi)孤立波的形成機制包括[1-2]：

1）海面潮汐與海底地形相互作用產(chǎn)生的山后波在脫離地形后逆流傳播演變而成[13]；

2）混合區(qū)重力塌陷可在層化水體中激發(fā)內(nèi)孤立波，其中混合區(qū)可由內(nèi)波在陸棚或海底不規(guī)則地形上破碎混合形成（剪切失穩(wěn)），也可由阻塞濁流[14-15]（受海底地形阻擋的濁流）和異重流等物理流體在層化水體中機械混合形成，還可以由層化水體中垂直或水平方向上的溫度差形成；

3）當(dāng)兩列內(nèi)孤立波斜交而產(chǎn)生共振時可形成振幅更大的內(nèi)孤立波；

4）內(nèi)潮汐的非線性和頻散達到平衡時裂解可形成一系列波幅按振幅順序排列的內(nèi)孤立波。

內(nèi)孤立波具有大振幅、短周期或最終形成短周期的特征，是海洋中能量從大尺度的內(nèi)潮汐向小尺度紊流事件轉(zhuǎn)化的橋梁[2]。

海洋調(diào)查發(fā)現(xiàn)內(nèi)波可以在幾百米至幾千米深的海底使沉積物再懸浮、搬運細砂級顆粒并形成波痕、砂丘和大型沉積物波等底形[16-17]。MENARD[18]報道了西太平洋馬紹爾群島北部1 372 m深的海底發(fā)育的不對稱波痕（波長約為30.5 cm，波高約為7.6 cm），并歸因于短周期內(nèi)波引起的振蕩流沉積。最近十多年來，綜合地震探測、衛(wèi)星遙感及各種定點觀測資料，在中國南海及世界其他海域的大陸斜坡和深海平原中不斷發(fā)現(xiàn)與內(nèi)波特別是內(nèi)孤立波相關(guān)的底床形態(tài)[16-17]。

人們對地層記錄中的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積研究起步較晚[3]，基本上還停留在發(fā)現(xiàn)新的研究實例和總結(jié)鑒別標(biāo)志的初級階段。表1所示為地層記錄中已發(fā)現(xiàn)的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積研究實例統(tǒng)計[19-31]。中國學(xué)者到目前為止，共發(fā)現(xiàn)了9例（表1中1～9），其中8例在中國。從表1統(tǒng)計結(jié)果可以看出其具有以下4個特征：

1）在時代分布上，從新元古代至新近紀(jì)均有發(fā)現(xiàn)，太古代至中元古代暫時沒有發(fā)現(xiàn)，可能與沉積巖普遍發(fā)生變質(zhì)作用有關(guān)，這說明內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積在地層記錄中普遍發(fā)育，也與許多學(xué)者的預(yù)測結(jié)果一致[1,6,9,11]；

2）從研究內(nèi)容上看，主要局限于沉積學(xué)研究，即局限于內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積的鑒別和概念性沉積模式的建立，針對大地構(gòu)造環(huán)境、古地理環(huán)境、內(nèi)波、內(nèi)潮汐成因及沉積過程等方面的研究很少；

3）從地域（古板塊）分布上看，奧陶系的研究實例在我國華北—柴達木板塊、華南板塊和塔里木板塊上均有分布。

國外學(xué)者對地層記錄中的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積研究可以追溯到1972年，LAIRD[32]報道了新西蘭前泥盆紀(jì)深水沉積中的雙向交錯層理，認(rèn)為是潮汐沉積形成，但長期以來簡單地歸為深水底流沉積，直到2012年才正式開始地層記錄中內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積研究[8]。到目前為止，已發(fā)現(xiàn)5 個研究實例（見表1中序號10～14）。從表1統(tǒng)計結(jié)果可以看出其具有以下4個特征：

表1 地層記錄中已發(fā)現(xiàn)的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積研究實例統(tǒng)計表*Table 1 Statistics for discovered study cases of geological internal-wave and internal-tide deposits

1）已發(fā)現(xiàn)的5個研究實例均位于特提斯洋，沉積環(huán)境包括碳酸鹽巖斜坡和深水濁流盆地，盡管目前還沒有聯(lián)系起來進行綜合研究，但表現(xiàn)出極強的潛在系統(tǒng)性。

2）內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積發(fā)育的地層研究程度非常高，特別是法國西南部的Annot 砂巖（19世紀(jì)60年代初發(fā)現(xiàn)鮑瑪序列的地層）和意大利北部的Marnoso-arenacea 組（19世紀(jì)70年代初建立濁積巖扇模式的地層），這使得國外地層記錄中內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積研究一開始就具有良好的研究基礎(chǔ)。

3）與內(nèi)波作用過程聯(lián)系起來，提出了內(nèi)波破碎沉積模式[9]，擴展了內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積鑒別標(biāo)志（特定的包卷層理和礫屑的“人”字形組構(gòu)），突出了似丘狀交錯層理鑒別標(biāo)志。

4）在2012—2019年發(fā)現(xiàn)5 個研究實例，還不包括潛在的研究實例，說明近年來內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積正在逐步成為深水沉積學(xué)的研究熱點。

2 一般沉積特征

結(jié)合內(nèi)波、內(nèi)潮汐的現(xiàn)代海洋和地層記錄研究（并不局限于已有的沉積研究實例），對內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積的一般特征或可能具有的一般特征進行分析與概括（表2）。從表2可知：海洋中內(nèi)波、內(nèi)潮汐的發(fā)育和溫鹽躍層密切相關(guān)，在一般情況下，在中、低緯度地區(qū)溫躍層對海水密度的影響比鹽躍層的影響大，海水的密度層化基本受溫躍層控制[2]；在高緯度地區(qū)，鹽躍層則有可能控制海水的密度層化，如北冰洋存在一個長年性鹽躍層[33]，上界深度約為50 m，厚度約為100 m，強度約為0.015‰/m。溫躍層可分為淺水季節(jié)性溫躍層和深水長年性溫躍層[2]，由于淺水環(huán)境受海面波浪和風(fēng)暴的影響，內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積很難保存下來，或在地層記錄中很難識別出來，故內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積研究主要涉及深水長年性溫躍層。長年性溫躍層受氣候及海流的影響，也可以發(fā)生季節(jié)性變化，在一般情況下夏季較強，冬季較弱，在稍大尺度上，海流遷移可形成千年尺度變化[34]，大洋環(huán)流中的暖池效應(yīng)可形成千萬年和百萬年尺度變化[35]。就目前發(fā)現(xiàn)的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積而言，其沉積時多處于中、低緯度地區(qū)，可能受到長年性溫躍層的影響，特別是在鄂爾多斯盆地西緣，中、晚奧陶世時處于赤道附近，受溫躍層的影響可能更明顯。依據(jù)溫躍層的變化規(guī)律，受周期作用控制的韻律性可能是內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積的一個普遍特征（表2），同時也說明了利用內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積研究地史時期大洋環(huán)流具有一定的可行性，然而，人們對這2個方面的研究都非常少。

在破碎帶的改造作用與流體的強弱密切相關(guān)（表2）。內(nèi)潮汐引起的水體在海底的流動速度一般較小[1]，在海底峽谷中，雙向流速度一般為20～50 cm/s（現(xiàn)今不同大洋25個海底峽谷的統(tǒng)計值）[7-8]，其中向溝谷上方流動的最大流速為3～48 cm/s，以15～30 cm/s 為主；向溝谷下方流動的最大流速為4～70 cm/s，以15～40 cm/s 為主，凈流動一般向溝谷下方，但也有例外[1,8]。結(jié)合水流中平均流速與搬運顆粒粒徑的關(guān)系[36]即尤爾斯特隆圖解，50 cm/s的流速可以剝蝕搬運0.01～2.00 mm 的無黏滯顆粒，即包含了細粉砂至極粗砂顆粒。目前發(fā)現(xiàn)的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積多為粉砂巖和細砂巖，可能與黏土顆粒的體積分?jǐn)?shù)密切相關(guān)，阻止了水流對更粗顆粒的剝蝕搬運。依據(jù)中國南海的觀測，內(nèi)孤立波引起的水平流速度一般為120～220 cm/s，通過計算，預(yù)測百年一遇的最大流速可達300 cm/s[2]。在地史時期，由于內(nèi)波、內(nèi)潮汐在時間上可能存在周期性變化，故以300 cm/s的流速為例，據(jù)尤爾斯特隆圖解推算，可以剝蝕搬運0.003～100.000 mm 的無黏滯顆粒，包含了部分黏土和極細粉砂至中礫顆粒。對伊朗科曼莎盆地中內(nèi)波形成的礫屑石灰?guī)r[30]（表1）從能量和沉積特征上分析，其可能為內(nèi)孤立波沉積形成。

表2 深水環(huán)境下內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積一般特征Table 2 general characteristics of internal-wave and internal-tide in deep-water environment

目前發(fā)現(xiàn)的地層記錄中的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積多與改造作用有關(guān)，其垂向序列總結(jié)的較為詳細[1,5,7]，一般包括：1）向上變粗再變細序列（雙向遞變序列），以細砂沉積為主，粗粒部分位于序列中部，向上和向下粒度均逐漸變小（圖1（a）和1（b）），反映了內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積水動力弱—強—弱的周期性；2）向上變細序列（單向遞變序列），以細砂沉積為主，底部有時可為中砂顆粒，粒度最大的部分存在于層序的底部，向上逐漸變?。▓D1（c）和1（d）），反映出在特定條件下內(nèi)波、內(nèi)潮汐活動快速的由弱變強，導(dǎo)致先期形成的細粒沉積被強烈流動所侵蝕，只保留由強至弱時期的沉積[1,4]；3）黏土巖與砂巖對偶出現(xiàn)的向上變粗再變細序列（雙向遞變對偶序列），粗粒巖石以極細砂和粗粉砂為主，單層厚度多在3 cm 以下，中部最厚處為3～5 cm（圖1（e）），反映了斜坡非水道環(huán)境下，潮流轉(zhuǎn)向時具有較長的相對靜止期，使靜止期的黏土沉積得以保存，同時又受到更大的內(nèi)波、內(nèi)潮汐周期控制，可能與雙周數(shù)有關(guān)[7]；4）黏土巖夾鮞粒石灰?guī)r序列，石灰?guī)r部分包括鮞粒石灰?guī)r和砂質(zhì)鮞粒石灰?guī)r，層厚幾厘米至十幾厘米（圖1（f）），可能是由重力流從淺水區(qū)搬運而來，其后經(jīng)過內(nèi)潮汐的再改造沉積而成[7,11]。

以上4種沉積序列均為內(nèi)波、內(nèi)潮汐形成的流體對海底已有沉積物進行改造后再沉積形成的，此外，在鄂爾多斯盆地西緣南部寧夏中衛(wèi)地區(qū)中奧陶統(tǒng)香山群徐家圈組和北部內(nèi)蒙古桌子山地區(qū)上奧陶統(tǒng)拉什仲組發(fā)現(xiàn)了與內(nèi)波、內(nèi)潮汐相關(guān)的深水復(fù)合流沉積[15,37]，代表了內(nèi)波、內(nèi)潮汐與低密度濁流發(fā)生交互作用形成的沉積，并非改造已有沉積物[6]，說明在內(nèi)波、內(nèi)潮汐的破碎帶上除了流體改造作用之外，還存在不同流體之間的交互作用（表2）。交互作用沉積發(fā)生的位置大致相當(dāng)于鮑瑪序列的Tc段，在一般情況下，Tc段非常發(fā)育，而Td和Te段不發(fā)育或不存在，但為連續(xù)沉積，不屬于缺失（圖1（g）），巖性一般為粉砂巖、黏土質(zhì)細砂巖和粉砂質(zhì)黏土巖，層厚為3～90 cm，一般集中在10～30 cm[37]，也可缺失底部的粒序?qū)?，由交互作用層和黏土層組成，并在垂向上疊置[37]。由于浪成波紋層理和小型似丘狀交錯層理發(fā)育，故為短周期內(nèi)波與低密度濁流交互作用形成的復(fù)合流沉積[6,37]，深水沉積環(huán)境中的這種短周期內(nèi)波可能與內(nèi)孤立波密切相關(guān)。

圖1 內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積垂向序列（據(jù)文獻[5]修改）Fig.1 Vertical successions of internal-tide and internal-wave deposits（modified from Ref.[5]）

內(nèi)波、內(nèi)潮汐在海洋中起著重要的動力學(xué)作用，是能量和動量垂向傳輸?shù)闹匾d體，在非破碎帶（表2），可以反復(fù)地將海水由光照較弱的深層抬升到光照較強的淺層，促進較深水海洋生物的光合作用，造成葉綠素增加[38]，也可在斜坡環(huán)境中引起上升流，把低溫、富溶解硅和營養(yǎng)鹽（特別是硝酸鹽和磷酸鹽）的海水帶到表層，從而有效地提高海洋的初級生產(chǎn)力[2]?，F(xiàn)代海洋研究表明，內(nèi)波、內(nèi)潮汐可以促進深部營養(yǎng)向表面富集層加速擴散，由波動引起的紊流形成的乳濁層可以作為低質(zhì)量的食物源，從而影響軟體動物群的垂向分布[39]。大西洋深水珊瑚礁和中國南海深水珊瑚林的發(fā)現(xiàn)與研究均說明在現(xiàn)代海洋中1 000 m水深以下均有造礁生物生長，其營養(yǎng)可能主要來自表層[40]，可能與內(nèi)波、內(nèi)潮汐的垂向混合作用有關(guān)，且深水軟珊瑚最佳生長環(huán)境的海水流速約為15 cm/s，也與內(nèi)波、內(nèi)潮汐引起的海水流速相當(dāng)。在地層記錄的研究中，將北非地區(qū)油氣重要儲層的“貨幣蟲堤岸”，在西班牙的比利牛斯山地區(qū)依據(jù)野外露頭特征解釋為內(nèi)波引發(fā)的密度流沉積[41]，將意大利上侏羅統(tǒng)Monte Sacro 石灰?guī)r中的生物礁解釋為內(nèi)波沉積[31]（表1）。在已發(fā)現(xiàn)的研究實例中，大部分缺少生物化石，可能與內(nèi)波、內(nèi)潮汐波長較大及破碎帶水動力較強、流向反復(fù)改變有關(guān)[1]。

海洋中內(nèi)波、內(nèi)潮汐的擾動及混合作用會對深水細粒沉積（粒度小于62.5 μm）產(chǎn)生重要的影響，即存在內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用的靜水效應(yīng)（表2）。對泥級顆粒進行實驗發(fā)現(xiàn)[42]：當(dāng)流體速度小于25 cm/s時，約70%以上的粉砂（體積分?jǐn)?shù)）滯留在底床為底載荷；當(dāng)流體速度小于15 cm/s 時，粉砂基本上全部滯留在底床，流體中的懸浮物質(zhì)主要由黏土物質(zhì)組成，絮凝波發(fā)育且具有長的尾跡，在低沉積速率下可形成粉砂和黏土相間的紋層（條紋構(gòu)造），在高沉積速率下可形成黏土層和交錯紋理；當(dāng)流體速度大于25 cm/s 時，將有30%以上的粉砂處于懸浮狀態(tài)，流體中的懸浮物質(zhì)由粉砂和黏土組成，絮凝波不發(fā)育，不形成長的尾跡，此時在低沉積速率下可連續(xù)沉積形成較厚的粉砂紋層（條帶構(gòu)造），在高沉積速率下可形成較厚的粉砂巖交錯紋理。結(jié)合內(nèi)潮汐引起的水流流速及其研究實例，目前關(guān)注較多的是在25～50 cm/s 流速時發(fā)生的沉積，而對于低流速的內(nèi)潮汐（流速為8～25 cm/s）缺少較深入的研究。此外，對海底而破碎的內(nèi)波、內(nèi)潮汐引起的海水流動可能會引起海水中粉砂與黏土絮凝體分離而形成黏土巖中的粉砂質(zhì)紋層[42]以及黏土絮凝體之間的有效碰撞最終導(dǎo)致沉積物中明顯的絮凝體顆粒[43]沒有進行研究。

3 沉積構(gòu)造鑒別標(biāo)志

由于內(nèi)潮汐與表面潮汐水動力作用過程類似，而內(nèi)孤立波及其他短周期內(nèi)波則與風(fēng)暴及波浪的水動力過程類似，故在海洋中深水和淺水環(huán)境的牽引流水動力過程具有一定的相似性，一般在強度和規(guī)模上會有所差別，表現(xiàn)在沉積學(xué)方面，即為2種環(huán)境缺乏排他性鑒別標(biāo)志，需要綜合分析才能比較正確地作出判斷。因此，在研究地層記錄中內(nèi)波、內(nèi)潮汐時，一般情況下要依據(jù)深水原地沉積來確定深水沉積環(huán)境，之后方可使用已總結(jié)出的內(nèi)波、內(nèi)潮汐鑒別標(biāo)志進行識別。

依據(jù)已發(fā)現(xiàn)的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積實例，內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積一般形成于深水環(huán)境，且通常出現(xiàn)于海平面上升時期；具有特征的沉積序列（圖1）；具有特征的指向構(gòu)造，常見脈狀、波狀和透鏡狀層理；沉積物粒度較細，以極細砂至中砂級為主，少量粗砂，分選中等至較好；缺乏生物擾動構(gòu)造[1,4,7]。其中沉積構(gòu)造可以有效地在深水原地沉積、等深流沉積和低密度濁流沉積中識別出內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積（圖2，圖3和圖4）。

內(nèi)潮汐一般非線性弱，其圓頻率遠小于浮頻率，而且在傳播過程中由于海底和海面的反射，在垂向上易形成駐波模態(tài)結(jié)構(gòu)，因此，內(nèi)潮汐可簡化為界面波[2]，這種簡化無論是在現(xiàn)代海洋還是在地層記錄的研究中都適用。對于界面化處理之后的內(nèi)潮汐，完全可以參照潮汐沉積進行研究，其與海底地形作用，可引起雙向交替流動，形成雙向交錯層理[1,4-7]，包括羽狀交錯層理（圖2（a））和類羽狀交錯層理（由于內(nèi)潮汐能量較弱，在轉(zhuǎn)變流向時可在傾向相反的2組紋層組之間形成較厚黏土沉積層），在理論上也可形成沖洗交錯層理。當(dāng)內(nèi)潮汐與更長周期內(nèi)波疊加時可引起單向優(yōu)勢流動，從而形成單向交錯層理（圖2（b）），其中紋層傾向區(qū)域斜坡上方可作為內(nèi)潮汐沉積鑒別標(biāo)志[1,4]。在深水環(huán)境中，當(dāng)沉積物供應(yīng)不足時可形成脈狀、波狀、透鏡狀復(fù)合層理，其中粗粒的細砂和粉砂沉積中往往發(fā)育有雙向交錯紋理，底界可為突變，也可為漸變（圖2（c））。此外，內(nèi)潮汐可對未固結(jié)的海底軟沉積物施加周期性的壓力（波峰壓力方向向下,波谷壓力方向向上），從而在軟沉積物中產(chǎn)生液化，形成包卷層理或重荷模[14]，內(nèi)潮汐形成的包卷層理往往具有較緊閉的背形和較寬闊的向形，且背形頂部往往向同一方向傾斜（圖2（d）中長箭頭），在背形之下一般會發(fā)育有較均一的砂核（圖2（d）中短箭頭），在平面上包卷紋層呈現(xiàn)出回旋狀，常與小型雙向交錯層理伴生。

圖2 深水環(huán)境下內(nèi)潮汐作用形成的沉積構(gòu)造Fig.2 Sedimentary structures induced by internal-tide in deep-water environments

內(nèi)孤立波非線性強，波長小，具有較高的圓頻率（可以接近浮頻率），以中國南海為例，內(nèi)孤立波引起的水平流速度一般為120～220 cm/s，最大垂直流速可達20～30 cm/s，取水平流速120 cm/s，垂直流速30 cm/s進行估算，其水平夾角小于15°，故在研究內(nèi)孤立波沉積時可將內(nèi)孤立波按正壓波處理，參照海面上波浪的沉積過程[6,8,11]。在古代深水沉積研究中，發(fā)現(xiàn)了較多的浪成波紋層理，如西秦嶺地區(qū)[21]、寧夏香山群徐家圈組[6]、桌子山地區(qū)拉什仲組[15]和安徽新元古界雙橋山群計林組等，由于高頻隨機內(nèi)波難以在海洋中進行長距離傳播，其地層學(xué)意義相對較小，故這些浪成波紋層理最有可能是由內(nèi)孤立波形成。已發(fā)現(xiàn)的浪成波紋層理其形態(tài)復(fù)雜，與平行層理、單向（雙向）交錯層理及包卷層理均可呈連續(xù)過渡[15,6]，但也普遍發(fā)育具有典型浪成波紋層理特征的沉積構(gòu)造（圖3），主要包括“人”字形交錯層理（圖3（a））、不均一結(jié)構(gòu)（圖3（b））、束狀體及其相互疊置（圖3（c））以及和波狀層理伴生的雙向交錯層理（圖3（d））等，此外，還有“人”字形組構(gòu)的礫屑[30]。

圖3 深水環(huán)境下短周期內(nèi)波破碎形成的沉積構(gòu)造Fig.3 Sedimentary structures induced by break of short period internal-waves in deep-water environments

復(fù)合流是2種或多種不同類型的流體在時間上和空間上的疊加，但在一般情況下，將用于疊加的流體限定為振蕩流和單向流，復(fù)合流沉積集中發(fā)育在淺海和陸棚區(qū)[44]。但在深水沉積中也相繼發(fā)現(xiàn)了復(fù)合流沉積構(gòu)造[15,37]，主要包括：1）復(fù)合流波狀層理，具有光滑而略顯不對稱的波峰，紋層在波峰處變薄，在波谷處變厚（圖4（a））；2）復(fù)合流交錯層理，紋層具有明顯的上凸現(xiàn)象，與流水交錯層理的下凹不同（圖4（b））；3）小型似丘狀交錯層理，形態(tài)與丘狀交錯層理類似，但是規(guī)模較小，普遍發(fā)育不對稱形態(tài)，底部和內(nèi)部紋層間明顯缺少削切面，或直接由丘狀紋層組成（圖4（c））[15,37]；4）準(zhǔn)平行層理是介于平行層理和波狀層理之間的一種層理，紋層成微波狀起伏，波高與波長比值較大，代表了高流態(tài)的復(fù)合流沉積[37]，在側(cè)向上可以形成振蕩流波狀層理、復(fù)合流波狀層理和準(zhǔn)平行層理的連續(xù)變化（圖4（d）），在垂向上常與小型似丘狀交錯層理相間出現(xiàn)[15,37]。

圖4 深水環(huán)境下與內(nèi)波相關(guān)的復(fù)合流沉積構(gòu)造Fig.4 Sedimentary structures of combined-flow related to internal-waves in deep-water environments

復(fù)合流的形成需要振蕩流的參與，在深水環(huán)境下產(chǎn)生振蕩流且可以在地層記錄中保存下來，最有可能的便是內(nèi)孤立波，但其成因可能有多種，如鄂爾多斯盆地西緣桌子山地區(qū)拉什仲組的內(nèi)孤立波可能由于濁流反射形成[15]，而其他已發(fā)現(xiàn)實例尚需進一步研究。

依據(jù)已發(fā)現(xiàn)的研究實例，內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積包括陸源碎屑巖和碳酸鹽巖2類：在陸源碎屑巖中以含黏土或黏土質(zhì)細砂巖、粉砂巖為主，顆粒主要局限在細砂級及以下，可能一方面與黏土的存在有關(guān)，提高了顆粒搬運的啟動速度，另一方面可能是人們對引起水流流速較大的內(nèi)孤立波沉積的機理不清楚，許多粗粒的內(nèi)孤立波沉積被解釋為其他沉積；在碳酸鹽巖中，主要為泥晶、粉晶石灰?guī)r和鮞粒石灰?guī)r（異地搬運），此外也有部分礫屑石灰?guī)r和生物礁[30-31]。在有些研究實例中，如鄂爾多斯盆地西緣中、上奧陶統(tǒng)沉積時處于亞洲原特提斯洋東部，具有一定的代表性，內(nèi)波、內(nèi)潮汐主要發(fā)育在鈣質(zhì)細砂巖、粉砂巖和含粉砂石灰?guī)r及粉砂質(zhì)石灰?guī)r等混積巖中，較純的細砂巖、粉砂巖、泥晶及粉晶石灰?guī)r中發(fā)育極少或不發(fā)育[6,15,25]，其原因尚需進一步研究。

4 內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積模式

內(nèi)波、內(nèi)潮汐在現(xiàn)代海洋中廣泛分布，地層記錄中的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積也廣泛分布于各種海相深水沉積之中，不同類型和不同規(guī)模的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積正在被逐步識別出來，人們對從沉積構(gòu)造、巖相類型、垂向序列[5]到內(nèi)波、內(nèi)潮汐成因的大型沉積物波[16-17]，從陸源碎屑巖[1]、碳酸鹽巖[11,30]到受內(nèi)波、內(nèi)潮汐改造的生物礁[31,40]進行了研究，同時也開始涉及內(nèi)波的成因研究，如阻塞盆地濁流反射[10,15]及熱液羽[26]等。然而，人們對內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積的研究還很少，尚不能給出包括內(nèi)波、內(nèi)潮汐成因、沉積環(huán)境、沉積過程及控制因素在內(nèi)的綜合模式，目前只是依據(jù)沉積環(huán)境建立了3種內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積的概念模式，分別是水道型、陸坡非水道型和海臺型內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積模式（圖5）。

水道型內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積模式是依據(jù)美國阿巴拉契亞山脈中段奧陶紀(jì)深水海底水道充填沉積的研究總結(jié)出來的[3]。在水道發(fā)育的深水斜坡環(huán)境中，在低海平面時期，發(fā)育粗碎屑重力流沉積，此時，內(nèi)潮汐和內(nèi)波作用的能量不足以改造砂礫級碎屑重力流沉積，故此時難以形成可鑒別的內(nèi)潮汐和內(nèi)波沉積（圖5（a））。隨海平面上升，物源區(qū)逐漸遠離沉積區(qū)，粗碎屑的注入受到抑制，這時內(nèi)潮汐和內(nèi)波對細粒重力流沉積物產(chǎn)生影響（圖5（b））。該環(huán)境中形成的沉積主要為雙向交錯紋理砂巖相和單向交錯層理和交錯紋理砂巖相（或粉砂巖相）[5,7]。寧夏中奧陶統(tǒng)香山群徐家圈組和內(nèi)蒙古桌子山地區(qū)上奧陶統(tǒng)拉什仲組可能也含有水道型內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積[15,25]，由于對鄂爾多斯盆地中晚奧陶世大地構(gòu)造環(huán)境、古沉積環(huán)境及重力流沉積研究較薄弱，深水沉積環(huán)境及廣泛發(fā)育的浪成波紋砂巖相（或粉砂巖相）的形成機理尚需進一步研究。

非水道型內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積模式是依據(jù)浙江桐廬上奧陶統(tǒng)堰口組內(nèi)潮汐沉積而提出的[1,4]，在不發(fā)育海底水道的陸坡環(huán)境條件中，內(nèi)潮汐流通常不像水道環(huán)境中那樣強，而是流速較低，即形成砂巖（或顆?；?guī)r）與泥巖的薄互層（圖5（c））。由于水動力條件較弱，層間無明顯侵蝕面，砂層可連續(xù)、斷續(xù)或呈透鏡狀，脈狀、波狀、透鏡狀層理常見，內(nèi)部多為具雙向傾斜的交錯紋理，紋層傾向往往以一個方向為主，而另一方向不甚發(fā)育，反映出潮汐水流不對稱的特點。在已發(fā)現(xiàn)的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積中斜坡非水道環(huán)境占有較大的比重，包括塔里木盆地中—上奧陶統(tǒng)[20]、湖南石門地區(qū)下寒武統(tǒng)杷榔組[24]和鄂爾多斯西緣上奧陶統(tǒng)平?jīng)鼋M[27]；贛東北新元古界雙橋山群[22]、中國南海鶯歌海盆地中新統(tǒng)黃流組[29]和鄂爾多斯盆地西緣中奧陶統(tǒng)香山群徐家圈組[37]及上奧陶統(tǒng)拉什仲組[15]則兼有水道型和非水道型內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積；國外發(fā)現(xiàn)的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積多為碳酸鹽巖斜坡非水道沉積[9-11,30-31]，粒度最大的沉積為礫屑石灰?guī)r[30]（表1）。

深海、半深海中廣闊的海底平臺上也是內(nèi)潮汐發(fā)育的較有利場所[1]。由于海臺上地形平坦，阻力較小，內(nèi)潮汐流可在較大范圍內(nèi)保持一定流速，可對海臺上已有碳酸鹽、硅質(zhì)及火山碎屑沉積物進行完全或不完全改造，形成內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積（圖5（d））。海臺型內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積以西太平洋的翁通爪哇海臺為代表，該地區(qū)自白堊紀(jì)至第四紀(jì)形成了分布廣闊的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積，雖然厚度只有數(shù)米[7]。

圖5 深水環(huán)境下內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積模式[5]Fig.5 Sedimentation models of internal-wave and internal-tide deposits in deep-water environments[5]

5 頁巖氣勘探意義

中國頁巖氣整體處于快速發(fā)展的工業(yè)起步階段，在南方古生界寒武系—志留系、四川盆地三疊系—侏羅系、鄂爾多斯盆地三疊系等層系發(fā)現(xiàn)頁巖氣。頁巖氣是指賦存于以富有機質(zhì)泥頁巖為主的儲集巖系中，以游離或吸附狀態(tài)為主要存在方式的天然氣聚集，其儲層巖性的粒度一般小于62.5 μm，包括粉砂巖和黏土巖（粒度小于4 μm）。優(yōu)質(zhì)頁巖氣儲層一般具有有機質(zhì)質(zhì)量分?jǐn)?shù)高、脆性礦物體積分?jǐn)?shù)高和沉積構(gòu)造普遍發(fā)育等特征[45-47]：據(jù)相關(guān)統(tǒng)計表明：美國5 大頁巖氣盆地有機碳質(zhì)量分?jǐn)?shù)（TOC）一般為0.5%～4.0%，少數(shù)可以達到25%，脆性礦物體積分?jǐn)?shù)35.0%～85.0%[48]；中國南方古生界寒武系筇竹寺組TOC 為0.5%～25.7%，優(yōu)質(zhì)儲層TOC一般為4.0%～8.0%，脆性礦物體積分?jǐn)?shù)32.0%～80.0%[48]；奧陶系至志留系的五峰組—龍馬溪組，TOC 為0.41%～25.73%，其中甜點段（1～3 號小層）TOC 一般大于4.0%，平均值為3.42%～5.65%[45]，脆性礦物體積分?jǐn)?shù)為30.0%～85.0%，甜點段平均為60.0%，其中放射蟲體積分?jǐn)?shù)達30.0%[45]。頁巖氣儲層中紋層和層理普遍發(fā)育，主要由不同組分構(gòu)成，包括脆性礦物、黏土礦物及有機質(zhì)等，紋層及層理能夠有效溝通頁巖儲層中無機礦物孔隙、納米級有機質(zhì)孔等，形成油氣水平運移的高速通道[49]。

深水環(huán)境下內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積由于水動力較弱而導(dǎo)致沉積顆粒往往較細，沉積物以細砂和粉砂為主[1,4]，特別是在深水斜坡非水道環(huán)境下，多以粉砂沉積為主，層厚一般不超過30 cm[6,19,25]，且夾于較厚的黏土巖之中，構(gòu)成韻律性泥巖序列，可形成頁巖氣儲層（表3）。雖然內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用可有效地提高海洋的初級生產(chǎn)力[2,39]，然而，在地層記錄中這方面的研究卻非常薄弱。其次則是脆性礦物體積分?jǐn)?shù)，由于頁巖氣是人工氣藏，可壓裂性是獲得高產(chǎn)的核心[45]，而內(nèi)波、內(nèi)潮汐對海底已有沉積物的改造作用、與其他流體的交互作用以及靜水效應(yīng)（表2和表3）均可造成粉砂與黏土分離，避免了粉砂顆粒散落在黏土之中形成均一結(jié)構(gòu)，而是形成粉砂質(zhì)紋層、層理及巖層，從而有效地提高頁巖的油氣水平運移能力和可壓裂性。此外，內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用的周期性及靜水效應(yīng)可形成多級別和多尺度的韻律性，從而增加頁巖的非均質(zhì)性，造成頁巖氣勘探開發(fā)中的不確定性。

頁巖氣儲層評價的關(guān)鍵參數(shù)，如有機碳質(zhì)量分?jǐn)?shù)（TOC）、有機質(zhì)類型、礦物組分及礦物的脆性指數(shù)、儲層物性、含氣頁巖厚度等均受沉積相控制。如中國南方中上揚子地區(qū)下寒武統(tǒng)主要發(fā)育陸棚內(nèi)拉張槽型、陸架邊緣斜坡型及臺地前緣斜坡型3 種沉積成因類型的富有機質(zhì)頁巖[47]；奧陶系—志留系的五峰組—龍馬溪組主要發(fā)育潮坪相和淺海陸棚相（包括淺水陸棚亞相和深水陸棚亞相）[50]，其中主要的勘探層位即五峰組—龍馬溪組一段主要為深水陸棚亞相，進一步可按照其成分（如黏土、硅質(zhì)、鈣質(zhì)等）進行巖相劃分[51]。深水環(huán)境下內(nèi)波、內(nèi)潮汐的周期性作用和靜水效應(yīng)可形成不同巖性的薄互層或有機質(zhì)及脆性礦物的分層聚集，雖然可增加巖氣勘探開發(fā)中的不確定性，但也可有效地提高頁巖氣儲層的可壓裂性；對已有沉積物的改造作用以及與其他沉積流體發(fā)生交互作用可增加頁巖氣儲層的儲集空間，改變儲層的內(nèi)部結(jié)構(gòu)，進而提高儲層的可壓裂性；內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用在海洋能量混合中起著關(guān)鍵的作用，其營養(yǎng)輸運功能可有效地提高海洋生產(chǎn)力，從而可能形成有機質(zhì)的富集（表3）。在我國已進入頁巖氣規(guī)?；_采階段的五峰組—龍馬溪組中發(fā)育有大量的富有機質(zhì)、含有機質(zhì)、黏土質(zhì)和粉砂質(zhì)紋層，具有良好的韻律并呈脈狀、透鏡狀或線狀分布，很有可能是由深水牽引流沉積（含等深流沉積和內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積）形成，因此，也有必要從深水牽引流沉積演化的角度對頁巖氣儲層特征進行探索和研究。

表3 深水環(huán)境下內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用對頁巖氣儲層的影響Table 3 Effects of internal-wave and internal-tide actions to shale gas reservoir in deep-water environment

6 結(jié)論

1）人們對地層記錄中的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積的研究主要包括：與現(xiàn)代海洋內(nèi)波、內(nèi)潮汐研究及大洋環(huán)流體系相結(jié)合，進一步完善內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積理論；與地史時期古板塊格局及古大洋環(huán)流體系研究相結(jié)合，將內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積研究置于地球系統(tǒng)演化研究的框架之內(nèi)；以現(xiàn)有研究為基礎(chǔ)，向更粗及更細粒沉積巖（物）中拓展，完善內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積體系，如內(nèi)波、內(nèi)潮汐的周期性、破碎帶（改造作用和交互作用）和非破碎帶（營養(yǎng)運輸和靜水效應(yīng)）沉積。

2）雖然目前內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積尚無排他性鑒別標(biāo)志，但是在確定深水沉積環(huán)境之后，沉積構(gòu)造可能為內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積的重要鑒別標(biāo)志，主要包括內(nèi)潮汐形成的雙向交錯層（紋）理（雙向交替流）、單向交錯層（紋）理（單向優(yōu)勢流）、脈狀、波狀、透鏡狀復(fù)合層理（沉積物有限供應(yīng)）和特殊的包卷層理（對海底的周期性壓力）；短周期內(nèi)波（內(nèi)孤立波）形成的浪成波紋層（紋）理，典型的“人”字形交錯層（紋）理、不均一結(jié)構(gòu)、束狀體及相互疊置和波狀層（紋）理等；深水復(fù)合流形成的復(fù)合流波狀（交錯）層（紋）理、小型似丘狀交錯層理和準(zhǔn)平行層（紋）理等。

3）深水環(huán)境下內(nèi)波、內(nèi)潮汐可能在細粒沉積中形成有機富集（在海洋中的營養(yǎng)輸運功能）、脆性礦物富集并形成相應(yīng)的沉積構(gòu)造（在破碎帶的改造作用、流體交互作用及在非破碎帶的靜水效應(yīng)），從而形成頁巖氣儲層并能有效地提高頁巖氣儲層的油氣水平運移能力和可壓裂性；內(nèi)波、內(nèi)潮汐對頁巖氣儲層的形成與改造產(chǎn)生較大影響，使得深水牽引流（包括等深流和內(nèi)波、內(nèi)潮汐）有可能成為頁巖氣儲層沉積微相劃分的主要依據(jù)，從而提高頁巖氣儲層研究的系統(tǒng)化程度和可預(yù)測性。