地層記錄中內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積研究進(jìn)展及其頁(yè)巖氣勘探意義

李向東

（昆明理工大學(xué)國(guó)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(gè)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(zhǎng)達(dá)數(shù)日或更長(zhǎng)，當(dāng)內(nèi)波的周期與海面潮汐的周期相同時(shí)，就稱(chēng)這種內(nèi)波為內(nèi)潮汐，內(nèi)潮汐為內(nèi)波的一種重要類(lèi)型[1]。激發(fā)內(nèi)波的動(dòng)力可為表面潮汐、風(fēng)、海水中的流體及運(yùn)動(dòng)的物體等。

內(nèi)波的波動(dòng)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(shí)，波形近于沿鉛垂方向傳播；當(dāng)內(nèi)波頻率接近浮頻率時(shí)，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(jí)生產(chǎn)力，對(duì)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(jī)質(zhì)聚集的關(guān)系均具有重要意義。人們對(duì)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(dá)30 a，是沉積學(xué)中一個(gè)非常年輕的研究領(lǐng)域。在這期間，中國(guó)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(shí)例和進(jìn)一步深入研究奠定了基礎(chǔ)，同時(shí)引起了部分國(guó)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(duì)頁(yè)巖氣儲(chǔ)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(kuò)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(dòng)力學(xué)機(jī)制問(wèn)題以及波能在海洋不同尺度運(yùn)動(dòng)之間的傳遞和轉(zhuǎn)化問(wèn)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(zhǎng)，其波長(zhǎng)可達(dá)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(zhǎng)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(xiàn)性或弱非線(xiàn)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(lái)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(jī)制，即海面潮汐遇到海底變化地形時(shí)，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(qiáng)和射線(xiàn)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(xiàn)性大振幅內(nèi)波，在海洋中長(zhǎng)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(jī)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(jī)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(shí)可形成振幅更大的內(nèi)孤立波；

4）內(nèi)潮汐的非線(xiàn)性和頻散達(dá)到平衡時(shí)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(yùn)細(xì)砂級(jí)顆粒并形成波痕、砂丘和大型沉積物波等底形[16-17]。MENARD[18]報(bào)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(duì)稱(chēng)波痕（波長(zhǎng)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(lái)，綜合地震探測(cè)、衛(wèi)星遙感及各種定點(diǎn)觀測(cè)資料，在中國(guó)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(duì)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(shí)例和總結(jié)鑒別標(biāo)志的初級(jí)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(shí)例統(tǒng)計(jì)[19-31]。中國(guó)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(guó)。從表1統(tǒng)計(jì)結(jié)果可以看出其具有以下4個(gè)特征：

1）在時(shí)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(shí)沒(méi)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(shuō)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(cè)結(jié)果一致[1,6,9,11]；

2）從研究?jī)?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(duì)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(guò)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(shí)例在我國(guó)華北—柴達(dá)木板塊、華南板塊和塔里木板塊上均有分布。

國(guó)外學(xué)者對(duì)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(bào)道了新西蘭前泥盆紀(jì)深水沉積中的雙向交錯(cuò)層理，認(rèn)為是潮汐沉積形成，但長(zhǎng)期以來(lái)簡(jiǎn)單地歸為深水底流沉積，直到2012年才正式開(kāi)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(gè)研究實(shí)例（見(jiàn)表1中序號(hào)10～14）。從表1統(tǒng)計(jì)結(jié)果可以看出其具有以下4個(gè)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(shí)例統(tǒng)計(jì)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(gè)研究實(shí)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(méi)有聯(lián)系起來(lái)進(jìn)行綜合研究，但表現(xiàn)出極強(qiáng)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(guó)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(guó)外地層記錄中內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積研究一開(kāi)始就具有良好的研究基礎(chǔ)。

3）與內(nèi)波作用過(guò)程聯(lián)系起來(lái)，提出了內(nèi)波破碎沉積模式[9]，擴(kuò)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(cuò)層理鑒別標(biāo)志。

4）在2012—2019年發(fā)現(xiàn)5 個(gè)研究實(shí)例，還不包括潛在的研究實(shí)例，說(shuō)明近年來(lái)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(diǎn)。

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(shí)例），對(duì)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(jìn)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(duì)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(gè)長(zhǎng)年性鹽躍層[33]，上界深度約為50 m，厚度約為100 m，強(qiáng)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(zhǎng)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(lái)，或在地層記錄中很難識(shí)別出來(lái)，故內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積研究主要涉及深水長(zhǎng)年性溫躍層。長(zhǎng)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(qiáng)，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(wàn)年和百萬(wàn)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(shí)多處于中、低緯度地區(qū)，可能受到長(zhǎng)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(shí)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(gè)普遍特征（表2），同時(shí)也說(shuō)明了利用內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積研究地史時(shí)期大洋環(huán)流具有一定的可行性，然而，人們對(duì)這2個(gè)方面的研究都非常少。

在破碎帶的改造作用與流體的強(qiáng)弱密切相關(guān)（表2）。內(nèi)潮汐引起的水體在海底的流動(dòng)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(gè)海底峽谷的統(tǒng)計(jì)值）[7-8]，其中向溝谷上方流動(dòng)的最大流速為3～48 cm/s，以15～30 cm/s 為主；向溝谷下方流動(dòng)的最大流速為4～70 cm/s，以15～40 cm/s 為主，凈流動(dòng)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(yùn)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(yùn)0.01～2.00 mm 的無(wú)黏滯顆粒，即包含了細(xì)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(xì)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(duì)更粗顆粒的剝蝕搬運(yùn)。依據(jù)中國(guó)南海的觀測(cè)，內(nèi)孤立波引起的水平流速度一般為120～220 cm/s，通過(guò)計(jì)算，預(yù)測(cè)百年一遇的最大流速可達(dá)300 cm/s[2]。在地史時(shí)期，由于內(nèi)波、內(nèi)潮汐在時(shí)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(yùn)0.003～100.000 mm 的無(wú)黏滯顆粒，包含了部分黏土和極細(xì)粉砂至中礫顆粒。對(duì)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(xì)[1,5,7]，一般包括：1）向上變粗再變細(xì)序列（雙向遞變序列），以細(xì)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?。▓D1（a）和1（b）），反映了內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積水動(dòng)力弱—強(qiáng)—弱的周期性；2）向上變細(xì)序列（單向遞變序列），以細(xì)砂沉積為主，底部有時(shí)可為中砂顆粒，粒度最大的部分存在于層序的底部，向上逐漸變小（圖1（c）和1（d）），反映出在特定條件下內(nèi)波、內(nèi)潮汐活動(dòng)快速的由弱變強(qiáng)，導(dǎo)致先期形成的細(xì)粒沉積被強(qiáng)烈流動(dòng)所侵蝕，只保留由強(qiáng)至弱時(shí)期的沉積[1,4]；3）黏土巖與砂巖對(duì)偶出現(xiàn)的向上變粗再變細(xì)序列（雙向遞變對(duì)偶序列），粗粒巖石以極細(xì)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(shí)具有較長(zhǎng)的相對(duì)靜止期，使靜止期的黏土沉積得以保存，同時(shí)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(yùn)而來(lái)，其后經(jīng)過(guò)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(duì)海底已有沉積物進(jìn)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?jī)?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(shuō)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(xì)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(cuò)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(xiàn)[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(dòng)力學(xué)作用，是能量和動(dòng)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(qiáng)的淺層，促進(jìn)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(yíng)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(jí)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(jìn)深部營(yíng)養(yǎng)向表面富集層加速擴(kuò)散，由波動(dòng)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(dòng)物群的垂向分布[39]。大西洋深水珊瑚礁和中國(guó)南海深水珊瑚林的發(fā)現(xiàn)與研究均說(shuō)明在現(xiàn)代海洋中1 000 m水深以下均有造礁生物生長(zhǎng)，其營(yíng)養(yǎng)可能主要來(lái)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(zhǎng)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(chǔ)層的“貨幣蟲(chóng)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(shí)例中，大部分缺少生物化石，可能與內(nèi)波、內(nèi)潮汐波長(zhǎng)較大及破碎帶水動(dòng)力較強(qiáng)、流向反復(fù)改變有關(guān)[1]。

海洋中內(nèi)波、內(nèi)潮汐的擾動(dòng)及混合作用會(huì)對(duì)深水細(xì)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(duì)泥級(jí)顆粒進(jìn)行實(shí)驗(yàn)發(fā)現(xiàn)[42]：當(dāng)流體速度小于25 cm/s時(shí)，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(shí)，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(zhǎng)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(cuò)紋理；當(dāng)流體速度大于25 cm/s 時(shí)，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(zhǎng)的尾跡，此時(shí)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(cuò)紋理。結(jié)合內(nèi)潮汐引起的水流流速及其研究實(shí)例，目前關(guān)注較多的是在25～50 cm/s 流速時(shí)發(fā)生的沉積，而對(duì)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(duì)海底而破碎的內(nèi)波、內(nèi)潮汐引起的海水流動(dòng)可能會(huì)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(méi)有進(jìn)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(dòng)力作用過(guò)程類(lèi)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(dòng)力過(guò)程類(lèi)似，故在海洋中深水和淺水環(huán)境的牽引流水動(dòng)力過(guò)程具有一定的相似性，一般在強(qiáng)度和規(guī)模上會(huì)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(shí)，一般情況下要依據(jù)深水原地沉積來(lái)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(jìn)行識(shí)別。

依據(jù)已發(fā)現(xiàn)的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積實(shí)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(shí)期；具有特征的沉積序列（圖1）；具有特征的指向構(gòu)造，常見(jiàn)脈狀、波狀和透鏡狀層理；沉積物粒度較細(xì)，以極細(xì)砂至中砂級(jí)為主，少量粗砂，分選中等至較好；缺乏生物擾動(dòng)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(shí)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(xiàn)性弱，其圓頻率遠(yuǎn)小于浮頻率，而且在傳播過(guò)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(jiǎn)化為界面波[2]，這種簡(jiǎn)化無(wú)論是在現(xiàn)代海洋還是在地層記錄的研究中都適用。對(duì)于界面化處理之后的內(nèi)潮汐，完全可以參照潮汐沉積進(jìn)行研究，其與海底地形作用，可引起雙向交替流動(dòng)，形成雙向交錯(cuò)層理[1,4-7]，包括羽狀交錯(cuò)層理（圖2（a））和類(lèi)羽狀交錯(cuò)層理（由于內(nèi)潮汐能量較弱，在轉(zhuǎn)變流向時(shí)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(cuò)層理。當(dāng)內(nèi)潮汐與更長(zhǎng)周期內(nèi)波疊加時(shí)可引起單向優(yōu)勢(shì)流動(dòng)，從而形成單向交錯(cuò)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(shí)可形成脈狀、波狀、透鏡狀復(fù)合層理，其中粗粒的細(xì)砂和粉砂沉積中往往發(fā)育有雙向交錯(cuò)紋理，底界可為突變，也可為漸變（圖2（c））。此外，內(nèi)潮汐可對(duì)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(zhǎng)箭頭），在背形之下一般會(huì)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(cuò)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(xiàn)性強(qiáng)，波長(zhǎng)小，具有較高的圓頻率（可以接近浮頻率），以中國(guó)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(dá)20～30 cm/s，取水平流速120 cm/s，垂直流速30 cm/s進(jìn)行估算，其水平夾角小于15°，故在研究?jī)?nèi)孤立波沉積時(shí)可將內(nèi)孤立波按正壓波處理，參照海面上波浪的沉積過(guò)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(jì)林組等，由于高頻隨機(jī)內(nèi)波難以在海洋中進(jìn)行長(zhǎng)距離傳播，其地層學(xué)意義相對(duì)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(cuò)層理及包卷層理均可呈連續(xù)過(guò)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(cuò)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(cuò)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(lèi)型的流體在時(shí)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(duì)稱(chēng)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(cuò)層理，紋層具有明顯的上凸現(xiàn)象，與流水交錯(cuò)層理的下凹不同（圖4（b））；3）小型似丘狀交錯(cuò)層理，形態(tài)與丘狀交錯(cuò)層理類(lèi)似，但是規(guī)模較小，普遍發(fā)育不對(duì)稱(chēng)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(zhǎng)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(cuò)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(lái)，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(shí)例尚需進(jìn)一步研究。

依據(jù)已發(fā)現(xiàn)的研究實(shí)例，內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積包括陸源碎屑巖和碳酸鹽巖2類(lèi)：在陸源碎屑巖中以含黏土或黏土質(zhì)細(xì)砂巖、粉砂巖為主，顆粒主要局限在細(xì)砂級(jí)及以下，可能一方面與黏土的存在有關(guān)，提高了顆粒搬運(yùn)的啟動(dòng)速度，另一方面可能是人們對(duì)引起水流流速較大的內(nèi)孤立波沉積的機(jī)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(yùn)），此外也有部分礫屑石灰?guī)r和生物礁[30-31]。在有些研究實(shí)例中，如鄂爾多斯盆地西緣中、上奧陶統(tǒng)沉積時(shí)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(xì)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(xì)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(jìn)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(lèi)型和不同規(guī)模的內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積正在被逐步識(shí)別出來(lái)，人們對(duì)從沉積構(gòu)造、巖相類(lèi)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(jìn)行了研究，同時(shí)也開(kāi)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(duì)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(guò)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(tái)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(guó)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(lái)的[3]。在水道發(fā)育的深水斜坡環(huán)境中，在低海平面時(shí)期，發(fā)育粗碎屑重力流沉積，此時(shí)，內(nèi)潮汐和內(nèi)波作用的能量不足以改造砂礫級(jí)碎屑重力流沉積，故此時(shí)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(yuǎn)離沉積區(qū)，粗碎屑的注入受到抑制，這時(shí)內(nèi)潮汐和內(nèi)波對(duì)細(xì)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(cuò)紋理砂巖相和單向交錯(cuò)層理和交錯(cuò)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(duì)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(jī)理尚需進(jìn)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(qiáng)，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(dòng)力條件較弱，層間無(wú)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(jiàn)，內(nèi)部多為具雙向傾斜的交錯(cuò)紋理，紋層傾向往往以一個(gè)方向?yàn)橹?，而另一方向不甚發(fā)育，反映出潮汐水流不對(duì)稱(chēng)的特點(diǎn)。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(mén)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(guó)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(guó)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(tái)上也是內(nèi)潮汐發(fā)育的較有利場(chǎng)所[1]。由于海臺(tái)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(duì)海臺(tái)上已有碳酸鹽、硅質(zhì)及火山碎屑沉積物進(jìn)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(tái)型內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積以西太平洋的翁通爪哇海臺(tái)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(yè)巖氣勘探意義

中國(guó)頁(yè)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(yè)巖氣。頁(yè)巖氣是指賦存于以富有機(jī)質(zhì)泥頁(yè)巖為主的儲(chǔ)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(chǔ)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(yè)巖氣儲(chǔ)層一般具有有機(jī)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(jì)表明：美國(guó)5 大頁(yè)巖氣盆地有機(jī)碳質(zhì)量分?jǐn)?shù)（TOC）一般為0.5%～4.0%，少數(shù)可以達(dá)到25%，脆性礦物體積分?jǐn)?shù)35.0%～85.0%[48]；中國(guó)南方古生界寒武系筇竹寺組TOC 為0.5%～25.7%，優(yōu)質(zhì)儲(chǔ)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(diǎn)段（1～3 號(hào)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(diǎn)段平均為60.0%，其中放射蟲(chóng)體積分?jǐn)?shù)達(dá)30.0%[45]。頁(yè)巖氣儲(chǔ)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(jī)質(zhì)等，紋層及層理能夠有效溝通頁(yè)巖儲(chǔ)層中無(wú)機(jī)礦物孔隙、納米級(jí)有機(jī)質(zhì)孔等，形成油氣水平運(yùn)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(dòng)力較弱而導(dǎo)致沉積顆粒往往較細(xì)，沉積物以細(xì)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(guò)30 cm[6,19,25]，且?jiàn)A于較厚的黏土巖之中，構(gòu)成韻律性泥巖序列，可形成頁(yè)巖氣儲(chǔ)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(jí)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(yè)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(duì)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(yè)巖的油氣水平運(yùn)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(jí)別和多尺度的韻律性，從而增加頁(yè)巖的非均質(zhì)性，造成頁(yè)巖氣勘探開(kāi)發(fā)中的不確定性。

頁(yè)巖氣儲(chǔ)層評(píng)價(jià)的關(guān)鍵參數(shù)，如有機(jī)碳質(zhì)量分?jǐn)?shù)（TOC）、有機(jī)質(zhì)類(lèi)型、礦物組分及礦物的脆性指數(shù)、儲(chǔ)層物性、含氣頁(yè)巖厚度等均受沉積相控制。如中國(guó)南方中上揚(yáng)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(tái)地前緣斜坡型3 種沉積成因類(lèi)型的富有機(jī)質(zhì)頁(yè)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(jìn)一步可按照其成分（如黏土、硅質(zhì)、鈣質(zhì)等）進(jìn)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(jī)質(zhì)及脆性礦物的分層聚集，雖然可增加巖氣勘探開(kāi)發(fā)中的不確定性，但也可有效地提高頁(yè)巖氣儲(chǔ)層的可壓裂性；對(duì)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(yè)巖氣儲(chǔ)層的儲(chǔ)集空間，改變儲(chǔ)層的內(nèi)部結(jié)構(gòu)，進(jìn)而提高儲(chǔ)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(yíng)養(yǎng)輸運(yùn)功能可有效地提高海洋生產(chǎn)力，從而可能形成有機(jī)質(zhì)的富集（表3）。在我國(guó)已進(jìn)入頁(yè)巖氣規(guī)模化開(kāi)采階段的五峰組—龍馬溪組中發(fā)育有大量的富有機(jī)質(zhì)、含有機(jī)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(xiàn)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(duì)頁(yè)巖氣儲(chǔ)層特征進(jìn)行探索和研究。

表3 深水環(huán)境下內(nèi)波、內(nèi)潮汐作用對(duì)頁(yè)巖氣儲(chǔ)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(duì)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(jìn)一步完善內(nèi)波、內(nèi)潮汐沉積理論；與地史時(shí)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(xì)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(yíng)養(yǎng)運(yùn)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(wú)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(cuò)層（紋）理（雙向交替流）、單向交錯(cuò)層（紋）理（單向優(yōu)勢(shì)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(duì)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(cuò)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(cuò)）層（紋）理、小型似丘狀交錯(cuò)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(xì)粒沉積中形成有機(jī)富集（在海洋中的營(yíng)養(yǎng)輸運(yùn)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(yè)巖氣儲(chǔ)層并能有效地提高頁(yè)巖氣儲(chǔ)層的油氣水平運(yùn)移能力和可壓裂性；內(nèi)波、內(nèi)潮汐對(duì)頁(yè)巖氣儲(chǔ)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(yè)巖氣儲(chǔ)層沉積微相劃分的主要依據(jù)，從而提高頁(yè)巖氣儲(chǔ)層研究的系統(tǒng)化程度和可預(yù)測(cè)性。