细粒沉积岩通常指粒径小于62.5 µm的黏土矿物、碳酸盐矿物、长英质矿物及其他自生矿物等组成的沉积岩^[1]，俗称页岩或泥岩，是地球上最丰富的沉积岩石类型，记录着大量的地质信息^[2-3]。泥页岩是有机物埋藏、全球碳循环、地下水资源和废弃物水力隔离的关键因素，同时也是油气、矿产和金属等资源的重要来源^[4]。泥页岩约占沉积岩的三分之二^[3]，其成分主要来源于盆地内生物成因矿物和自生矿物，以及陆源物质的风化和侵蚀，并通过流域运输到洋盆或湖盆中。由于黏土含量较高、颗粒细、易风化，在一般观察者看来，它们往往是均质的。前人利用矿物学、岩石学、地球化学等手段，对泥页岩的沉积构造、矿物特征、元素组成、沉积环境等开展了大量工作。尽管如此，与其他类型的沉积岩相比，人们对它们的了解较少。

早在17世纪中叶，Hoosen就提出了泥岩这一概念，但直到1853年，沉积学之父Sorby才首次利用薄片研究了泥岩的微观特征。Sorby^[5]曾提到：“许多人可能认为，细粒泥岩沉积和固结是一个非常简单的过程，因此对其研究毫无意义。然而，当仔细研究该过程时，很快会发现它十分复杂，因为实验结果受很多因素影响，以至于很多人最后都放弃了。”

沉积物理模拟始于十九世纪末，主要通过调控水动力、物源供应、水体性质等参数来模拟沉积物的形成过程，是研究沉积组构、构造等形成机理的有效手段之一。近年来，细粒沉积学发展迅速，国外已有学者对底形特征、沉积过程、沉积构造、动力学机理等开展了一系列研究，并取得了一定进展。例如：通常认为泥页岩主要形成于安静的沉积环境中，即只有在间歇性出现的弱水动力期才会沉积^[3]。然而，水槽实验表明，泥质可以在足以搬运和沉积砂质的流速下沉积^[6]。该观点完全颠覆了人们对泥页岩沉积的传统认识，推动了沉积学发展。目前，虽然国内也建立了相关沉积物理模拟实验室，但只是针对粗粒沉积岩开展模拟研究，而对于细粒沉积岩（泥页岩）物理模拟尚属空白。

本文通过调研国内外泥页岩沉积物理模拟研究进展，总结沉积物理模拟技术经验，展望泥页岩沉积模拟研究发展方向和趋势，以期推动国内泥页岩沉积物理模拟研究。同时，泥页岩沉积物理模拟也是非常规油气沉积学研究的重要技术之一^[7]，结合数值模拟技术，可从机理上探讨泥页岩层系中优质储层发育过程，精细刻画优质储层分布，助力页岩油气高效勘探开发。此外，随着以页岩油气为代表的非常规油气资源工业的快速发展，非常规油气地质学逐步建立，迫切需要创新构建非常规油气沉积学理论，以此丰富和完善非常规油气地质学，从而促进非常规油气的勘探开发^[7]。

沉积物理模拟实验研究主要经历了三个阶段：第一阶段为19世纪末至20世纪中叶，是以现象观察描述为主要研究内容的初级阶段；第二阶段为20世纪60年代至80年代，是以沉积构造和形成机理为研究重点的中期阶段；第三阶段为20世纪80年代以后，是以砂体形成过程和演化规律定量研究及大型盆地模拟为主的发展阶段^[8-9]。总体来看，沉积物理模拟实验规模由小变大，实验过程及装置由简单变复杂，研究内容由单一变丰富，研究深度由定性向定量转变。

专业的沉积物理模拟实验室是开展沉积物理模拟研究的主体和平台，其先进程度直接影响实验过程的观察、数据的采集及结果的分析。随着科技的发展与研究的深入，国内外沉积物理模拟实验室从简陋走向先进，所使用仪器从简单走向精密，从手动走向智能。国内外一些高校和科研院所组建了专业的沉积物理模拟实验室并投入大量师资，对民生工程的建设、管理和维护，以及流体动力学、沉积学、海洋学等发展作出了重大贡献。

从19世纪末期开始，国外沉积物理模拟研究发展迅速，Deacon^[10]于1894年在一个玻璃水槽中观察发现了砂质波纹，Gilbert et al.^[11]于1914年首次开展了不同粒度沉积物在不同水动力条件下的水槽实验。随后，一大批高校及科研院所相继成立沉积物理模拟实验室，如美国科罗拉多州立大学土木和环境工程学院的水力学研究实验室和沉积学实验室、美国地质调查局地质地形沉积物运动实验室、美国明尼苏达州大学圣安东尼瀑布实验室、美国科罗拉多州立大学工程研究中心的大型流水地貌实验室、美国印第安纳大学页岩研究实验室、荷兰代尔夫特水力研究所Delft模拟实验室、荷兰乌特列支大学地球物理实验室、加拿大英属哥伦比亚大学水槽实验室、新西兰奥克兰大学流体力学实验室、瑞士苏黎世联邦理工学院的水力学、水文和冰川学实验室、英国班戈大学海洋科学学院流体动力学实验室、英国利兹大学Sorby环境流体动力学实验室、日本筑波大学陆地环境研究中心等。其中，美国科罗拉多州立大学是较早开展沉积物理模拟实验的高校之一，其研究内容包括河流力学、风化与沉积、沉积物搬运、水力学、河流地貌、物理模拟与数值模拟等，著名的水力学专家Simons即是该学院博士毕业生，其关于河床底形的研究影响深远^[12]。

20世纪中叶以前，我国沉积物理模拟实验主要针对水利水电相关等领域的民生工程，包括河道演变、航道、港口工程等大型水利水电工程，主要研究泥沙的侵蚀和淤积，而以沉积组构和岩相展布预测为目的沉积物理模拟研究发展缓慢。清华大学水利水电工程系和黄河水利科学研究院是工程类沉积物理模拟实验室的杰出代表。清华大学水利水电工程系在泥沙运动力学、河床演变学、河口海岸动力学、高含沙水流、泥石流、固体物料管道输送等方面实力雄厚。该系以钱宁先生为代表的专家对泥沙运动力学做出了杰出的贡献，其出版的《泥沙运动力学》是优秀的泥沙运动力学专著^[13]。黄河水利科学研究院是水利部所属以河流泥沙研究为中心的多学科、综合性水利科学研究机构，河流泥沙、水土保持和水利管理是其主要优势学科。随后，陆续有高校和院所组建以沉积物岩相展布与预测为目的实验室，如20世纪70年代末长春地质学院建立了的沉积学模拟研究实验室，80年代中国科学院地质研究建立的沉积学模拟研究实验室，目前长江大学CNPC沉积模拟重点实验室和中国石油大学（华东）油气勘探实验教学中心水槽实验室是此类实验室的代表。其中，长江大学沉积模拟实验室将沉积模拟应用于储层和油藏非均质性描述等方面，在河流、大型浅水三角洲、扇三角洲、砂质碎屑流等方面已取得重要地质认识^[14-15]，为油气勘探作出积极贡献。此外，中国科学院流体力学实验室、中国水利水电科学研究院、南京水利科学研究院、四川大学、浙江大学等院校均设置有与水力学或泥沙运动相关的学科，各自从不同角度开展了大量沉积物理模拟研究。

国外沉积物理模拟形式十分丰富，除了粗粒沉积模拟之外，还开展细粒沉积模拟研究^[16]，在流体的流变学和水动力属性、沉积底形、沉积产物及地貌景观等方面已取得重要进展。在流体的流变学和水动力属性方面，Baas et al.^[17]通过水槽模拟实验研究提出，随着黏土浓度的增加，流体将经历湍流、湍流增强的过渡流、下过渡流、上过渡流和准层流五个流变学演化阶段；Baker et al.^[18]利用物理模拟技术，对比了不同粒径的硅质粉末、弱粘性高岭土和强粘性膨润土在不同悬浮物浓度下的流动特征、水头速度、流动距离和沉积体几何形态；Ho et al. ^[19]基于物理模拟实验研究提出，浊流中的多脉冲流会发生合并；Mohrig et al. ^[20]模拟了海底泥石流和滑坡形成浊流的动态演化过程；一些学者还通过利用物理模拟实验，研究水下泥石流动力学机理和沉积形态，阐明了屈服强度和诱导流动的剪应力之间的差异与泥石流动力学特征和沉积形态的关系，当两者之间差异较小时，泥石流体积小且移动速度缓慢，当两者之间差异较大时，泥石流体积大且移动速度快和距离远^[20-23]。在沉积底形方面，Baas^[24-25]利用物理模拟实验研究了水流中细砂沙纹的形成和形态特征，主要经历初期沙纹、直—弯沙纹、非平衡舌状沙纹、平衡舌状沙纹四个发展阶段；Schindler et al.^[26]通过水槽模拟实验发现，黏土产生的物理粘聚力降低了床面沙纹的高度、长度和陡度，不同的床面形态对应不同黏土含量；Malarkey et al.^[27]通过水槽模拟实验发现，生物粘聚力在沉积底形发育中具有不可忽视的作用，提出在沉积物中普遍分布的低含量胞外聚合物（EPS）是控制沉积底形发育的关键；Parsons et al.^[28]开展了物理和生物粘聚力对比水槽模拟实验，发现两者对床面发育均有极大影响。在沉积产物方面，Mooneyham et al.^[29]利用水槽实验定量描述了黏土悬浮物与砾石床面之间的作用关系，认为黏土的沉积速度主要受床面的孔隙度所控制；Baas et al. ^[30-31]通过物理模拟实验表明，无粘性浊流能够进入粘性软泥基质而不发生变形，且表现出独特的沉积结构；Schieber et al.^[6]根据水槽实验研究发现，泥质可以在一定的流速下搬运和沉积，并非全部沉积于弱水动力的静水环境。在地貌景观方面，Miramontes et al. ^[32]水槽实验模拟发现，一定速度的等深流可以改变浊流的方向，从而影响河道和河堤的形态；Ferreira et al.^[33]利用水槽模拟实验验证了河流拓宽是恢复原有地貌形态，减少洪水灾害，改善生态环境的有效措施。

国内沉积物理模拟主要集中在工程和沉积地质两方面。工程方面主要是为了解决防洪、水库淤积、灌溉渠淤积、港湾河口淤积、风沙治理、固体颗粒管路输送等问题，泥沙运动力学是其研究重点。以钱宁为代表的一大批专家在泥沙运动力学研究方面做出了卓越的贡献^[16]，其专著《泥沙运动力学》^[13]对国内外相关研究进展进行了总结，对我国学者的成果认识作了详细的介绍，本文不展开叙述。沉积地质主要研究河流、冲积扇、扇三角洲、三角洲、河口坝、滩坝、重力流等常见的粗粒沉积，而对细粒沉积研究甚少。例如：冯文杰等^[34]利用水槽沉积模拟实验，研究了逆断层正牵引构造对冲积扇形成过程与沉积构型的控制作用；程立华等^[35]进行了断陷盆地陡坡带扇三角洲模拟及沉积动力学分析，总结了扇三角洲平原、前缘斜坡和前扇三角洲3个亚相沉积动力学机制；鄢继华等^[36]利用水槽模拟实验分析了湖平面变化对扇三角洲发育的影响；刘忠保等^[37]利用水槽实验模拟了湖泊三角洲砂体的形成及演变；刘锐娥等^[38]通过设计“洪水成因型”辫状河三角洲水槽沉积模拟实验，研究了鄂尔多斯盆地二叠系“洪水成因型”辫状河三角洲沉积模式；朱永进等^[39]、尹太举等^[40]对叠覆式三角洲沉积过程开展了水槽模拟研究；石富伦等^[41]通过水槽模拟实验分析了河口坝成因主控因素，提出了河口坝发育主要受底形坡度、物源供给、流量大小、构造沉降及沉积水深等五个主要因素控制；杨华等^[42]对鄂尔多斯盆地陇东地区长７段致密砂体重力流沉积开展了模拟实验研究，总结了影响重力流沉积砂体形成及其演化的主要控制因素。

泥页岩沉积物理模拟研究以美国印第安纳大学页岩实验室Juergen Schieber教授团队为代表（图1），该团队利用水槽实验装置对泥页岩沉积过程开展了详细研究，获得了大量创新性研究成果，提出了泥页岩可在一定水动力条件下通过底流搬运作用沉积形成，并非完全沉积于间歇性弱水动力的静水环境^[6]。同时，研究团队还发现细粒沉积物以絮状波纹的形式在床面上移动，沉积后可形成泥页岩，并且还研究了泥页岩中砂质纹层、透镜状纹层和细粒碳酸盐岩的沉积机理等。

图  1  美国印第安纳大学页岩实验室

Figure 1.  The shale laboratory at Indiana University, United States

泥页岩沉积物理模拟实验研究表明，黏土在水流中易形成絮凝体，该絮凝体在底流搬运作用下会沿床面移动，絮凝作用主要受流体中的沉积物浓度和湍流强度等控制，随着时间推移，絮凝体将不断增大，直至达到与流速相平衡^[6]。

通过模拟不同黏土材料（高岭石、蒙脱石和湖泥）、不同流速、不同沉积物浓度和不同水体（蒸馏水、淡水（自来水）和盐水）条件下黏土的沉积过程发现，当流速介于10~26 cm/s之间时，黏土以絮状波纹的形式在水槽底部移动，移动的絮状波纹可在黏土床面上聚集，从而形成波纹状泥床，絮状波纹形成的临界速度为20~25 cm/s（图2）。沉积物组成、浓度和水体盐度对絮状波纹的形成影响较小。观察发现，水槽底部波纹波长超过3 cm，在下游方向波纹间距30~40 cm，由低角度、沿下游倾斜的交错纹层构成。该波纹表现出“脊沟”特征，呈现出“凹凸不平”的表面形态，当样品完全被压实，絮状波纹就会呈现出平行层理特征。因此，该研究团队提出了黏土可在一定的水动力条件下以絮状波纹形式在床面上移动，并最终沉积形成泥页岩，而并非全部沉积于间歇性弱水动力的静水环境^[6]。

图  2  水流速度、悬浮物浓度和波纹形态关系图^[6]

Figure 2.  Diagrams of flow velocity, suspended sediment concentration, and ripple appearance^[6]

并且，Schieber et al. ^[43]对絮状波纹的形成和动力学机制也开展了研究，发现波纹背流面为湍流和涡流混合区域，背流侧沉积物堆积不均匀，呈朵体状分布，且沉积朵体中伴生有沉积云。当流速较低（15~20 cm/s，水深5 cm）时，泥质波纹通过朵体向前扩展；当流速较高时（20~30 cm/s，水深5 cm），这些朵体变宽，并覆盖了更多的背流面斜坡（图3）。此外，泥质波纹与砂质波纹相似，也会发生崩塌^[40]。沙纹的崩塌间歇发生，受沉积物的注入控制，会形成狭窄的舌状体，并沿着前积层表面不断向下游移动。与此类似，由于沉积物的不断增加，波纹通过崩塌作用也会不断向前推进，整个沉积表面呈连续不规则形态。大量的层状絮凝物在边界层表面移动，且在波峰上聚集，一旦堆积了足够的沉积物，就会从背流面崩塌下来。背流面堆积的泥沙以多个重叠的朵体形式出现，随着时间推移，形成复合前积层，重力驱动的沉积物在朵体坡脚处展开，形成圆形的叶状。

图  3  波纹形成机理模式图与实验照片^[43]（CP：交汇点；BP：分离点；BLS：边界层条纹；SL：背流侧朵体沉积物）

Figure 3.  Summary of flow patterns across floccule ripples as inferred from geometry and video observations (CP: crestpoint; BP: brinkpoint; BLS: boundary⁃layer streak; SL: sediment lobe)

研究还发现，低密度非内聚颗粒、高密度非内聚颗粒（石英颗粒）和低密度内聚颗粒（絮凝体）在相同流动条件下都会形成相似的波纹^[44]。分析表明，在静止状态时，絮凝体之间存在粘聚力，而当絮凝体发生移动后，絮凝体之间的粘聚力将会消失。因此，尽管泥质成分具有粘性和絮凝性，但粘性颗粒构成的絮凝体在搬运过程中表现出非粘性。沉积物中波纹的形成与颗粒大小、密度和流速有关，可反映沉积物搬运、沉积底形和流体动力之间的复杂作用过程。

石英粉砂和黏土混合物水槽模拟表明，在底流搬运过程中沉积物发生了分选现象，形成了由粗粉砂构成的沙纹和由黏土絮凝体构成的泥纹，两种波纹同时在水槽底部移动^[45]。在较低沉积速率下，单个波纹将在水槽底部留下一层薄薄的沉积物，随着时间的推移，将会形成一个随机分布的由黏土和粗粉砂层构成的泥床（图4）。粉砂层和黏土层之间的粉砂颗粒分布相似，因此，页岩中交替出现的泥质和富含粉砂的薄层并非平静间歇带和交替流的标志，而是水流携带的沉积物在底流搬运过程中出现沉积物分选的结果^[45]。

图  4  石英砂与黏土混合水槽实验沉积物SEM图像

Figure 4.  Scanning electron microscope (SEM) images of flume sediment deposited during an experiment with mixed silt⁃mud beds

研究还发现，较大粒径粉砂在水流搬运中可能会被卷入絮凝体^[45]。一旦进入底流搬运阶段，这些絮凝体将会发生翻滚而破坏，从而导致絮凝体解体并释放出大量的粉砂颗粒（图5a）。由于粉砂密度远远大于黏土，粗粒粉砂在惯性作用下会破坏絮凝体结构，并从絮凝体中分离出来，且不断在泥床上堆积，细粒粉砂还可继续保留在絮凝体中，并不断向前运移（图5b，c）。经过一段时间的絮凝体解体和泥砂分选后，絮状波纹和砂质波纹将同时在水槽底部移动，且会留下一层薄薄的沉积物。长期的底流搬运作用将沉积一套由粉砂和黏土组成的沉积物，从而形成砂质纹层（图5d）。

图  5  粗粉砂在底流搬运过程中的分离过程模式图^[45]

Figure 5.  Model for the separation of coarse silt from bedload floccules^[45]

然而，当沉积速率较低时，移动的纹波可能只会留下非常薄的残留物，而当沉积速率较高时，不仅会留下一层沉积物，还可能留下完整的波纹^[45]（图6）。在自然界中，流速可能发生波动，导致间歇性的无沉积，甚至发生侵蚀和冲刷，因此难以达到理想的沉积特征。在天然层状泥页岩中，粗粉砂主要分布在薄层中，而细粉砂主要分布在层间黏土中。

图  6  互层状砂质—泥质纹层成因模式图^[45]

Figure 6.  Conceptual view of the origin of interlaminated coarse silt and mud ^[45]

透镜状纹层是泥页岩中普遍存在的一种沉积构造，但对其成因机理及地质意义研究甚少。关于透镜状纹层的成因，前人提出了页岩岩屑的再沉积作用^[46]、动物粪球充填和生物潜穴等因素。Juergen Schieber教授团队对页岩岩屑沉积、搬运和透镜状纹层沉积机理也开展了相关研究。

细粒沉积岩中含有大量粉砂大小的碎块，这些碎块来源于泥页岩的风化和侵蚀^[47-49]。在被分解成砂级和粉砂级碎片之前，这些碎块被称为岩屑^[50-51]。泥页岩岩屑是由较小的矿物颗粒（黏土、石英、长石）组成的混合物，它们只是参与泥岩沉积的混合物中的一种，此处包括未固结/弱固结的沉积物团块，以及固结的岩石碎屑。未固结—弱固结细粒沉积物的团块富含水分，多以絮凝体形式存在，它是由范德华力作用形成的微米大小的黏土矿物与其他小颗粒组成的混合物。这些絮凝体直径从几十微米到几百微米不等^[52-53]，含水量超过85%。由于泥页岩岩屑与同期沉积的黏土和粉砂颗粒（石英、长石）具有相当的粒径，因此，含有泥页岩岩屑的泥质一旦被压实，岩屑本身就很容易与富含黏土的岩石基质融合。

在沉积过程中，未固结—弱固结的泥页岩岩屑由于富含水容易受压发生变形，但完全固结的泥页岩岩屑不易发生变形。因此，固结的页岩岩屑包裹在富含水的黏土中将表现出差异压实和层状结构特征，从而出现黏土包裹在“硬”颗粒（页岩岩屑）周围的现象^[49]；若固结的页岩岩屑包裹在粉砂或砂质床面中，它们可以作为骨架颗粒，而不是被压缩在坚硬的硅质颗粒之间（图7）。由于固结的泥页岩岩屑通常比砂粒（石英等）更软，固结泥页岩岩屑有可能产生凹痕，并在较硬颗粒的挤压下发生不同程度的变形。

图  7  页岩岩屑沉积机理模式图和岩石记录实例^[54]

Figure 7.  Conceptual view of shale lithic recognition and rock record examples^[54]

水槽实验模拟发现，泥页岩岩屑在底流搬运中会被分解成小块岩屑，但经过数百至上千公里搬运后，仍可以砂级和粉砂级大小的岩屑存在。泥页岩岩屑在现代陆架和深海泥岩中的存在，表明陆架沉积过程和深海环流可能是泥页岩碎屑长距离搬运的重要机制^[54]。

Schieber et al. ^[55]对泥页岩中透镜状纹层研究发现，含水量较高的泥质沉积物在水流作用下可以发生侵蚀，形成毫米到厘米级大小的碎片。在低流速条件下，泥质沉积物表面因侵蚀可能形成细长、弯曲的沟槽，其宽度约几毫米，深度约1~2 mm；而在高流速条件下，可能形成数厘米宽和数厘米深，且向下游延伸的线状沟槽。侵蚀不是连续的，而是在沉积物表面间歇性地侵蚀出数毫米大小的碎片，随着时间推移，侵蚀程度不断扩大。碎片在搬运过程中因分解和磨圆而不断变小。砂粒大小的碎片可以被搬运数十公里，进入较低流速区域时发生沉积。沉积物被压实后，黏土碎片被压平，整体呈透镜状，横向变细，最终形成透镜状结构（图8）。我国四川宜宾长宁双河剖面五峰组—龙马溪组页岩中部分透镜状纹层可能也属于此种成因（图9）。

图  8  页岩中透镜状层理的沉积过程模式图^[55]

Figure 8.  A summary of the processes that produce lenticular lamination in shales^[55]

图  9  长宁双河剖面页岩透镜状纹层

Figure 9.  Lenticular lamination in shales from the Shuanghe section of Changning

虽然，在页岩中堆积的粪球粒或大量的潜穴填充物可能在压实后产生类似的透镜状结构，但根据岩石学标准，结合薄片鉴定，其可与泥岩经过侵蚀、搬运、再沉积形成的泥质碎屑透镜状纹层相区别。通过仔细鉴别页岩地层中广泛分布的透镜状纹层，可识别出更多由侵蚀和再沉积形成的泥质碎屑，这些碎屑的存在可能指示页岩沉积期的间歇性侵蚀和泥质在沉积物表面的搬运过程。

细粒碳酸盐岩常见于多数碳酸盐岩沉积体系中^[56]，通常代表低能环境的沉积产物^[57]。也有人提出，与陆源碎屑泥岩一样，细粒碳酸盐岩也可以在高能环境中沉积^[58]。Shinn et al. ^[58-59]提供的观测结果表明，细粒碳酸盐岩颗粒存在絮凝现象，这是首次直接观察到细粒碳酸盐岩颗粒絮凝现象，验证了絮凝物存在底流搬运作用过程，并证明了最终沉积产物与底流搬运和絮状波纹的运移有关。现代碳酸盐岩沉积环境和岩石记录表明，在整个地质历史中细粒碳酸盐岩常常形成于洋流沉积环境^[57]。

Schieber et al. ^[60]通过细粒碳酸盐岩和黏土水槽模拟实验分析发现，虽然两种沉积物的矿物学特征差异较大，但细粒碳酸盐岩颗粒与黏土一样会出现絮凝现象。微米级碳酸盐颗粒形成絮凝体后能够承受底流剪应力作用，并在底流中移动，最终形成与黏土颗粒相似的沉积物。与黏土矿物一样，碳酸盐岩颗粒在临界速度以下也会形成絮状波纹，且波纹随着底流移动并逐渐堆积形成泥床。

研究表明，在床面剪应力大于0.25 Pa时，只有较粗的颗粒以单颗粒（非粘性颗粒）的形式在床面上移动，而大部分较细（微米级）的颗粒仍处于悬浮状态；当剪应力小于0.25 Pa时，微米级碳酸盐岩颗粒絮凝体（粘性颗粒）就可以在底流搬运中沉积下来，并增加床面载荷^[60]。此时，床面沉积物主要由“粗”颗粒和砂级絮凝物构成的波纹组成，而加积层由粉砂和絮凝物构成（图10）。因此，细粒沉积物（硅质或钙质沉积物）中的粗（粉砂级颗粒）—细（黏土级颗粒）互层结构，可能指示该沉积物由同一水流同期沉积而成，而不是由于沉积物供应波动强烈或水流间歇作用，以及沉积改造形成^[60]。

图  10  颗粒粒径、流速、剪应力、粒径大于50 μm的颗粒百分比和波纹形态关系图^[60]

Figure 10.  Plot of relationships between observed bedload particle size, flow velocity, shear stress, percentage of particles above 50 μm in size, and ripple appearance^[60]

泥页岩沉积物理模拟研究目前存在的问题主要包括以下3个方面：首先是模拟方法较为简单，无法完全再现自然界真实复杂的沉积现象和过程，不能满足沉积理论快速发展的需求；其次是实验技术较为落后，实验参数单一，相关实验技术方法和设备急需改进，实验控制的自动化和智能化要求迫切；最后是实验目的过于简单，仅停留在沉积理论基础研究阶段，无法满足当前非常规油气勘探的需求，亟待将总结自水利工程建设、自然灾害防治、生态环境保护等待领域的模拟实验经验应用于油气勘探。

目前，泥页岩沉积物理模拟研究发展缓慢，模拟方法较为单一，仅能实现简单的沉积过程和沉积现象模拟。然而，自然界中泥页岩的沉积过程非常复杂，沉积现象受各种地质因素所控制，实验室环境难以模拟和再现古沉积环境。因此，针对复杂特殊沉积构造的物理模拟研究相对较少，如结核、透镜体、钙质（碳酸盐岩）纹层、黄铁矿结核（纹层）等。通常，特殊的沉积构造代表着特殊的沉积环境和沉积事件，只有对特殊的沉积环境和沉积事件进行精细刻画，才能更加准确地反映真实的沉积过程。因此，开展泥页岩特殊沉积构造物理模拟，探讨特殊沉积现象的形成机理，建立多尺度的沉积模式，完善细粒沉积理论体系，将会是未来泥页岩沉积物理模拟的重要发展方向。

沉积物理模拟的目的是通过实验室物理模拟技术再现沉积过程，让研究人员更加直观地观察到泥页岩的沉积和演化过程。为了模拟更加真实的自然环境，清晰地观测到实验现象，获得更加精确的实验数据，研究人员需要拥有一套完善的实验方法，并借助各种高科技技术和手段，例如高分辨率成像技术、自动化控制技术、数值模拟技术、分析测试技术和实时监测技术等。如今，随着科学技术的快速发展，沉积物理模拟技术逐渐向自动化、智能化发展，研究精度、广度和深度也将不断提高。在实验观测方面，温度、湿度、水深、浊度、盐度、pH值、流速等仪器的使用为模拟实验的开展创造了良好的条件；在研究的内容及深度上，逐渐由定性向定量转变，由简单向复杂转变。数值模拟及仿真技术的应用为泥页岩沉积物理模拟定量研究创造了条件，泥页岩研究则要求沉积物理模拟开展更为复杂的过程研究。

近年来，页岩油气、致密油气等非常规油气勘探开发已成为全球油气工业关注的焦点，且非常规油气在世界能源结构中所占比例仍在持续增大。富有机质泥页岩作为页岩油气、致密油气等非常规油气的资源基础，决定了非常规油气资源的开发潜力。然而，富有机质泥页岩形成机理、沉积模式、储集空间特征、孔隙结构演化、油气赋存机理和微观渗流机制等一系列问题仍存在较大争议，尤其是非常规油气沉积学研究面临重大挑战^[7]，制约了优质储层的预测和甜点区（段）的落实。借助沉积物理模拟技术，开展富有机质泥页岩沉积机理、储层特征等研究，将成为一种重要的非常规油气研究手段。在泥页岩沉积机理方面，沉积物理模拟实验将加大对沉积过程与沉积现象的模拟，包括细粒沉积物中有机质的聚集、保存和演化等方面。在有机质保存与演化对页岩储层和致密储层储集空间的影响、泥页岩储层孔隙的形成机理和保存条件，以及沉积成岩作用对孔隙发育的影响等方面，沉积物理模拟也将拓展应用，为其确定沉积主控因素。开展富有机质泥页岩沉积物理模拟实验，结合数值模拟技术，可研究页岩优质储层的发育机制，精细刻画优质储层的展布，助力页岩油气高效勘探开发。

泥页岩研究对于港口、航道、水库等水利工程建设和维护及环境保护也具有极其重要的意义，甚至是气候变化研究。利用沉积物理模拟技术还可以对泥页岩的微观组构进行分析，从而认识泥页岩作为流体（油和水）运移屏障的机理。泥页岩作为流体屏障这一特性对于泥页岩保护含水层不受污染和划分地下水储集能力至关重要。水利工程建设、自然灾害防治、生态环境保护和资源勘查工程之间开展跨学科合作，对泥页岩沉积机理等相关科学问题进行攻关，是当前深化泥页岩沉积物理模拟研究并推广成果应用的有力保障。

（1） 虽然，已有学者对泥页岩的沉积过程、沉积构造、沉积动力学机理等开展了大量工作，但对其沉积机理的认识还远远不够。沉积物理模拟是一种研究泥页岩的重要手段，国内外广泛建立的各种类型沉积物理模拟实验室为泥页岩进一步研究奠定了基础。

（2） 泥页岩沉积、搬运、侵蚀等沉积动力学相关研究已取得一定进展，且在泥页岩沉积机理、砂质纹层沉积机理、透镜状纹层沉积机理和细粒碳酸盐岩沉积机理等方面有了新的认识，推动了非常规油气沉积学的发展。

（3） 通过开展泥页岩物理模拟研究，既可完善古物源、古水深、古气候、古生产力等古沉积环境恢复指标，也可服务于全球气候变化、地质资源开发、水利工程建设、生态环境保护和自然灾害防治等研究。