上，在潮湿的热带气候中，较强烈的化学风化作用导致了阳离子的淋滤作用和更强的抗风化作用的矿物的富集，如石英，氧化铁，高岭石和三水铝矿（水溜石）。古老的泥岩中，系统的矿物学变化也被解释为反应气候条件和风化作用类型中的时间变化(比如,Chamley,1989;Gingele等人,1998;Weedon,2003;Thiry,2000)。气候和径流量的变化也影响木质材料的类型和数量，这些木质材料主要来自于生长在集水地区的植物(Tyson,1995;Tyson和Follows,2000)，并伴随着矿物碎屑被搬运到盆地中。
生产来源（自生的）成分
生产来源成分是那些形成于上覆水体中的成分。这些包括生活在水体和接近沉积水体界面的生物有机体的矿化测试，也包括来自于透光区中的初始产物的有机碳(比如,Macquaker等人,1998;Rohl和Schmid-Rohl,2005)。在一些环境中，特别是在碎屑输入减少的地方，大量的原地碳酸盐泥可能从盆地边缘泻湖中的“碳酸盐工厂”被供给给盆地的较深水处(比如,Matthews,1966;Macintyre和Aronson,2006)。这些矿化组分除了来自于藻类和微生物生产力的有机碳以外，通常是由碳酸钙(文石或者方解石)，磷酸盐，蛋白石质氧化硅和有机质组成，他们包括颗石藻，放射虫类，浮游有孔虫类，硅藻类，钙质藻类(比如,Penicillus物种,Hallimeda物种)和海绵的检测和矿化骨架产物。来自于大型生物体诸如无脊椎软体动物，节肢动物，腕足动物，棘皮动物，珊瑚和脊椎动物的物质，可能也会在一些单元中呈现或甚至占主导地位。后一种物质被保存为完整的贝壳，贝壳碎片，或者细粒粉碎的杂乱物。这依赖于单一颗粒在其形成之后和被埋藏之前所遭受的物理和生物再改造作用的程度(Marsaglia和Klein,1983;Kidwell等人,1986;Kidwell和Holland,1991;Macquaker,1994;Macquaker和Howell,1999)。
生产来源成分的供应控制着环境中的碎屑成分，这种环境中岩石碎屑相对于初始生产量是减少的；也就是说,碎屑稀释作用的影响被最小化。在古海洋学中,这些情况出现在三种环境：（1）被主要碎屑沉积物输入所忽视（绕道）的位置(Macquaker,1994;Bohacs,1998) ,（2）位于碎屑沉积物输送路径的末端的位置（凝缩层；Loutit等人,1988）,（3）初始生产被供给给透光区的其他限制营养素（氮、磷、铁）所增强的区域的下部，是最明显但在洋流上升区域不是独一无二的(比如,Isaacs,1981;Parrish和Curtis,1982;Isaacs和Rullkotter,2001;Hebbeln等人,2002;Cortese等人,2004)。至少这些情况中的一些发生在许多主要的北美古生代和中生代含气油页岩沉积过程中，其岩石物理和地质力学特性受他们多变但但十分重要的生物硅和/或细粒碳酸盐浓度的深刻影响(比如,Schieber,1996;Schr?der-Adams等人,1996;Loucks和Ruppel,2007;Passey等人,2010)。
沉积物运移和沉积作用
运移
大部分碎屑沉积物像河流中的悬浮粒子一样被搬运到海洋中，仅仅带有少量的来自于火山活动和风成作用过程的沉积物质(Gorsline,1984)。河流羽状水流的密度取决于悬浮粒子的浓度，但是如果浓度不超过25kg/m-3，此密度小于海水的密度，可比得上中国黄河的密度。因此大部分羽状水流是低密度的，并且大部分微粒在浮力羽状流中进入海洋。河流输入的地方和内陆中的暴风雨是相一致的，然而，在大陆架上，悬浮沉积物的浓度可能接近25kg/m-3，并且波
浪增强的淤泥的沉积物重力流可能会接着发生，即使在区域倾斜非常低的地方(比如, Traykovski等人,2000,2007;Bentley和Nittrouer,2003;Friedrichs和Wright,2004)。地质学家也曾经争论或推测(比如, Varban和Plint,2008;Bhattacharya和MacEachern,2009;Ichaso和Dalrymple,2009)，在古老的以泥质为主的层序中这些过程是大量沉积物扩散的原因，并且他们在沉积物中呈现出典型的显微组构(比如,Macquaker等人,2010a)。一旦被运移到海洋，一些沉积物可能会通过暴风雨和潮汐被扩散，形成一些细微的乏波纹构造（图3）(比如,Macquaker和Bohacs,2007;Schieber等人,2007;Schieber和Southard,2009)和远端风暴岩（比如,Abbott,2000）。尽管大部分风成地转流由于科里奥利力的影响，可追踪一个广阔的与海岸平行的方向，但是他们也可能有一些小的近海的传播轨迹(比如,Varban和Plint,2008)。这些传播过程的最终结果是产生一个大陆架中部的泥质沉积带，其把大陆架上的河流点源沉积物转变为线状来源的沉积物(Wells和Coleman,1981;Rine和Ginsburg,1985;Lee等人,2001)。此外，当原地斜坡的波浪活动十分发育时，这些线状来源的沉积物可能通过加强型的沉积物重力流为补给近海的沉积物运移提供沉积储层。
沉积作用发生在能量不足的一个液体环境中以保持颗粒呈悬浮状态。因为粒子的沉降速率是和粒子直径的平方成比例的，所以在海洋环境中由于沉降速率的结果，有人可能会期望粗粒粉砂和粘土间有一个非常明显的分离，沉降速率由于数量级而存在差异。然而，从河流到海洋中浓度的增加降低了矿物的扩散双层的厚度，导致了粒子凝聚或者胶结作用(Kranck,1973;1975;Eisma和Li,1993;Stumm和Morgan,1995)。凝聚作用对粘土粒级的微粒是尤为重要的，因为他们的沉降速度不足以允许单个颗粒沉积，除了在最安静的水体环境中，并尤其体现在河口环境中，那里淤泥可能聚集在平缓的水体中(比如,McIlroy,2004;Ichaso和Dalrymple,2009)。
生物过程也引起水体中细粒沉积物结合成复合粒子。这些粒子被称为“有机矿物集合体”或“海雪”,并且在高初始生产力区域中是特别常见的(Lampitt,1985;Alldredge和Silver,1988)。海雪通过水体中随机粒子碰撞的结合，滤食性摄食有机体摄取沉积物与有机碎屑以及排泄粪球粒和假球粒的活动而形成(比如,Shanks,2002)。颗粒包层，导致粒子粘附和抵抗分散的胞外多糖类的存在有助于海雪的形成(McCave,1984;Alldredge和Silver,1988)。聚合物，不论是通过物理化学或者生物作用形成，都会在泥岩中表现出来（比如,图5）--尤其是差的生物扰动泥岩—正如粪球粒或“有机矿物混合颗粒”(比如,Wignall,1994;Macquaker和Keller,2005;Macquaker等人,2010b)。
图5 从英格兰北约克郡穆尔格拉维港收集的晚侏罗世煤玉岩的光学和电子光学显微照片。(A)一个波状纹层和压成片的以粘土为主的泥岩的薄片显微照片(样品PM047)。样本主要由粘土、无定型有机质，少量黄铁矿和由石英组成的粉砂粒级的颗粒组成。一些纹层包含压平的球粒状的团块。这些团块是由粘土粒级的物质，细粒的碳酸盐和无定型的有机质的混合物组成。(B)穿过与图5A有密切关系的一个单元的水平层段。这个样品包含丰富的团块，其主要是由带有少量粘土和不透光的含高等植物成分的无定型有机碳组成。这些团块被保存在一个主要由粘土矿物、无定型有机质和黄铁矿微球粒组成的细粒的基质中。(C)一个含波状不连续纹层的薄层泥岩的反散射电子图像(PM04/07)。基质主要是由带有大量球丛状黄铁矿(高反散射系数)实质上掺杂有无定型有机质的粘土矿物(低反散射系数)组成。也呈现出来由脱节的钙质微型浮游生物碎屑组成的明显的粪球（箭头）。
当粒级绘制成大量按对数增长时，可看出风化岩石的粒度分布是分选极差的并且是相当均匀的。细粒沉积物搬运到海水过程中，追踪其演化的模型，把悬浮物视为单一颗粒和絮状物的一个混合物(也就是，由未分级物质组成的团块，比如，Kranck和Milligan,1985;Kranck等人,1996a;Curran等人,2002)，每一个模型有一套水动力特性。泥的粒度分布因此反应了絮状物和单一颗粒到沉积水体交界面的各自流动量，这反过来又取决于每种成分的浓度和环境能量。在低能量环境中，相比较于絮状物破坏速率，絮状物形成速率是增强的，轻微动荡环境中悬浮沉积物浓度是高的(Kranck,1981;McCave,1984;Kranck和Milligan,1980;Hill等人,2001;Curran等人,2004)。相比于单一颗粒，絮状物到沉积物表面的流动因此与水体的能量和沉积物浓度相关。
被解释的现代泥质的粒度分析用于表明，大部分小于10微米的微粒是以絮状物沉积下来，然而更大的微粒主要作为单个颗粒沉积下来(Kranck和Milligan,1991;Kranck等人,1996a,b;Curran等人,2002,2004)。泥质沉积物因此能够被认为是从两种成分中被建造出来的：一种是由聚合物组成的，其主要包含粒径小于10微米的层状硅酸盐颗粒，另一个是较粗粒的，主要包含石英、云母和
长石(有时被称为是“可分类的粉砂”;McCave等人,1995)，其可能被组织成波纹(比如，图3)。这种分析也表明，由于粘土粒级的微粒主要是作为絮状物沉积下来的,所以它是被简单化的，并把他们在地质记录中的出现归作为低能量沉积环境的一种独特的指示(比如,Macquaker等人,2007;Schieber等人,2007)。
从石油的角度来看，粗粒粉砂和富粘土絮状物的分离是重要的，因为泥岩一些重要的物理特性受颗粒大小的强烈影响，包括可压缩性(Skempton,1944,1970;Burland,1990;Aplin等人,1995;Yang和Aplin,2004)、渗透性(Dewhurst等人,1998,1999a,b;Yang和Aplin,2007)和孔隙大小分布(Yang和Aplin,1998)。特别重要的是泥岩支撑骨架之间的差异，其沉积物主要支撑系统包含粗粒等轴的石英颗粒和杂基支撑的泥岩，以及层状硅酸盐提供了支撑(Griffiths和Joshi,1989;Nagaraj等人,1990;Moore,2005)。
一旦沉积，自身负荷的固结作用加上普遍存在的覆盖在大部分颗粒表面的微生物胞外多糖(胞外聚合物物质)所提供的粘结性能(比如,Sutherland,2001; Pacton等人,2007;Gorin等人,2009)，使得它相对抗侵蚀(Miller等人,1977; McCave等人,1995)。然而，在大陆架上，至少在风暴或者河流洪泛事件期间，波浪和潮流能量通常是足够用来传播未固结的泥质，特别是在压实作用之前的较浅水中(比如,较低的临滨和向海的转变)。在这些情况下，风暴浪再作用和风暴体系潮流的影响，可能在高侵蚀阶段引起侵蚀冲刷，形成风选的贝壳滞留沉积和内碎屑，然后，在他们的基底沉积具有贝壳滞留沉积和内碎屑的向上变细的沉积单元和填充冲刷构造，比如像沟槽铸型（如，图3）和微型冲刷和微槽(比如,Myrow,1992;Schieber,1994;Macquaker和Taylor,1996;Macquaker等人,2010a;Schieber等人,2010)。
大陆架
在过去的20年里，在理解泥岩沿着和穿过现代大陆架被搬运的方式上取得了重大进展(比如,Nittrouer等人,1995;Kineke等人,1996;Myrow和Southard,1996;Sternberg等人,1996;Nittrouer,1999;Bentley和Nittrouer,2003;Ogston等人,2004;Wright和Friedrichs,2006)。在边界层，大部分的搬运以高粘度泥质出现。在更多不常见的情况下，例如在通过大洪水事件形成高浑浊悬浮体的地方，搬运作用受来自河流的高密度浊流的影响(Alexander等人,1991;Mulder和Syvitski,1995;Kineke等人,1996;Ogston等人,2000;Warrick和Milliman,2003)。更普遍的是，由于波浪活动，地表(几厘米)沉积物受重力或者复合重力和波浪驱动而被活化(Cacchione等人,1995;Kineke等人,1996;Sternberg等人,1996;Puig等人,2003)，形成沿着(受地球自转流驱动[比如,Duke,1990]，沿岸漂流或潮流冲刷)或者按一定倾斜角度穿过大陆架的淤泥流(Ogston等人,2000)。间歇性的波浪能量传递到沉积物是重要的，因为大陆架坡度(＜0.5度)相对自悬浮作用和经典浊积岩的有效生成是太小了(比如,MyrowandSouthard,1996;Wright等人,2001)。因此，横穿大陆架的沉积物搬运，在河水泛滥和风暴活动同时发生时是特别有效的(Ogston等人,2000)。目前，Macquaker等人(2010a)认为，这些复合流在细粒沉积物中产生一个典型的三重结构。在全新世泥岩为主的大陆架上，这些过程产生大型活跃的迁移泥质斜坡沉积，并且在大陆架中部地区形成宽阔的泥质沉积带(Wells和Coleman,1981;Rine和Ginsburg,1985)。一些工作者(比如,Asquith,1970;Bohacs,1998;Abbott,2000;Varban和Plint,2008;Bhattacharya和MacEachern,2009;Spencer等人,2010)认为相似的沉积物也出现在古老的陆缘海环境中。
利用物理模型，研究者也证明泥质通常在沉积水体界面凝聚以形成横向迁移的波纹(Schieber等人,2007)。这些波纹能够形成于富粘土物质中，并且可能与小的内碎屑的存在有关联(比如,Schieber等人,2010)。在压实之前，发现于较粗粒沉积物中的富泥质波纹展示出典型的形态，并且容易识别。然而，在压实作用和脱水作用之后，他们可能展示出非常平缓的形态，并且容易和平行纹层相混淆。在这些情况下，未进行仔细的再加工(例如，延伸照片上的y轴)或者沿平行于纹层方向进行薄片的制作，他们的几何体是很难确定的。
在高纬度地区，浮冰搬运过程也促进横穿大陆架的沉积物运移。在这些背景下，沉积物在冰期和海冰期围绕着盆地扩散(Domack,1988;Dowdeswell和Dowdeswell,1989;Cowan和Powell,1990;Reimnitz等人,1993;Ashley和Smith,2000;Jaeger和Nittrouer,2006)。一旦冰融化，然后会通过悬浮沉积而被运移到沉积物中，正如来自冰川的分选较差的碎屑，或者如一般是原生地，从海冰期就开始分层的薄层单元(Macquaker和Keller,2005)。
在全新世大陆架上，搬运过程，沉积物沉降，物理再改造和生物再改造作用相结合，可生成各种各样的富泥质沉积相(Reineck和Singh,1980;Nittrouer和Sternberg,1981;Segall和Kuehl,1994;Jaeger和Nittrouer,1995,2006;Lesueur等人,2002;Bentley等人,2006;Wheatcroft等人,2007)。在那里，边界层的能量水平是足够再悬浮沉积物，并把粉砂从粘土，纹层状的，毫米-厘米尺度的床砂形态中分离出来。生物扰动作用混合了顶部几厘米的沉积物，首先生成一个均匀的混合层，然后逐渐发展堆叠，如生物体水平觅食策略结合垂直穴居踪迹以混合沉积物(比如,Bromley,1996)。由于巨生物体用氧气作为一种呼吸氧化剂，所以他们能够钻入沉积物的深度受氧气扩散速率的限制。这意味着生物扰动作用的范围随着沉积速率减少而增大,或者特别是在沉积事件再次发生的频率比沉积物聚集速率较慢的地方(Bentley等人,2006)。因此，大陆架上富泥质岩相的特征受沉积物供给的绝对速率,同样也受沉积物聚集位置的强烈影响(比如,Bentley等人,2006;Jaeger和Nittrouer,2006)。今天，现代大陆架的大部分地区对沉积物来说，存在足够的时间以广泛地被生物扰动,因此原始保存的初始沉积结构是一个相对罕见的现象。岩石记录中，这表现为各种各样的生物扰动强度,表明氧气的可用性和钻孔生物的呼吸途径(比如,Savrda等人,1984)。也可能形成泥岩的生物扰动索引图(比如,图6) ,类似于那些形成于较粗粒岩相中的，虽然代表性的结构几乎是一个更低的数量级(图6与Droser和Bottjer对比,1986)，其代表不同的沉积物堆积速率，泥对砂的比例和氧化剂的可用性。