图6 生物扰动指示(BI)结构(A=BI1;C=BI2;E=BI3;G=BI4;和I=BI5) Droser和Bottjer(1986)修改。自然发生的具有等效BI的一个泥岩单元实例被展示在紧邻模仿结构旁(B=BI1;D=BI2;F=BI3;H = BI4;和J=BI5)。所有这些泥岩是取自于晚侏罗世暴露在英格兰北约克郡Staithes的克利夫兰Ironstone层.见Macquaker和Taylor(1996)确定的准确的样品位置。(A,B)Staithes 21;(C,D)Staithes 19;(E,F)Staithes 28;(G,H) Staithes 14;(I,J)上条纹层。出现的动物遗迹群包括Phycosiphonisp.(藻管迹)和Rhizocorallium isp.(根珊瑚迹)。感谢国际沉积地质学会(SEPM)允许我们复制这个大幅修改过的图片。
深水区
从河流提供到海洋的大部分细粒沉积物并没有保留在大陆架上,而是最终通常大量沉降在斜坡和盆地环境中(比如,Piper,1978;Lindsay等人,1984;Piper
和Stow,1991;Stow,1994;Bouma和Stone,2000;Stow和Mayall,2000;Mulder和Alexander,2001;Bhattacharya和MacEachern,2009)。大部分的沉降是由坡度大于0.5度的不稳定的斜坡上的一系列块体坡移过程引起的。然而，由于明显的工业原因，浊积岩在过去的30年曾获得最大的关注，最近所获得的高分辨率三维(3-D)地震数据显示，许多斜坡系统包含相当一部分的块体搬运沉积(MTD)(Canals等人,2004;Garziglia等人,2008)。
半远洋覆盖层,其单个单元的主要部分是由从悬浮沉降输送到沉积水体界面的产能派生的物质组成的,不断地沉降,并沉降在缺乏块体搬运沉积或者浊流沉积的下坡重力驱动沉积的地方,例如,当沉积物输送到三角洲时显著减少。通过国际海洋钻井项目，半远洋层段已在许多边缘被钻到，结果导致了此地层第一千米内沉积物的矿物学，地球化学和物理特性数据的大量编辑物。这些结果表明，半远洋(近海)沉积通常是以矿物混合物为主，其包括粘土矿物，碳酸盐，和生物硅，偶尔含有薄层粗粒物质，暗示是来自浊流沉积的“污染物”。经温盐环流而发生半远洋物再沉积的地方是广泛的，是等深流沉积的结果；在地质记录中很难识别，等深流沉积通常是泥质的，可能包含大量生物物质，并且一般遭受强烈的生物扰动(Faugères和Stow,1993)。考虑到他们巨大的横向延伸性和一般细粒的特征，半远洋沉积能够形成含油气系统中极好的区域性盖层。
与浊流沉积相比，单一颗粒(或絮状物)通常会被再次悬浮，并经受新的一套水动力过程，块体搬运沉积是以内部结构和构造的变形和破坏为特征。块体搬运沉积内部岩性组合因此受初始沉积环境的控制，但是由于变形和旋转，岩性的排列和倾斜角受到明显的改变。三维地震数据展示了块体搬运沉积的发生和大范围的几何形态(Frey-Martinez等人,2006)，但是不能预测不同范围所见到的米和分米尺度的沉积相，例如，Tripsanas等人(2008)从加拿大近海区和墨西哥海湾取得的岩芯。因此，单个块体搬运沉积作为石油盖层或运移通道的作用是难以提前预测，并且需要更深刻的了解到，是什么控制了原始沉积物中的岩性分布。
浊流沉积模式现在已有60年之久，并伴随着形成了大量的著作。相对较小范围的文章集中在较细粒浊流沉积，并延伸到较大规模观察内部几何形态(Stow和Shanmugam,1980;Bouma和Stone,2000;和其中引用)，厘米到米尺度上详细的粒级观察(比如,McCave和Jones,1988;Jones等人,1992),并且物理模型习惯于解释细粒浊积岩的粒度分布和内部结构(比如,Stow和Bowen,1980;Curran等人,2004)。Piper(1978),Piper和Stow(1991),Stow(1994),和Mulder和Alexander(2001)对重要过程提供了重要的综述和概括，并深刻了解细粒浊流沉积物的特性和多样性。然而，尽管考虑到著作的数量，显然很少注意到富泥质浊积岩的封盖质量或者作为运移路径。一个重要的需求，是为了理解通常发现于富泥质浊积岩、漫滩沉积物和堤岸沉积的相对渗透性的、低毛管压力和富粉砂质单元的出现和三维连通性。岩心观察表明，地层厚度通常是厘米尺度的，因此见不到通常被石油工业所使用的地球物理工具。
泥岩为主的层序中的短暂的岩相变化
大部分泥岩层序中，短间隔的纵向样品的详细分析，展示他们在其主要矿物成分、粒径、构造、化石成分、微量元素地球化学和有机地球化学成分方面的巨大差异性(比如,Macquaker和Gawthorpe,1993;Schieber,1999)。这种差异性通常被认为是输入到沉积盆地中不同的碎屑，盆地中初级生产，沉积水体界面的化学条件，和底水层以及沉积物聚集速率的函数。大部分研究者的解释是
基本环境控制了这种变化，依据与营养物质供应和底水贫氧或缺氧，最终气候变化的发展相联系的初级生产的系统变化(比如,Weedon,2003;Huc等人,2005;Van Buchem等人,2005;Dean,2007;Weedon等人,1999)。层序地层学方法论现在更普遍地被用于解释短暂的变化，因为通过对粒径变化和古生物环境变化代替指标的仔细观察表明，体系域和层面能够容易被识别(比如,Bohacs,1990;Passey等人,1990;Creaney和Passey,1993;Macquaker和Taylor,1996;Bohacs,1998;Macquaker等人,2007;Passey等人,2010)。对从井约束的地层框架中对应的相似时间层序所收集到的泥岩进行仔细的空间分析，确认使用层序地层学方法论(比如,Bohacs,1998;Macquaker等人,1998;Schieber,1999),它可以因此被用于预测其时间和空间分布，例如富泥质层序中更富集有机质部分。
沉积后作用
泥岩以土壤派生的矿物和非晶质物质，加上有机质和主要来自于上覆水体的生物骨骼碎屑的一种热力学不稳定混合物沉积下来。经过物理和化学成岩作用过程(Garrels,1986;Weaver,1989) ,他们被转化成变质的泥质岩，其成岩作用途径主要是以最初的矿物组合作为先决条件的。
早期成岩作用
早期成岩作用(就是说，在最初几米埋藏深度内)是以氧化还原作用过程为主导的，这些过程中有机质被氧化，主要通过微生物把氧气、铁氧化物和硫酸盐作为终端电子受体(比如,Froelich等人,1979;Berner,1985;Lovley和Phillips,1988;Canfield等人,1993;Thamdrup和Canfield,1996)。有机质进一步的降解是通过微生物联合推动的，包括甲烷微生物(Claypool和Kaplan,1974;Martens和Berner,1974;Kvenvolden,1999)。碳酸盐、硫化物、还原铁作为这些反应重要的副产物而生成，并能够被纳入早期成岩作用矿物产物，比如方解石、铁方解石(图7A)、白云石、菱铁矿和黄铁矿(Irwin等人,1977;Berner,1984;Raiswell和Berner,1985;Curtis等人,1986,Canfield和Raiswell,1991a,b)，并且在较小程度上粘土矿物比如高岭石(图7B)和特别是富铁的粘土矿物比如磁绿泥石和海绿石(Odin,1988)。这些矿物的形态从主要填充沉积空隙的微米级晶体，在这种情况下形成的成岩矿物达到整体沉积物的90%(图6A)变化到分布不均匀的，并且占不到岩石体积50%的渗透性较差的胶结物。在曝光条件下，早期胶结的泥岩通常以形成连续地层(图1、2)或不连续的结合层的层面平行单元出现。
大量早期成岩矿物的形成不仅需要提供现成的生物还原剂(主要是有机质)和氧化剂,而且也需要时间,以便扩散和对流能够在重大埋藏之前搬运一定量的溶剂到反应场所(Berner,1968,1980;Raiswell,1988;Aplin和Macquaker,1993;Raiswell和Fisher,2000)。这两个生化约束条件意味着,与非常缓慢的沉积间隔或沉积中断相联系所沉积的泥岩通常富集矿化的成岩作用产物。这样的约束条件通常出现在靠近地层界面处和凝缩层沉积期间(比如,Macquaker和Taylor,1996;Macquaker等人,1998,2007)。高度胶结的单元通常也与富有机质泥岩相联系，这符合相对较低的沉积速率的重要要求和不稳定有机质的大量供应。
图7 反散射电子显微图片展示出现在Kimmeridge粘土层(早侏罗世)泥岩中的早期成岩反应产物，保存在沿海暴露的多塞特郡(英格兰)。(A)从Rope湖奠基石区域收集到的富方解石和/或胶结物泥岩(见图1A中刚好在箭头下方的胶结单元)。这一单元包含一个普遍的微晶方解石(C)胶结物，和残余的碎屑粘土、有机质(OM，低反散射系数)、黄铁矿(高反散射系数)和颗石藻碎片(箭头)，他们都存在于残余晶间基质中。(B)有孔虫类贝壳(箭头)，被由碎屑粘土、非常小的石英颗粒、球丛状黄铁矿和有机碳组成的基质所包围。有孔虫贝壳的遮盖孔隙是由成岩高岭石(K)所充填。样品收集于Rope湖Head Stone夹层之下0.3米(1英尺)处(见图1A、7A)。
细粒沉积物通常遭受生物钻孔，即使当富有机质时；潜穴大小通常比在较粗粒沉积环境小得多(直径小于1毫米)(见图6;由Droser和Bottjer,1986修改)。集群现象是受基底条件、可用的还原剂(有机质)和氧化剂(推动微生物新陈代谢)、有机体处理废弃物的需要所控制。有机质在这方面的可用性依赖于其成分，并且，典型的富氢有机质海藻生物体，比典型的陆生生物的具有更多芳香和富氧有机质具有更大的生物相容性。所有的巨型生物呼吸用氧作为最终电子受体，并通过挖掘过程中的被动扩散作用或活跃的通风系统，从上覆水体中供给孔隙水。个别有机体通常占据依赖于局部溶解氧浓度，硫化氢，还原剂生物利用度、粒径和含水量的沉积物的不同等级，在每个层中形成具有特殊遗迹属的特征层。通常，遗迹属多样性，钻穴强度(Droser和Bottjer,1986;Savrda等人,1984的生物扰动指数)和钻穴大小随埋藏深度的增加而减少，孔隙水中氧逐渐被耗尽，资源(生物利用还原剂和氧化剂)更加难以获得。
生物钻孔在沉积物输送过程中是非常缓慢或间歇性的，生物体有足够的时间移居到沉积物沉积环境中，这是十分常见的。基于210Pb测年法，Jaeger和Nittrouer(2006)认为，沉积在来自于阿拉斯加海湾的小于2厘米/年的大陆架沉积物中，生物扰动作用不是很普遍的(也就是说，沉积特征被保留下来)。经适当的校准，不同层中保存的遗迹属为沉积物输送事件和剥蚀的相对时间的确定提供了大量的信息。
从物理角度来看，生物扰动和搅拌混合的作用是为了毁坏成层性，因此减少了非均质性(Yang和Aplin,1998)。考虑到最初包含富粉砂和富粘土单元夹层的体系，生物扰动作用可能将通过几个数量级，以减少横向与纵向渗透性的比例。关于纵向两相流，因此封闭能力，适度的生物扰动作用可能在纵向叠置的富粉砂单元之间提供一个低的毛细管排替压力连接，从而减少可能的地层柱高度(图6)。完整的均质性将导致那些初始单元之间的性能是中性的，而不是他们的平均水平。
有机质的保存
鉴于它对源岩层的重要性，在研究控制细粒沉积物中沉积有机碳保存方面已经消耗巨大的努力。海相泥岩平均含有0.8%的总有机碳，相比之下，典型源岩含有多于2%(与多达20-30%)的总有机碳(比如,Tyson,1995)。数十年的研究已经表明，埋藏于地质记录中的有机碳数量取决于透光带的初始生产力，和到达沉积物表面的生产比例(其反过来是水体深度和有机物质被打包成球粒的程度的函数)、该有机质被埋藏在早成岩作用范围内的效率，此范围中溶解的氧化剂像硫化物和氧气，可以从上覆海水中提供(Canfield,1989b;Pedersen和Calvert,1990;Tyson,2001;Bohacs等人,2005)。沉积物中有机碳的浓度是有机质被埋藏的速率比上矿物质埋藏速率的函数，其有效地稀释了有机物质。高含量的有机碳之所以最常见与海洋区域相联系，因为那里(1)初始有机碳生产力高，(2)水体浅或者中等，(3)通过适度高的沉积速率，间歇性的沉积或者受限的生物搅动，沉积物中氧化剂的加入量减少(比如,Bohacs,1998)，有机质高效率的保存通常也与沉积物中微量金属(如钼,钒和铀)浓度的升高相关联(比如,Arthur和Sageman,1994;Dean,2007)。这是由于孔隙水中这些元素的移动性，是受它们氧化还原状态控制的，因为它们能够通过其新陈代谢活动集中在有机体的身体中。
早期的研究者(比如,Demaison和Moore,1980)提出，加强有机质保存的最有效的方式之一是减少有机质在氧气中的暴露时间。缺氧(也就是无氧)底水因此被认为对源岩层是很重要的。这个想法被沉积学家和地球化学家普遍接受，在某种程度上，因为当许多富有机质泥岩在手标本上进行研究时，未被破坏的初始纹层似乎被保存下来，所以这意味着，移居到沉积物的生物中可排除大型底栖生物的存在。然而，由于硫酸盐还原细菌对表层沉积物中有机质再次矿化也是有效的(比如,Canfield,1989b;Rickard和Luther,2007)，随后的研究者(比如,Pedersen 和Calvert,1990)认为，高有机质供应效率还需要富有机质沉积物的形成，这意味着需要很高的初级生产力，需通过高营养物质的供应，例如，在大洋上升流中的透光带中。
详细的岩相学研究表明,许多富有机质沉积物被一种微米至亚微米尺度内的小型海底生物所扰动,否定持续和长期的底水缺氧，作为强化有机质保存先决条件的必要性(比如,Macquaker和Gawthorpe,1993;Macquaker等人,2007;Schieber,1999)。尽管长期的底水缺氧不是富有机碳沉积物形成的先决条件，那不是说一些不形成于大部分缺氧条件下。例如，Loucks和Ruppel(2007)对巴奈特页岩的薄片研究表明，尽管有证据表明沉积物的搬运，但对生物扰动作用仅有有限的证据，他们把上述结果归咎于远端浊流沉积和/或通过等深流的沉积物改造作用。尽管缺氧-次氧底水的详细的争论将持续进行，重要观察的是，在巨生物体移居沉积物表面的冲洗作用下，低氧水和/或间歇性地缺氧底水，对减少额外的溶解氧化剂(如氧气和硫酸盐)到孔隙水中是很有用的。此外，最优沉积速率现在被认为是对有机质浓度的一种重要的控制，平衡有机质稀释和有机部分的氧化矿化速率(Tyson,2001;Bohacs等人,2005)。最后，研究者通过全新世沉积物数据认为，微生物对氧化接近沉积水体界面的沉积物中不稳定有机质是如此有效，以至于它的保存是非常不可能的，除非其它因素致使它具有更少的生物利用性，例如，通过矿物表面的吸附作用(如,Hedges和Keil,1995;Kennedy等人,2002)或化学变换，例如，硫的添加(磺化作用或硫化作用[如,Sinninghe Da