湖盆細粒沉積巖紋層形成機制及影響因素研究進展

關鍵詞 紋層；細粒沉積巖；非常規儲層；絮凝作用

0 引言

細粒沉積巖是非常規油氣資源中致密油氣、頁巖油氣的重要烴源巖和儲集層，近年來引起石油地質領域的廣泛關注。其所指的是粒徑小于62.5 μm且碎屑顆粒含量大于50%的沉積巖，成分包括石英、長石、黏土礦物、碳酸鹽以及有機質等[1?4]。具有粒度細、浮重度小、比表面積大、表面帶負電荷和離子交換容量大等特性，其顆粒間物理—化學力鍵非常發育，極易在水體中發生黏結或絮凝作用，從而形成不同等級的凝絮體團[5?6]。與分布面積大、厚度穩定、成分相對單一的海相細粒沉積相比，陸相細粒沉積距離物源較近且所處水體深度較小，受環境、氣候因素影響更加顯著[2，7?14]。因其非均質性更強且廣泛發育復雜紋層結構，導致巖石礦物成分、儲層結構、組合方式在成因上具有復雜性[4，7?9，11]。紋層是指沉積巖中肉眼可見的最小單位沉積層理，是沉積巖或沉積物中可分辨的最薄或最基本的沉積單元，單層厚度一般小于10 mm[15]。1862年，瑞典地質勘探隊首次記錄了年層狀沉積物，將其描述成前冰期環境中的韻律沉積物（varved sediments）。紋層這一概念最早于1884年被瑞典學者de Geer所提出，他發現冰川外緣沉積的薄層泥巖由下到上呈以年為周期變化的特征，并認為這一現象可以用來作為冰川消退期的時間量程[16?17]。最初這一現象以薄層黏土巖（varvedclay）來描述，它的定義僅用于描述沉積在冰川外緣的黏土層[16?18]。在1908 年，de Geer[19] 第一次使用“varve”一詞描述紋層（即一個完整的年沉積旋回）的概念。此后，紋層分析逐漸成為一種高分辨率年代測定工具[17?18]。因紋層的沉積厚度、礦物組分、顏色及結構變化提供了豐富的古氣候變化周期、地質事件重現、古湖泊物理化學等演化信息，所以國外學者對紋層的研究更多聚焦在古沉積環境恢復方面[18，20?22]。例如通過地層中連續火山凝灰質紋層之間的沉積物特征變化探明火山的爆發間隔時間[23]；分析紋層中碳同位素的變化規律來恢復古地核的活躍周期等[24]。而國內學者也在四海龍灣瑪珥湖、青藏高原新路海和庫賽湖、柴達木盆地蘇干湖等湖泊的古氣候重建和年紋層形成機理等方面做了大量的研究工作并且取得豐富成果，包括總結中國湖泊年紋層類型、特征及紋層年代學研究方法等方面[20]。同時國內學者還探究紋層在油氣儲層的孔隙度、滲透率及油氣聚集等方面的影響[3?4，8，25?28]。例如通過高分辨率巖心圖像掃描、能譜分析、有機質分析和納米CT掃描等技術，總結渤海灣盆地、松遼盆地等湖相富有機質紋層狀細粒巖與總有機碳（Total Organic Carbon，TOC）含量及頁巖油氣富集的關系，明確不同紋層組合類型對頁巖儲層特征差異性和油氣富集模式的影響，并預測儲層含油氣“甜點”位等[3?4，25?26]。目前，“varve”一詞已被擴展到包括海相和陸相地層中每年所沉積的紋層結構集合[17]。國外普遍用varve 和lamination 來表示紋層，國內則用varve、laminae、lamella和lamination等詞來表示紋層[4，7，15，20]。據統計，紋層發育程度直接導致細粒沉積巖的非均質性變化，進而影響儲層微觀結構、水平與垂直滲透率比值差異、生烴能力與含氣性以及儲集性能等[3，8，29?30]。越來越多的學者開始認識到紋層在頁巖油氣儲集空間、頁巖油氣富集、開發/生產效果等方面中具有重要作用[10，31]。本文通過對湖盆細粒沉積巖紋層特征、分類、形成機制及影響因素等方面研究進展的梳理，為進一步研究細粒沉積巖儲層物性、有機質分布機理、頁巖油氣儲層甜點成因等方面提供指導作用[4，32?33]。

1 紋層的特征與分類

1.1 紋層特征

Campbell[15]認為紋層存在于上下兩個由侵蝕或非沉積作用形成的間斷面之間，它同其層理性質一樣，只是它的垂向厚度更薄且形成的時間更短。通常地層形成的時間跨度可達數百年，而紋層的沉積時間僅從幾秒到幾年不等[2，15]。因此從地層學宏觀角度來說，一個紋層即是一個小地層，它們具有一些相同的特征。但從微觀角度說，也具有以下不同特征：（1）紋層成分和質地相對均勻；（2）在肉眼下，紋層內不會存在更細小的層；（3）除某些呈水平層理的紋層外，紋層厚度小于所在的層理厚度；（4）雖然某些交錯層理紋層組的厚度可達數十厘米（cm），但是紋層的厚度通常用毫米（mm）來表示[15]。在細粒沉積巖中一組或一套整合的、成分和成因相似的垂向紋層序列可構成一個紋層組合，表明這一組紋層是相似的沉積環境、物源碎屑供應以及水動力強度等條件下的穩定產物[15，20]。進而可由許多成分、結構上近似的同類型紋層組構成層系。通常一條紋層的厚度從幾毫米到數厘米不等，一個紋層組合的厚度從幾厘米到數百厘米不等[2?4，15?19]。如咸水湖盆深水區的碳酸鹽紋層厚度只有幾毫米，而在某些湖盆或海洋中的濁積巖紋層組合可達數百厘米[4，24，31]。紋層的厚度與水動力強度和物質供應豐度呈密切的正相關關系，即周期內較穩定的水動力強度和物質碎屑供應數量有利于紋層結構的發育和保存[3，24?25]。

在一定的盆地結構和環境條件下，湖泊紋層是由湖泊水體季節性變化或與河流下游區的遷移進而改變碎屑沉積模式下所形成的[17]。湖泊水體季節性或周期性變化一般與構造、水動力、溫度、氣候等因素有關，受懸浮作用、生物作用、重力流作用和成巖作用等多重因素共同控制[2，4，8?9，17?18，21]。當最底部的紋層形成后，隨后發育的垂向紋層序列則需要波浪或大型底棲生物擾動等作用來不斷提供碎屑，即需要持續的物源混合碎屑不斷輸入湖泊[17]。紋層組合在縱向上可呈現正遞變、反遞變及均質結構。正遞變一般與牽引流搬運、陸源碎屑周期性輸入及重力流等因素有關[4，17，20?21]；反遞變通常與異重流、水動力增強引發的陸源碎屑物質的強供給和風暴沉積等事件性沉積因素有關[8，17?18，20?21，29]；均質結構則多與穩定水動力懸浮沉降、快速沉降及后期成巖作用等因素有關[2，4，，20?21，34]。因此，紋層形成機制十分復雜，垂向相鄰的紋層組序列甚至相鄰的紋層可以表現出對比鮮明的顏色、不同的礦物成分、有機質豐度、粒度和結構等[18?19，25]。

1.2 紋層分類

紋層種類繁多，不同學者出于研究的目的不同，對紋層劃分方案也不同。但學者主流按照沉積相、成分、幾何形態結構等類別對紋層類型進行劃分[7，16?21，34?39]。

按沉積相劃分，紋層可分為冰川紋層、海相紋層和湖泊紋層等多種類型[16?18，22]。冰川紋層反映了冰川融化速率的季節性變化引起的沉積物粒度大小和顆粒成分的變化[21?22，27，29]；海相紋層多形成于深水低能、欠補償且缺氧的水體環境，以黏土紋層為主[31，38]；湖泊紋層由于氣候影響通常表現為規律性的變化，且碎屑物質規律地輸入引起多樣性的紋層結構[4，16，21]。

按物質成分劃分，紋層可分為黏土紋層、長英質紋層、富鈣質紋層、富有機質紋層、混合紋層、凝灰質紋層、黃鐵礦紋層等多種類型[2?3，34?35，37?39]，影響紋層物質成分的主控要素包含沉積和成巖過程中物理、化學和生物的相互作用，具體包括物源區條件、水動力條件、鹽度、氧化還原[2，19]。

按幾何形態結構劃分，紋層結構可分為水平紋層、低角度波狀紋層、交錯紋層、平行紋層以及不平行紋層等多種類型[2?15]。水體能量依次增強時，依次發育水平紋層—波狀紋層—交錯紋層等[3，21，36，40]。懸浮沉降易形成平行紋層，若水體方向或能量易發生變化則易形成不平行紋層[20?21]。

2 細粒沉積巖紋層的形成機制

早期的深湖年紋層沉積模式認為：湖泊潛流以層面流和層間流的形式將黏土礦物和細砂—粉砂級碎屑顆粒從湖口搬運至深湖區域，徑流入湖后，流體以重力流或碎屑流等流體形式攜帶物源碎屑[15，21，41]。其中攜帶的密度較大的細砂—粉砂級顆粒在相對靠近物源的位置優先沉積，并發育陸源碎屑砂質年紋層；而黏土礦物更易被搬運至遠離物源區的湖盆中心，在低能環境下長時間處于懸浮狀態，直至水動力（接近）完全消逝后在靜水環境下逐漸沉淀形成以黏土礦物為主（少量內源礦物、生物殘骸和有機質）的深湖區超細粒沉積年紋層[15，17，21，41]。隨著科學技術的進步、細粒沉積學理論的不斷完善和物理模擬的多樣性開展，近年間學者們逐漸揭示了多種不同類型紋層的形成機制。

2.1 黏土紋層絮凝成因機制

近年間學者發現黏土紋層不僅形成于低能環境，Schieber et al.[42]通過泥巖的水槽實驗，提出了一種碎屑黏土絮凝作用搬運機制，證實了黏土巖可以發育于相對高能的水動力環境，并以波狀紋層（或為塊狀結構）結構發育（圖1）：通常流體中的黏土級顆粒處于懸浮狀態且不易發生沉積，其靜水沉積速率僅為0.003 mm/s[14，43?44]。但黏土在水流中易與細粒沉積物發生絮凝作用而結合成絮凝體團，其中細粒顆粒的粒徑和形狀會對絮團中粒間的吸引力和排斥力產生影響，結果使其沉速可達0.01～2.00 mm/s甚至更高，并以懸移質的形式運移[14，45?46]。絮凝體會在底流搬運作用下沿床面移動，在搬運過程中會不斷卷入并包裹碎屑物質[14，47]。在底面推移過程中，絮凝體團將不斷擴大至與流速相平衡的最大絮團級次[47]。由于深水區水動力減弱和流速較低，內部粒度較大的砂質顆粒中的一部分會被就近釋放和率先沉降，而較細的一部分由于顆粒之間的物理化學合力大于其重力，會仍以懸移質被繼續輸運。同時Sturm et al.[48]提出該懸移質可作為濁流、層間密度流和異重流三類洪水重力流中的一種“流體顆粒”，并且整個過程中濁流和等密度流均可向異重流轉變。異重流按流體變化過程可分為三個模式區域，即注入區、主干區和前端區[49]。當細粒沉積顆粒在異重流主干區（異重流前端流速慢且不侵蝕，主要侵蝕和沉積作用發生在主干區[50?51]）中被侵蝕而揚起時，在降落過程中一部分細粒顆粒（包括形成的絮凝體團和長英質粉砂等）會被正在向床面移動的高速水流帶捕獲，而帶回到近壁區；另一部分可被卷入低速上升帶的漩渦中而再次上揚，成為異重流的補充物質并被向前端區（深湖區）方向運移[48，52]。隨著注入碎屑顆粒的密度下降，流體衰減為以異輕流為主的流體狀態，細顆粒和絮凝體被異輕流運移到水動力較弱區（或靜水區）呈懸浮狀態，最后通常以沖瀉質形式分散沉降，其沉降速率受其絮狀體豐度和水體鹽度控制[11，53]。當流速介于10～26 cm/s時，細粒物絮團以絮狀波紋在底部移動，并在黏土床面上聚集和沉積，從而可在較強水動力環境的半深湖—深湖區沉降，形成低角度波狀紋層[53?55]。隨著水動力進一步減弱和壓實作用發生，最終低角度波狀紋層結構過渡為平直平行黏土紋層結構[11，55]。

2.2 長英質紋層成因機制

在地層中陸續發現大量呈層狀、紋層狀粉砂質泥巖，表明長英質粉砂可能發生再剝蝕—懸浮—搬運的沉積過程，并作為推移質與絮凝體一起在湖底沉降而形成泥質—砂質互層紋層結構[11]。Schieber et al.[56]在石英粉砂和黏土混合物水槽模擬表明，“粗”型波紋以允許石英顆粒與絮凝體在床上荷載中的同時移動且發生分選現象，形成了砂質紋層和泥質紋層的互層結構：當粗粉砂被卷入絮凝體之后進入底流搬運階段時，由于砂質和泥質顆粒表面電荷、絮團的固有脆弱性以及密度和大小的差異，每當絮凝體撞擊湖床或其他顆粒時，內部粗粉顆粒因慣性傾向于分散和破壞絮凝體[57]。從而導致它們被絮凝體重新釋放，而細粉砂在范德華力吸引下仍被留存在絮凝體中[58]。在粗粉砂與絮凝體有效分離和絮凝體解體后，絮狀波紋和砂質波紋可同時在底部移動，形成一層薄層沉積物[59]（圖2）。所以長期底流搬運作用可形成一套由粉砂紋層和黏土紋層組成的沉積物，即一旦低于沉積臨界速度，可堆疊形成互層狀砂質—泥質紋層。因此，細粒沉積巖中的泥質和粉砂質（硅質或鈣質沉積物）的互層結構并非平靜間歇帶和交替流的標志，而是水攜沉積物在同一搬運底流作用下出現沉積物分選后堆積的結果[56]。其過程中的水動力包括但不僅限于牽引流、異重流、風力驅動形成絮凝羽狀流以及重力流成因機制包括滑動、滑塌、碎屑流和濁流等[11，60?62]。在長距離的搬運過程中，不同流體相之間轉化方式和方向相當復雜[63]。例如，低濃度的濁流在搬運過程中隨著泥質雜基含量增加，可進一步轉化為高濃度的泥質碎屑流等[63?64]。它們既可以單獨作用于湖盆細粒沉積底流搬運作用，也可以對其有交互共同作用[8，11]。完整的互層結構需要周期內穩定的水動力條件和物源輸入，因此穩定砂泥互層的實例較少[11]。但可在不同地區的異重流前段區、濁積巖中和水體能量變化區域發現發育的砂質紋層[11，65?66]。

2.3 鈣質紋層形成機制

鈣質（碳酸鹽）紋層狀細粒巖成因機制十分復雜，主要分為湖泊蒸發濃縮沉積、生物化學沉積和凝絮成因等，學者認為碳酸鹽紋層易發育于一種低能、安靜、較高鹽度和溫暖條件下的水體環境，且通常易與黏土、有機質紋層成混合細粒紋層、灰質紋層等發育于湖盆半深湖—深湖部位[4，67]。水體高鹽度則使地層中碳酸鹽紋層相對更加發育，因湖水內本身的高Ca2+和Mg2+離子濃度使向有利于化學作用發生方向，形成碳酸鹽物質繼而發生后續沉積過程，同時高鹽度水體也更有利于凝絮作用發生[3，10]。而溫度變化使湖泊表層水蒸發值發生波動并引起碳酸鹽濃度量的波動，其絕對濃度受控于古地質時期湖泊蒸發量和陸源碎屑（長石、石英等）對碳酸鹽的“稀釋”[68]。當湖水蒸發濃縮時，鎂鈣離子濃度比值變相增加會結合水體中CO23 -離子誘發碳酸鹽析出、沉淀，最后沉積形成方解石、白云石紋層[69]；同時碳酸鹽紋層也會受菌藻類生物化學作用的影響，當夏季干燥炎熱致使表層水體溫度高，浮游動植物勃發和EPS（胞外聚合物）進行新陳代謝和光合作用會萃取水體中CO2導致其含量降低、水體pH值上升和CO23 -離子過度飽和，在長期的缺氧和堿性水體條件下方解石晶體在變溫層中會沉淀析出，而形成隱晶方解石紋層[10，39，69?71]，該類紋層常與有機質和藻類結合發育的深色富有機質紋層狀泥質灰巖[10]。秋冬季動植物大量消亡后，生物作用的減弱使得碳酸鹽析出量減少，導致碳酸鹽紋層不再發育[72]。研究人員在物理實驗模擬中發現細粒碳酸巖可能在高能環境下聚集且像黏土一樣在水體中發生凝絮作用[73?75]。流動的碳酸鹽泥漿一旦流速低于25 cm/s的沉降臨界流速，懸移質就會形成絮狀波紋進而形成碳酸鹽紋層，內部可發現傾斜的低角度紋層和平行紋層[76]（圖3）。

2.4 有機質紋層成因機制

有機質的沉積率通常非常低且極易被氧化分解[77]。對含有機質黏土的絮凝實驗分析表明，有機質易與細粒物質相互黏結形成絮團，使有機質遠離水溶氧氣和微生物并獲得更大的沉速，間接提高有機質的穩定性而利于保存[43，58]。其搬運過程可由重力流—絮狀物羽狀流以絮凝的方式“收割”透光帶中的藻類有機質來富集有機物物質，繼而再與流體內的細顆粒觸發絮凝作用[43，78?79]。由于半深湖—深湖區沉積速率高、氧化性弱和后期改造弱等特征，有機質將在絮狀物羽狀流消亡區（半深湖—深湖區）富集后與碎屑物質（黏土、石英、碳酸鹽、火山灰等）同時埋藏組成透鏡狀紋層，或形成二元紋層結構（長英質紋層和含有機質—黏土紋層互層、黏土紋層和有機質紋層互層、混合紋層和有機質紋層互層），甚至三元（凝灰質紋層、長英質紋層和富有機質黏土紋層）紋層結構[9，79?83]（圖4a～e）。有機質的這種沉積方式可隨季節變化在半深湖—深湖區多次發生，為形成有機質紋層提供物質基礎和結構條件。有機質紋層易在穩定水體、缺氧環境中保存，與砂質紋層的互層間隔可反映其水體動力條件的變化頻率[79]。例如渤海灣盆地東營凹陷沙河街組四段上亞段有機質紋層呈現連續彎曲、縱向疊加的有機質條帶形狀，常發育于方解石紋層邊部[3]；松遼盆地多發育上部為富有機質的黏土質紋層，下部為顆粒較多的長英粉砂質紋層的正序列紋層雙層結構，其構造主要呈脈狀紋層理和透鏡狀紋層理[79，81]。

3 湖相細粒紋層形成的影響因素

相比于海洋沉積，湖泊細粒沉積物受構造與氣候活動的影響更為明顯，受控因素更繁瑣[41]。紋層沉積的過程，是一系列的沉積事件（機械沉積、事件沉積等）的結合，包括層流、重力流、異重流等季節性變化導致湖泊水體環境變化，而引發的物理沉積、化學沉淀和生物化學沉積等[4，9，17，20]。紋層的連續性、形狀和幾何形態是紋層的三個關鍵屬性，它們均與沉積水動力條件、氧化還原程度和輸入、自源碎屑的顆粒粒徑有關[9]。例如，較弱的水動力條件下易發育水平紋層結構，水動力增強引發的陸源碎屑物質的強供給易形成楔狀交錯紋層結構[9，21?22]。前人研究認為構造變化和氣候變化是控制紋層形成的主要因素，而人類活動、生物擾動以及成巖作用等為輔助因素[9，17]（圖5）。其他影響因素包括水體鹽度、動力條件、氧化還原性等，在一定程度上都受構造條件和氣候變化的控制[9，17，20?21，31]。紋層作為一種可以反應古環境和古氣候周期性、間隔性變化的一種沉積構造，是沉積過程的直接反映[12，84]。事實上，湖盆紋層作為細粒沉積巖的一種微小沉積結構，其影響細粒巖沉積過程的主控因素（例如溫度、氣候、水動力、火山噴發、地震等）均可影響紋層發育程度（甚至無紋層形成）、紋層組成成分、紋層組沉積厚度和紋層互層模式等。本文將其所有的影響因素歸類為古氣候因素、古地理條件、古地質事件和其他因素，紋層的形成受四種因素中的一種、兩種或全部作用，且可能在發生過程中相互促進或相互抑制[11，85]。

3.1 古氣候因素

古氣候的影響主要表現為歷史地質時期湖泊所處環境的溫度、濕度、降雨量以及風力等規律性變化的特征。通常是由于季節變換導致湖泊環境的周期性變化（即溫度、濕度變化等）引起水體分層以及表層和底層出現物理化學差異條件等變化，從而直接控制細粒巖的碎屑成分、含量以及垂向疊置特征等[17]。同時氣候也是湖泊周邊土壤和植被發育的主控因素，進而影響徑流量和可溶性物質（如硝酸鹽、氨和磷酸鹽等）的釋放以及礦物顆粒被從物源區向湖泊提供和運輸的數量[17，86]。綜上，古氣候可控制陸源碎屑沉積物的供應、碳酸鹽物質的生成、細粒沉積物的分布、不同類型細粒物質的絮凝沉降及生物勃發程度等特征[2，7，17]（圖6）。

3.1.1 溫度

溫度是使湖泊水體分層的重要因素之一，水體對大氣的溫度變化較為敏感，氣溫變化使湖泊水體因產生密度差異而形成表層與底層的雙層環境。致使湖泊物理化學條件差異和分層的穩定性隨氣候變化而變化，造成含氧量和鹽類物質的重新分配。例如溫度上升時，使水體中Ca2+和CO23 -離子的溶解飽和度降低，同時溫度升高能夠加強水體植物的水光合作用，會吸收水中大量二氧化碳和碳酸鹽，進而導致pH值增加到9以上，使CaCO3溶解度降低，導致方解石沉淀而發育碳酸鹽紋層[17，84，87]（圖4f）。通常冬夏季節湖水因溫差較大最易出現溫度分層現象，但在某些熱帶、亞熱帶地區，常年高溫也可以使湖泊形成常年穩定的分層，如坦噶尼喀湖、馬拉維湖等[20]。

3.1.2 濕度

大氣濕度會控制物源區碎屑進入湖盆數量，從而影響細粒沉積巖的紋層成分以及紋層的互層發育程度[41，88]。當氣候由干冷向暖濕轉變時，咸化湖泊中碳酸根離子和鎂鈣離子在溫度和生物催化下向生成碳酸鹽方向反應，受輕微底流的搬運可形成方解石紋層[89?90]。而學者Chiarella et al.[88]對三個處于干旱與濕潤地區的湖泊研究，發現濕度因素對混合沉積環境下長英質紋層與碳酸鹽紋層之間的轉變或互層頻率有很強的控制作用。混積層系中發育碳酸鹽的紋層段可能由于間歇性干冷氣候使源區硅質碎屑供應減少，造成水體中碳酸鹽物質數量相對富集；而長英質紋層則可能是由于濕熱氣候強烈剝蝕起源區致使大量硅質碎屑輸入湖泊而形成的[9，41，88]。

3.1.3 降雨量

降雨量小時，河流攜帶入湖泊的陸源碎屑數量就相應減少[17，34]。若發生在咸化湖盆中，降雨量低會使其湖水鹽度和還原性增大而利于碳酸鹽巖生成，為湖泊發育碳酸鹽紋層帶來物源條件，與此同時有機質也得到良好保存[76，91]。若周期性降雨量增大致使河流流量增大，大量硅質碎屑流入咸水湖碳酸鹽沉積區。依據瓦爾特相序定律，在橫向上碳酸鹽巖相與硅質碎屑巖相之間過渡區域，在垂向上會形成混合沉積[92]。因此硅質碎屑和碳酸鹽礦物會發育混合沉積紋層或泥質粉砂巖紋層互層現象等[8，41]。再恢復到原來的降雨量，攜帶入湖泊的陸源物質將重新減少，則會重新優先發育碳酸鹽巖。這樣的降雨模式有利于發育混合紋層[41，44，72]。

3.1.4 風力

雖然風力很少直接體現在湖泊沉積物記錄中[17]，但風作為一種重要的地質營力，對碎屑沉積體系的控制主要分兩部分：地表沉積物和水下沉積物[78]。對母源區巖石進行風化剝蝕，同時作為一種搬運方式將碎屑運移至湖泊中。如青藏高原北部庫賽湖的粗粒碎屑年紋層因冬季風將風成沙刮至冰面上，春季冰面解凍時致使沙粒便沉入湖底而形成[78，93]。當火山噴發時，風是搬運火山噴出的碎屑物質至湖泊沉積的主要動力，其大小和速度直接控制著火山碎屑凝灰質數量和搬運距離[41]。在湖泊體系中，湖浪會侵蝕、搬運以及再沉積湖岸和淺湖底的水下沉積物[94]，而風即是湖浪的主要誘導因素[78]。除了波浪作用，由風逸動產生的湖面摩擦力和湖浪迎風壓力會使表層湖水向前逃逸且在浪基面以上形成風生對流作用于湖淺水層沉積物，同時風和波浪作用產生的水體能量也是控制碳酸鹽巖沉積速率的重要因素之一[95]。

3.1.5 古氣候因素綜合作用

在溫度、濕度、降雨量和風力的綜合作用下，會對湖泊的蒸發作用、水體鹽度、有機質豐度產生不同程度的影響[20，70，72，91?92]。

內源蒸發沉積作用是指在湖盆中心水體蒸發誘導礦物沉積，進而形成蒸發巖等巖石的過程[90]。蒸發巖共有兩種成巖機制：（1）由于湖泊表層高密度鹽水下沉至深水洼陷深部，受有機質的影響下，礦物溶解度降低而使晶體析出形成蒸發巖[96]；（2）干旱水體蒸發作用下湖泊逐漸濃縮使水體中的鹽離子濃度過飽和，以晶體形式析出并沉淀[89]。水體蒸發時，根據可溶鹽的溶解度，蒸發礦物的結晶順序依次為碳酸鹽、石膏和石鹽等，可發育淺色的碳酸巖紋層（方解石、白云石紋層）[90]。在干旱或半干旱氣候條件下，湖水的強烈蒸發會改變水體pH值，使一些pH值為堿性的富鐵湖泊中出現碳酸鐵沉淀現象，發育含鐵質紋層[17，69，97]。

溫度升高和降雨量低促進的蒸發作用會使得湖泊水體鹽度上升，高鹽度會提高水體的分層穩定性，這解釋了為什么盡管有些湖泊水深較淺、湖面較大，但仍保留著紋層結構[17]。降雨量增加會降低湖泊水體鹽度，低鹽度環境利于大多數微生物的生存和繁殖，其中微生物對有機質生成和分解產生重要影響[26?27，91]。高鹽度是直接導致碳酸鹽紋層在細粒沉積巖中高占比的重要因素之一，如蘇北盆地中阜二段E1亞段紋層狀細粒巖占比28%～79%，其中厚紋層碳酸鹽含量占比較高且薄紋層含量占比較低，對應紋層形成時期古湖泊鹽度介于22.3‰～30.0‰，較厚紋層的高碳酸鹽含量也和鈣質紋層易形成于安靜環境的結論相對應[37]。渤海灣、準噶爾盆地等因鹽度上升而發育大量隱晶方解石紋層，因此推測沉積水體為因古水體鹽度或古氣候干濕變化導致的分層狀態[41，67]。同時鹽度也是影響細粒沉積物絮凝條件的關鍵因素，研究表明水體鹽度超過1‰便可引發絮凝，是黏土紋層、鈣質紋層和有機質紋層等形成過程中的關鍵因素[98]。

湖泊中的鈣質、硅質、有機質生物死亡后會在原地發生沉降、埋藏、微生物氧化分解和再礦化。其中大部分有機物（也有部分生物硅或碳酸鈣的無機骨架參與）被微生物代謝氧化，最后只有一小部分可折射的有機物保存于沉積物中[17]。內源生物殘骸沉積物是形成超細粒沉積巖的重要組成成分，其與有機碳呈負相關關系，是重要的生油母質[41，56]。有機質豐度能夠映射沉積區水體的還原條件及營養度，可為生物和有機微生物提供充足的營養成分，有利于促進生物勃發和殘骸富集，從而提高水體有機質豐度[11，70，99]。夏季有機物的大量分解會導致水體處于缺氧狀態，溶解的硫酸鹽被微生物還原為硫化物，與某些金屬離子接觸（最主要的是Fe2+）易發生沉淀黃鐵礦（FeS2），沿紋層結構微裂縫發育草莓狀黃鐵礦物質充填[17，29]。若大量沉淀黃鐵礦，可形成黃鐵礦紋層結構[17，29]。當夏季浮游藻類和細菌繁盛時，此時雨季河流懸移質濃度更高，微生物分泌的胞外多糖物質可作為催化劑降低Mg2+形成白云石所需的能量，進而促進白云石生成并發育白云石紋層[97，100]。同時植物細胞壁可作為基底，通過吸附Ca2＋、CO23 -形成方解石，并且自身新陳代謝作用提高周圍水體pH值使HCO-3 轉化為CO23 -，有利于方解石過飽和而形成方解石紋層，同時導致有機質豐度下降[72，101]。秋季浮游藻類大量死亡、沉淀，利于形成深色有機質紋層[90]。冬季水體生物紊動性降低，則水體中主要以黏土沉積形成黏土紋層[70，99]。如四海龍灣瑪珥湖年紋層作為中國最長的年紋層序列，以冬季暗色硅藻紋層和亮色含碎屑、有機質混合紋層交替的年紋層序直接反應了環境的季節性變化[102]。

3.2 古地理條件

古地理條件是指古代地質時期自然環境的形成、發展和演變的集合，包括古陸地、古湖泊、古生物環境和古自然地理帶的分布以及各要素的演變過程和綜合環境的演變機理，如湖侵、湖泊地區生物演替、湖泊區域和地帶的變化與位移等[1]。對細粒沉積過程中的沉積機理、控制機制和分布模式產生重要影響[1，103]。其中影響紋層特征及成因機制的古地理條件主要有物源條件、構造背景和水深條件（圖7）。

3.2.1 物源條件

細粒沉積巖的沉積母質來源復雜，可分成陸源輸入、內源沉淀和火山—熱液噴發三類[13，89]，因此在不同條件下的湖泊優先發育不同種類的紋層。湖泊陸源碎屑物質包括石英、長石、黏土礦物、陸源有機質等[17]。在淡水湖中，陸源物質相對優先發育長英質砂質紋層。如湖泊周圍的植被發育和氣候潮濕，則會限制流入湖泊的陸源物質顆粒數量[59]，使長英質紋層的發育規模明顯降低[81]。當夏季大量植物勃發時，則大量物源區溶解的有機物質形式（如腐殖酸和黃腐酸）流入將導致湖泊富營養化和生物勃發[17，86]。秋季植物死亡在土壤中經過復雜的生物化學過程后，會以顆粒碎屑或溶解有機物的形式被運輸到湖泊系統中[41，44]。內源物質包括水體中自生泥晶—微晶方解石與白云石、黃鐵礦以及在水體中生活繁衍的鈣質和硅質微生物等[44，85，104]。在不同的鹽度和還原度等條件下，由內源物質可形成的紋層類型種類豐富。如在鹽度較高的水體中相對發育白云石或方解石紋層，還原度好的水體中可見黃鐵礦紋層和有機質紋層[2?3，17，41，90]。而火山—熱液作用產生的沉積產物，易與陸生、水生有機質和黏土質顆粒一起沉積，在較為安靜環境形成以凝灰質紋層為主的二元或三元紋層結構[4，41，105?116]。受物質來源的影響，不同紋層的成分、粒度、幾何形態和構造會有明顯差異。

3.2.2 構造背景

構造升降活動控制著物源區和沉積區的分布和范圍，從而控制了物源的供給數量和方向，這對優先發生哪種物質的沉積模式產生重要影響[41，96]，例如物源區的抬升與沉降是控制硅質或碳酸鹽碎屑沉積旋回重要因素之一[103]。同時不同盆地構造類型會發育不同種類的紋層類型，如異重流沿斷陷盆地中心軸部推進后可形成厚層塊狀砂巖與紋層狀砂巖的互層疊置沉積模式等[53]。區域地質構造會對湖泊中的流體發生頻率（牽引流、底流、濁流等）產生影響，它們能在不同的條件下多次發生相互轉換，可促進互層或夾層狀的混積層系發育[41，64，106?110]。因此，看似同種類的紋層可以形成于多種沉積機制，如若發生塊狀砂巖與上覆泥質紋層狀沉積物呈突變接觸時，可能為砂質碎屑流成因;與上覆沉積物為漸變接觸構成正粒序紋層結構，則為高密度濁流成因[18]。而在異重巖中，紋層狀細砂巖相則是塊狀砂巖相與爬升層理砂巖相的過渡巖相[66]。若濁積巖中發育平行紋層理常在側向漸變為爬升紋層，說明兼有牽引與重力沉降的形成機制[111]。例如，在束鹿凹陷沙三段下亞段發現兩類細粒濁流型紋層，一類是由泥屑和少量粉砂碎屑組成具有明顯粒度差異或正粒序特征的紋層組合，垂向上疊加形成濁流型紋層狀泥灰巖（圖8a）；另一類是由粉砂級碎屑顆粒組成的粗粒序紋層與泥屑紋層組合互層的紋層狀粉砂巖[39]。

3.2.3 水深條件

古水深的影響因素主要表現在古湖平面變化和古氧化還原程度。湖平面變化可控制紋層內成分含量比：當湖平面下降時，碳酸鹽產率明顯下降，加之陸源硅質碎屑供應對碳酸鹽的形成產生一定抑制作用，使得湖平面位于低位體系域時期，紋層會以含硅長英質紋層和混合紋層發育為主[36，64，86]。若下降至水體分層界面附近，季節性回水產生的底流使陸源長英質礦物輸入增多而發育不平直紋層混合巖相。高頻次的湖平面變化會影響地層中硅質碎屑層與碳酸鹽巖層間的比重[41，88，112]。國外學者以勘查數據和模型統計，在湖泊其他條件（湖泊形態、水體容量、物源區碎屑通量等）相對一致或可忽略不計的前提下，最大深度范圍在5～17 m的湖泊中，通過形態參數得出的結論是水深超過10 m的湖泊中普遍發現年層狀沉積物，而水深在5～7 m 的湖泊很少發現[17，113?115]。O’Sullivan[113]通過函數式表達湖泊最大水深、表面積和“相對深度”（湖泊深度與湖泊最大直徑的百分比值）的關系：

式中：Zmax為湖泊最大水深；A 為湖泊表面積；Zr為湖泊相對深度。對57個發育紋層的湖泊Zr值進行了研究，其中22.4%的湖泊的Zr值小于2%，而表面積小的深湖（占據40.4%）的Zr值大于4%[113]（圖9）。在后續探究的143湖泊中，Zr 平均相對深度為4.04%。Zrlt;2%的湖泊僅有22.4%，36.8%的湖泊Zrgt;4%[9]。湖泊最大深度、湖泊面積和紋層發育記錄之間的關系表明，在兩個表面積相似的湖泊，水深更大的湖泊易保存紋層結構；Zmax通常隨湖邊面積的增加而增加，較小的湖泊需要增加相對深度來保存紋層狀沉積物[113?114]。基于相同的湖泊形態參數，Larsen et al.[116]利用美國和加拿大的159個湖泊物理模型和地質數據，建立一個方程式來預測湖泊底部是更易發育層狀沉積物還是塊狀沉積物。用參數Zml來代表具有湖泊塊狀或層狀沉積物的臨界邊界深度。

式中：Zml為湖泊紋層臨界深度；A 為湖泊表面積。利用此公式，學者Tylmann et al.[103]后續選定60個小湖泊（Alt;3 km2和Zmaxgt;15 m）中有24個湖泊（40%）被發現層狀地層，其中19個湖泊（31.7%或79.2%的層狀湖泊）深度至少達到Zml。得到當湖泊最大深度超過Zml 時，紋層狀沉積物的保存條件更有力的結論[18]。因此在相對較深、表面積較小、有相對平坦的沉積中心、相對較高的沉積速率和穩定構造的湖泊更容易形成和保存紋層狀沉積物[113，115?116]。

湖泊水體環境分為表層環境和底層環境。在各種因素的綜合作用下，表層和底層環境的氧化性和還原性差異極大。砂質紋層和碳酸鹽紋層主要發育于溫度較高、水體還原性較弱的濱淺湖—半深湖環境，由于水動力變化頻率高和強烈的生物擾動可發育多種交錯層理[70]；黏土礦物紋層主要發育于水體極度缺氧的、極強還原性的深湖環境，易與有機質結合呈水平層理構造[3?4，34]。由近物源區到深水區，水體渾濁度逐漸降低，沉積速度逐漸緩慢且還原性逐漸增加，沉積物便由粗粒度的波狀紋層—交錯紋層轉變為發育平直黏土紋層結構，而在此過程中碳酸鹽晶粒會逐漸發生溶蝕作用，最后呈紋層狀隱晶沉積物保存下來[42，91，117]。同時有機質保存逐漸變好和水下生物生存條件逐漸變差，使深湖區不同于淺水區的生物化學沉積物中的有機物質易被氧化降解的特征，其沉積物的還原性和有機質豐度能夠得到較好的保護[41]。整體上，富硅質、長英質等的細粒巖紋層結構內部有機質含量相對較低，黏土質紋層有機質含量相對較高[30]。因此，深湖相內源生物化學沉積型超細粒沉積巖多具有較高的水生有機質豐度（TOC含量大于2％）[118?119]。但同時缺氧條件會使富含有機物的沉積物誘導微生物產甲烷，并生成大量甲烷氣泡，從而干擾季節性紋層發育[17，92]。經過Zolitschka et al.[17]調研，在表面積深度比較低的富營養化湖泊中發現了保存紋層狀沉積物的最佳條件，富含有機質的細粒沉積紋層多發育于湖侵時期的深水環境，且為閉塞缺氧的安靜水體、低沉積速率和緩慢沉降的穩定湖盆。然而，并非只有深水環境發育富有機質頁巖，如在美國阿巴拉契亞盆地Marcellus海相頁巖中發現了混合紋層、波紋層理的沉積標志，說明在構造比較穩定和相對淺水的條件下也能沉積富有機質紋層狀頁巖[120]。

3.3 古地質事件

古地質事件是指地質歷史時期稀有的、突然發生的、在短暫時期內完成且影響范圍廣大的自然現象，在地層中會留下顯著的識別標志。通常來說，湖泊事件沉積成因多由于地震、風暴、洪水、火山等觸發[48，62，72，97]。上述四種現象均會影響湖泊的細粒沉積組分和湖泊水動力，由此影響紋層的發育、成分和形態等（圖10）。

3.3.1 紋層物質組分重置

洪水和地震觸發的湖泊流體（重力流、異重流等）均會增加被輸入到湖泊內顆粒的密度和粒度大小，致使沉積紋層中夾雜砂顆粒而發育更多的砂質紋層[59]。并且洪水流入湖泊會提升湖平面高度，使湖泊鹽度和溫度的分層界限均會改變。當湖泊處于地震釋放能量區域附近，其釋放的能量可破壞已經形成的沉積紋層結構，使沉積黏土和碳酸鹽巖流態化、角礫化、重新懸浮，最后重新沉降[121]。例如在以色列死海受地震干擾的可變沉積序列，其深色紋層狀黏土沉積和淺色自生碳酸鹽紋層的模式被沉積事件層（震積巖）破壞并打斷，接觸紋層出現了明顯的地震誘發變形結構[17]。同時也會導致湖泊中大量動植物死亡、被掩埋和再次沉積，可在某些地區的地震沉積事件層紋層組基質中發現部分生物殘骸和少量褐鐵礦碎片[4，13，122]。

洪水和地震僅會增加深湖區碎屑顆粒粒度、破壞內源沉積物和沉積分布模式等，相對促進深湖區發育砂質紋層。與洪水、地震事件不同的是，火山噴發事件會為湖泊增加新的物源碎屑—火山灰顆粒，并在湖泊底部形成火山紋層狀晶屑凝灰巖層[30，123]。研究認為火山灰是盆緣火山噴發形成的火山塵，以空降的形式進入湖泊，其中風力對于陸相火山碎屑物質起著重要影響，其大小和速度直接控制著火山碎屑巖（凝灰巖）顆粒的搬運距離，甚至可飄落至幾千千米之外[124]。在搬運過程中，火山物質又受其本身粒度大小與密度的控制，從而產生不同的降落速度形成差異性沉降，致使沉積的凝灰質紋層連續性好且厚度分布穩定，晶屑顆粒弱定向排列，單條凝灰質紋層從下到上粒度表現為正粒序特征[4，41，123]。火山灰物質內的營養元素可促進水體表層內動植物繁殖，將有利于有機碳形成與富集[125]。通常凝灰質紋層易與有機質紋層同時沉積形成二元結構，但若火山發生高頻率噴發則使大量火山灰造成水體環境極度缺氧，此時使包括形成的富凝灰質紋層在內的有機碳含量均相對較低[102，126]。不同于陸上火山，若在湖盆底部發生火山—熱液作用時，水下火山的溢流巖漿最先與湖水接觸，當高溫巖漿因與湖水觸發冷凝作用時會釋放大量熱能，強烈破碎能量和水下高壓會導致噴發的顆粒形成超細粒沉積物[41，127?128]。同時受水壓影響，水下火山以脈動式或溢流方式噴發為主，且強度小和次數多，因此水下火山噴發沉積層單層薄、層數多，在遠離火山噴發處可與非事件沉積型的超細粒沉積物組成多期互層狀紋層組或混合紋層[41，127，129]（圖8b）。例如，渤海灣盆地沙四段上亞段，火山—熱液作用的方解石紋層與黏土紋層垂向共生，呈波狀紋層結構，單層紋層厚度小于1 mm[41]；三塘湖盆地蘆草溝組湖相黑色細粒巖中發現熱液噴流成因的白云巖及其共生組合同沉積變形，呈朵葉狀紋層結構[128]。

3.3.2 提供額外水動力條件

所有的古地質事件均會為湖泊水體提供額外能量（地震、火山釋放的地球內部能量和洪水、風暴帶來的流動能量），加劇濁流、碎屑流和異重流等流體發生頻率，使更多外來物質碎屑輸入盆地內，并且加快了深水區的顆粒沉積速率和有機質的埋藏保存，同時破壞或侵蝕已形成的層理或紋層結構[62?63，109?110]（圖8c）。例如，東營凹陷古近系混積巖中較厚的波狀灰質紋層卻呈現斷續形態，表明當時水體處于動蕩狀態，被推測為事件因素導致[69]。而且氣旋的大小直接控制著風暴浪基面的深度，如臺風等所引起的風暴浪深度可達近百米，其巨大能量可改變湖流的流動方式、顆粒沉積模式，進而導致紋層結構被破壞：當風力增強時，向湖岸方向傳播時會形成壅水，對沿岸地帶產生強烈的沖刷剝蝕[17，78]；當風力減弱時，風暴回流將攜帶大量被沖刷下來的物質向湖泊搬運，在高水動力下形成高密度流侵蝕或破壞原有紋層結構[58，130]。例如，習水吼灘奧陶統細粒碳酸鹽巖中發育的風暴紋層結構中發現細顆粒能夠部分沉積下來形成內部遞變不明顯的平行紋層或交錯紋層等，其粒度明顯不同于上下且呈突變接觸，隨著風暴的能量逐漸減弱后，這些細顆粒會形成正遞變明顯而紋層狀不明顯的較厚頂層[31]（圖8d）；東營凹陷沙四段的半固結狀方解石紋層被風暴成因的水體擾動打碎后，原地再沉積變成長軸沿水平方向展布的透鏡體紋層結構[72]。所有事件沉積作用把碎屑物質向深水區搬運過程中，高攜帶氧氣量和高速率沉積作用致使沉積物還原性和有機質豐度均較差，因此濁積巖、震積巖等事件沉積巖中有機質紋層發育很少且TOC含量一般較低（lt;2％）[72，100]。

3.4 其他因素

其他因素主要包含紋層形成時期的太陽輻射、閃電、現代人類活動以及成巖作用等[17，30，74，131?136]（圖11）。其中太陽輻射、閃電和成巖作用均從屬于古氣候、古地理條件和古地質事件中的歸類，現代人類活動屬于現代沉積范疇。

3.4.1 太陽輻射、閃電、現代人類活動

紋層形成機理被認為是由氣候和環境因素共同驅動，而地球氣候和環境變化則由太陽輻射主控[17，135]。芬蘭萊姆蘭皮湖2000 年的紋層記錄中的10Be沉積累積率與太陽輻射變化周期有著明顯的正相關關系，由此表明太陽輻射以氣候變化的形式對紋層的調控作用[17，136?137]；而閃電釋放的能量可破壞和消亡表層水體中有機物質和生物，且其可將氧氣和水轉化為形成有機物的初期氮化物質，可相應地對湖泊中生物、有機質數量以及紋層內組分產生一定程度的影響[131，138]；最后，人類活動增加化學物質排放不同程度地影響湖泊水體中有機物質、水體植物、離子飽和度和pH值等，致使湖泊紋層中重金屬濃度、離子鹽度等發生了巨大變化[17，133?134]。

3.4.2 成巖作用

成巖作用主要作用于紋層形成后期，在其成分、分選以及結構等處于較為穩定狀態階段后觸發。在不同沉積環境與水體條件控制下會形成不同類型的細粒沉積物，從而觸發不同的成巖作用（壓實作用、膠結作用、重結晶作用、交代作用、黏土礦物轉化、自生礦物形成以及有機質演化作用的共同改造[1，139]）復雜的改造和構造作用的影響，結合紋層變化規律可主要分為紋層結構形變、被完全破壞以及紋層中顆粒成分轉換、晶形轉化共兩類。

通常沉積物質在固結不久后會發生不同程度的壓實作用，觸發誘因包括地質構造運動以及古地質事件釋放的巨大能量等，紋層在壓實作用下緊密平行排列、物理破裂，甚至失去紋層結構序列模式[140]。例如，滄東凹陷孔二段混合細粒沉積巖內小斷層發育使紋層發生錯動，從而引起紋層結構的彎曲變形，在強烈構造運動下可見泄水構造和一些軟沉積物變形構造穿過紋層[67]；濟陽坳陷沙三下亞段—沙四上亞段的巖心中常見S形或者W形的褶皺變形，這種變形可能是由于準同生期的壓實作用引起的泥質沉積物塑性流動[117，141]。

而后續成巖過程中包括黏土礦物轉化、交代作用、自生硅質沉淀作用、方解石膠結作用和重結晶作用等使其礦物成分或晶形發生不同程度的變化[80，142]。紋層顆粒成分轉化主要包括黏土礦物的蒙脫石、高嶺石轉化生成伊利石的過程和方解石、長石以及黏土礦物之間發生的交代作用[143]；而晶形轉換和形成包括碎屑礦物膠結作用、自生硅質沉淀作用以及碳酸鹽重結晶作用，同時可相對發育紋層內晶間孔從而改善其儲集物性[144]。如渤海灣盆地沙三段重結晶方解石紋層因被有機質成熟階段生成的有機酸觸發重結晶作用而形成[91]（圖8e）；東營凹陷沙四段頁狀灰巖經上下富有機質黏土紋層排烴中的有機酸觸發淡水沖洗作用，使碳酸鹽顆粒原地或就近重新溶解并再沉淀形成透鏡狀方解石，繼而匯聚成犬牙狀方解石顆粒并組成方解石紋層[97]（圖8f）。

4 結論與展望

（1） 紋層形成機制可分為黏土紋層絮凝成因機制、長英質紋層成因機制、鈣質紋層形成機制和有機質紋層成因機制。其中凝絮成因機制均由物理模擬實驗下得出，但由于實驗設備和技術相對滯后，所用實驗顆粒均為細粒顆粒，所以不自覺地排除了粗粒顆粒、微生物等因素在絮凝過程中的作用，希望后續學者可逐步加入干擾因素以完全模擬現實紋層沉積過程。

（2） 湖泊細粒沉積巖紋層的影響因素可歸類為古氣候因素、古地理條件、古地質事件和其他因素四種主要因素，并且各種因素在紋層沉積過程中可相互促進或相互抑制。雖然單因素影響機理已有較為深入的闡述，但仍缺乏因素組合作用下的紋層機理模型建立，包括在組合條件下對紋層成分、結構、可形成的互層模式等的精準預測。且由于技術和取樣巖心數量的限制，無法還原紋層成巖作用的復雜過程，包括紋層中礦物轉化和重結晶的機理仍有待深入研究。

（3） 湖泊深度通常隨湖泊面積的增加而增加，湖泊最大深度超過層狀物臨界深度時，湖泊更易發育和保存紋層結構。但其結論是建立在若干條限制條件（范圍內湖泊深度和表面積等）下而得出的，因此亟需不斷豐富現代全球湖泊數據庫的覆蓋性和精準性，在預測模型中加入更多要素（如任何深度、海拔等），利用地質、遙感信息以及計算機算法等對古湖盆地質條件進行精確反演，最終利用完善模型對紋層狀地層完成精準的范圍預測。