湖盆細(xì)粒沉積巖紋層形成機(jī)制及影響因素研究進(jìn)展

關(guān)鍵詞 紋層；細(xì)粒沉積巖；非常規(guī)儲層；絮凝作用

0 引言

細(xì)粒沉積巖是非常規(guī)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(zhì)領(lǐng)域的廣泛關(guān)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(jī)質(zhì)等[1?4]。具有粒度細(xì)、浮重度小、比表面積大、表面帶負(fù)電荷和離子交換容量大等特性，其顆粒間物理—化學(xué)力鍵非常發(fā)育，極易在水體中發(fā)生黏結(jié)或絮凝作用，從而形成不同等級的凝絮體團(tuán)[5?6]。與分布面積大、厚度穩(wěn)定、成分相對單一的海相細(xì)粒沉積相比，陸相細(xì)粒沉積距離物源較近且所處水體深度較小，受環(huán)境、氣候因素影響更加顯著[2，7?14]。因其非均質(zhì)性更強(qiáng)且廣泛發(fā)育復(fù)雜紋層結(jié)構(gòu)，導(dǎo)致巖石礦物成分、儲層結(jié)構(gòu)、組合方式在成因上具有復(fù)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(zhì)勘探隊首次記錄了年層狀沉積物，將其描述成前冰期環(huán)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(xué)者de Geer所提出，他發(fā)現(xiàn)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(rèn)為這一現(xiàn)象可以用來作為冰川消退期的時間量程[16?17]。最初這一現(xiàn)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(jié)構(gòu)變化提供了豐富的古氣候變化周期、地質(zhì)事件重現(xiàn)、古湖泊物理化學(xué)等演化信息，所以國外學(xué)者對紋層的研究更多聚焦在古沉積環(huán)境恢復(fù)方面[18，20?22]。例如通過地層中連續(xù)火山凝灰質(zhì)紋層之間的沉積物特征變化探明火山的爆發(fā)間隔時間[23]；分析紋層中碳同位素的變化規(guī)律來恢復(fù)古地核的活躍周期等[24]。而國內(nèi)學(xué)者也在四海龍灣瑪珥湖、青藏高原新路海和庫賽湖、柴達(dá)木盆地蘇干湖等湖泊的古氣候重建和年紋層形成機(jī)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(jié)中國湖泊年紋層類型、特征及紋層年代學(xué)研究方法等方面[20]。同時國內(nèi)學(xué)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(jī)質(zhì)分析和納米CT掃描等技術(shù)，總結(jié)渤海灣盆地、松遼盆地等湖相富有機(jī)質(zhì)紋層狀細(xì)粒巖與總有機(jī)碳（Total Organic Carbon，TOC）含量及頁巖油氣富集的關(guān)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(yù)測儲層含油氣“甜點”位等[3?4，25?26]。目前，“varve”一詞已被擴(kuò)展到包括海相和陸相地層中每年所沉積的紋層結(jié)構(gòu)集合[17]。國外普遍用varve 和lamination 來表示紋層，國內(nèi)則用varve、laminae、lamella和lamination等詞來表示紋層[4，7，15，20]。據(jù)統(tǒng)計，紋層發(fā)育程度直接導(dǎo)致細(xì)粒沉積巖的非均質(zhì)性變化，進(jìn)而影響儲層微觀結(jié)構(gòu)、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(xué)者開始認(rèn)識到紋層在頁巖油氣儲集空間、頁巖油氣富集、開發(fā)/生產(chǎn)效果等方面中具有重要作用[10，31]。本文通過對湖盆細(xì)粒沉積巖紋層特征、分類、形成機(jī)制及影響因素等方面研究進(jìn)展的梳理，為進(jìn)一步研究細(xì)粒沉積巖儲層物性、有機(jī)質(zhì)分布機(jī)理、頁巖油氣儲層甜點成因等方面提供指導(dǎo)作用[4，32?33]。

1 紋層的特征與分類

1.1 紋層特征

Campbell[15]認(rèn)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(zhì)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(dá)數(shù)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(xué)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(zhì)地相對均勻；（2）在肉眼下，紋層內(nèi)不會存在更細(xì)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(dá)數(shù)十厘米（cm），但是紋層的厚度通常用毫米（mm）來表示[15]。在細(xì)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(gòu)成一個紋層組合，表明這一組紋層是相似的沉積環(huán)境、物源碎屑供應(yīng)以及水動力強(qiáng)度等條件下的穩(wěn)定產(chǎn)物[15，20]。進(jìn)而可由許多成分、結(jié)構(gòu)上近似的同類型紋層組構(gòu)成層系。通常一條紋層的厚度從幾毫米到數(shù)厘米不等，一個紋層組合的厚度從幾厘米到數(shù)百厘米不等[2?4，15?19]。如咸水湖盆深水區(qū)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(dá)數(shù)百厘米[4，24，31]。紋層的厚度與水動力強(qiáng)度和物質(zhì)供應(yīng)豐度呈密切的正相關(guān)關(guān)系，即周期內(nèi)較穩(wěn)定的水動力強(qiáng)度和物質(zhì)碎屑供應(yīng)數(shù)量有利于紋層結(jié)構(gòu)的發(fā)育和保存[3，24?25]。

在一定的盆地結(jié)構(gòu)和環(huán)境條件下，湖泊紋層是由湖泊水體季節(jié)性變化或與河流下游區(qū)的遷移進(jìn)而改變碎屑沉積模式下所形成的[17]。湖泊水體季節(jié)性或周期性變化一般與構(gòu)造、水動力、溫度、氣候等因素有關(guān)，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(dāng)最底部的紋層形成后，隨后發(fā)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(xù)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(xiàn)正遞變、反遞變及均質(zhì)結(jié)構(gòu)。正遞變一般與牽引流搬運(yùn)、陸源碎屑周期性輸入及重力流等因素有關(guān)[4，17，20?21]；反遞變通常與異重流、水動力增強(qiáng)引發(fā)的陸源碎屑物質(zhì)的強(qiáng)供給和風(fēng)暴沉積等事件性沉積因素有關(guān)[8，17?18，20?21，29]；均質(zhì)結(jié)構(gòu)則多與穩(wěn)定水動力懸浮沉降、快速沉降及后期成巖作用等因素有關(guān)[2，4，，20?21，34]。因此，紋層形成機(jī)制十分復(fù)雜，垂向相鄰的紋層組序列甚至相鄰的紋層可以表現(xiàn)出對比鮮明的顏色、不同的礦物成分、有機(jī)質(zhì)豐度、粒度和結(jié)構(gòu)等[18?19，25]。

1.2 紋層分類

紋層種類繁多，不同學(xué)者出于研究的目的不同，對紋層劃分方案也不同。但學(xué)者主流按照沉積相、成分、幾何形態(tài)結(jié)構(gòu)等類別對紋層類型進(jìn)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(jié)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(bǔ)償且缺氧的水體環(huán)境，以黏土紋層為主[31，38]；湖泊紋層由于氣候影響通常表現(xiàn)為規(guī)律性的變化，且碎屑物質(zhì)規(guī)律地輸入引起多樣性的紋層結(jié)構(gòu)[4，16，21]。

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

按幾何形態(tài)結(jié)構(gòu)劃分，紋層結(jié)構(gòu)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(qiáng)時，依次發(fā)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(fā)生變化則易形成不平行紋層[20?21]。

2 細(xì)粒沉積巖紋層的形成機(jī)制

早期的深湖年紋層沉積模式認(rèn)為：湖泊潛流以層面流和層間流的形式將黏土礦物和細(xì)砂—粉砂級碎屑顆粒從湖口搬運(yùn)至深湖區(qū)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(xì)砂—粉砂級顆粒在相對靠近物源的位置優(yōu)先沉積，并發(fā)育陸源碎屑砂質(zhì)年紋層；而黏土礦物更易被搬運(yùn)至遠(yuǎn)離物源區(qū)的湖盆中心，在低能環(huán)境下長時間處于懸浮狀態(tài)，直至水動力（接近）完全消逝后在靜水環(huán)境下逐漸沉淀形成以黏土礦物為主（少量內(nèi)源礦物、生物殘骸和有機(jī)質(zhì)）的深湖區(qū)超細(xì)粒沉積年紋層[15，17，21，41]。隨著科學(xué)技術(shù)的進(jìn)步、細(xì)粒沉積學(xué)理論的不斷完善和物理模擬的多樣性開展，近年間學(xué)者們逐漸揭示了多種不同類型紋層的形成機(jī)制。

2.1 黏土紋層絮凝成因機(jī)制

近年間學(xué)者發(fā)現(xiàn)黏土紋層不僅形成于低能環(huán)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(yùn)機(jī)制，證實了黏土巖可以發(fā)育于相對高能的水動力環(huán)境，并以波狀紋層（或為塊狀結(jié)構(gòu)）結(jié)構(gòu)發(fā)育（圖1）：通常流體中的黏土級顆粒處于懸浮狀態(tài)且不易發(fā)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(xì)粒沉積物發(fā)生絮凝作用而結(jié)合成絮凝體團(tuán)，其中細(xì)粒顆粒的粒徑和形狀會對絮團(tuán)中粒間的吸引力和排斥力產(chǎn)生影響，結(jié)果使其沉速可達(dá)0.01～2.00 mm/s甚至更高，并以懸移質(zhì)的形式運(yùn)移[14，45?46]。絮凝體會在底流搬運(yùn)作用下沿床面移動，在搬運(yùn)過程中會不斷卷入并包裹碎屑物質(zhì)[14，47]。在底面推移過程中，絮凝體團(tuán)將不斷擴(kuò)大至與流速相平衡的最大絮團(tuán)級次[47]。由于深水區(qū)水動力減弱和流速較低，內(nèi)部粒度較大的砂質(zhì)顆粒中的一部分會被就近釋放和率先沉降，而較細(xì)的一部分由于顆粒之間的物理化學(xué)合力大于其重力，會仍以懸移質(zhì)被繼續(xù)輸運(yùn)。同時Sturm et al.[48]提出該懸移質(zhì)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?！?，并且整個過程中濁流和等密度流均可向異重流轉(zhuǎn)變。異重流按流體變化過程可分為三個模式區(qū)域，即注入?yún)^(qū)、主干區(qū)和前端區(qū)[49]。當(dāng)細(xì)粒沉積顆粒在異重流主干區(qū)（異重流前端流速慢且不侵蝕，主要侵蝕和沉積作用發(fā)生在主干區(qū)[50?51]）中被侵蝕而揚(yáng)起時，在降落過程中一部分細(xì)粒顆粒（包括形成的絮凝體團(tuán)和長英質(zhì)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(qū)；另一部分可被卷入低速上升帶的漩渦中而再次上揚(yáng)，成為異重流的補(bǔ)充物質(zhì)并被向前端區(qū)（深湖區(qū)）方向運(yùn)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(tài)，細(xì)顆粒和絮凝體被異輕流運(yùn)移到水動力較弱區(qū)（或靜水區(qū)）呈懸浮狀態(tài)，最后通常以沖瀉質(zhì)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(dāng)流速介于10～26 cm/s時，細(xì)粒物絮團(tuán)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(qiáng)水動力環(huán)境的半深湖—深湖區(qū)沉降，形成低角度波狀紋層[53?55]。隨著水動力進(jìn)一步減弱和壓實作用發(fā)生，最終低角度波狀紋層結(jié)構(gòu)過渡為平直平行黏土紋層結(jié)構(gòu)[11，55]。

2.2 長英質(zhì)紋層成因機(jī)制

在地層中陸續(xù)發(fā)現(xiàn)大量呈層狀、紋層狀粉砂質(zhì)泥巖，表明長英質(zhì)粉砂可能發(fā)生再剝蝕—懸浮—搬運(yùn)的沉積過程，并作為推移質(zhì)與絮凝體一起在湖底沉降而形成泥質(zhì)—砂質(zhì)互層紋層結(jié)構(gòu)[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(fā)生分選現(xiàn)象，形成了砂質(zhì)紋層和泥質(zhì)紋層的互層結(jié)構(gòu)：當(dāng)粗粉砂被卷入絮凝體之后進(jìn)入底流搬運(yùn)階段時，由于砂質(zhì)和泥質(zhì)顆粒表面電荷、絮團(tuán)的固有脆弱性以及密度和大小的差異，每當(dāng)絮凝體撞擊湖床或其他顆粒時，內(nèi)部粗粉顆粒因慣性傾向于分散和破壞絮凝體[57]。從而導(dǎo)致它們被絮凝體重新釋放，而細(xì)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(zhì)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(yùn)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(zhì)—泥質(zhì)紋層。因此，細(xì)粒沉積巖中的泥質(zhì)和粉砂質(zhì)（硅質(zhì)或鈣質(zhì)沉積物）的互層結(jié)構(gòu)并非平靜間歇帶和交替流的標(biāo)志，而是水?dāng)y沉積物在同一搬運(yùn)底流作用下出現(xiàn)沉積物分選后堆積的結(jié)果[56]。其過程中的水動力包括但不僅限于牽引流、異重流、風(fēng)力驅(qū)動形成絮凝羽狀流以及重力流成因機(jī)制包括滑動、滑塌、碎屑流和濁流等[11，60?62]。在長距離的搬運(yùn)過程中，不同流體相之間轉(zhuǎn)化方式和方向相當(dāng)復(fù)雜[63]。例如，低濃度的濁流在搬運(yùn)過程中隨著泥質(zhì)雜基含量增加，可進(jìn)一步轉(zhuǎn)化為高濃度的泥質(zhì)碎屑流等[63?64]。它們既可以單獨作用于湖盆細(xì)粒沉積底流搬運(yùn)作用，也可以對其有交互共同作用[8，11]。完整的互層結(jié)構(gòu)需要周期內(nèi)穩(wěn)定的水動力條件和物源輸入，因此穩(wěn)定砂泥互層的實例較少[11]。但可在不同地區(qū)的異重流前段區(qū)、濁積巖中和水體能量變化區(qū)域發(fā)現(xiàn)發(fā)育的砂質(zhì)紋層[11，65?66]。

2.3 鈣質(zhì)紋層形成機(jī)制

鈣質(zhì)（碳酸鹽）紋層狀細(xì)粒巖成因機(jī)制十分復(fù)雜，主要分為湖泊蒸發(fā)濃縮沉積、生物化學(xué)沉積和凝絮成因等，學(xué)者認(rèn)為碳酸鹽紋層易發(fā)育于一種低能、安靜、較高鹽度和溫暖條件下的水體環(huán)境，且通常易與黏土、有機(jī)質(zhì)紋層成混合細(xì)粒紋層、灰質(zhì)紋層等發(fā)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(fā)育，因湖水內(nèi)本身的高Ca2+和Mg2+離子濃度使向有利于化學(xué)作用發(fā)生方向，形成碳酸鹽物質(zhì)繼而發(fā)生后續(xù)沉積過程，同時高鹽度水體也更有利于凝絮作用發(fā)生[3，10]。而溫度變化使湖泊表層水蒸發(fā)值發(fā)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(zhì)時期湖泊蒸發(fā)量和陸源碎屑（長石、石英等）對碳酸鹽的“稀釋”[68]。當(dāng)湖水蒸發(fā)濃縮時，鎂鈣離子濃度比值變相增加會結(jié)合水體中CO23 -離子誘發(fā)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(xué)作用的影響，當(dāng)夏季干燥炎熱致使表層水體溫度高，浮游動植物勃發(fā)和EPS（胞外聚合物）進(jìn)行新陳代謝和光合作用會萃取水體中CO2導(dǎo)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(jī)質(zhì)和藻類結(jié)合發(fā)育的深色富有機(jī)質(zhì)紋層狀泥質(zhì)灰?guī)r[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(dǎo)致碳酸鹽紋層不再發(fā)育[72]。研究人員在物理實驗?zāi)M中發(fā)現(xiàn)細(xì)粒碳酸巖可能在高能環(huán)境下聚集且像黏土一樣在水體中發(fā)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(zhì)就會形成絮狀波紋進(jìn)而形成碳酸鹽紋層，內(nèi)部可發(fā)現(xiàn)傾斜的低角度紋層和平行紋層[76]（圖3）。

2.4 有機(jī)質(zhì)紋層成因機(jī)制

有機(jī)質(zhì)的沉積率通常非常低且極易被氧化分解[77]。對含有機(jī)質(zhì)黏土的絮凝實驗分析表明，有機(jī)質(zhì)易與細(xì)粒物質(zhì)相互黏結(jié)形成絮團(tuán)，使有機(jī)質(zhì)遠(yuǎn)離水溶氧氣和微生物并獲得更大的沉速，間接提高有機(jī)質(zhì)的穩(wěn)定性而利于保存[43，58]。其搬運(yùn)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(jī)質(zhì)來富集有機(jī)物物質(zhì)，繼而再與流體內(nèi)的細(xì)顆粒觸發(fā)絮凝作用[43，78?79]。由于半深湖—深湖區(qū)沉積速率高、氧化性弱和后期改造弱等特征，有機(jī)質(zhì)將在絮狀物羽狀流消亡區(qū)（半深湖—深湖區(qū)）富集后與碎屑物質(zhì)（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(jié)構(gòu)（長英質(zhì)紋層和含有機(jī)質(zhì)—黏土紋層互層、黏土紋層和有機(jī)質(zhì)紋層互層、混合紋層和有機(jī)質(zhì)紋層互層），甚至三元（凝灰質(zhì)紋層、長英質(zhì)紋層和富有機(jī)質(zhì)黏土紋層）紋層結(jié)構(gòu)[9，79?83]（圖4a～e）。有機(jī)質(zhì)的這種沉積方式可隨季節(jié)變化在半深湖—深湖區(qū)多次發(fā)生，為形成有機(jī)質(zhì)紋層提供物質(zhì)基礎(chǔ)和結(jié)構(gòu)條件。有機(jī)質(zhì)紋層易在穩(wěn)定水體、缺氧環(huán)境中保存，與砂質(zhì)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(jī)質(zhì)紋層呈現(xiàn)連續(xù)彎曲、縱向疊加的有機(jī)質(zhì)條帶形狀，常發(fā)育于方解石紋層邊部[3]；松遼盆地多發(fā)育上部為富有機(jī)質(zhì)的黏土質(zhì)紋層，下部為顆粒較多的長英粉砂質(zhì)紋層的正序列紋層雙層結(jié)構(gòu)，其構(gòu)造主要呈脈狀紋層理和透鏡狀紋層理[79，81]。

3 湖相細(xì)粒紋層形成的影響因素

相比于海洋沉積，湖泊細(xì)粒沉積物受構(gòu)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(jī)械沉積、事件沉積等）的結(jié)合，包括層流、重力流、異重流等季節(jié)性變化導(dǎo)致湖泊水體環(huán)境變化，而引發(fā)的物理沉積、化學(xué)沉淀和生物化學(xué)沉積等[4，9，17，20]。紋層的連續(xù)性、形狀和幾何形態(tài)是紋層的三個關(guān)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(guān)[9]。例如，較弱的水動力條件下易發(fā)育水平紋層結(jié)構(gòu)，水動力增強(qiáng)引發(fā)的陸源碎屑物質(zhì)的強(qiáng)供給易形成楔狀交錯紋層結(jié)構(gòu)[9，21?22]。前人研究認(rèn)為構(gòu)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(gòu)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(yīng)古環(huán)境和古氣候周期性、間隔性變化的一種沉積構(gòu)造，是沉積過程的直接反映[12，84]。事實上，湖盆紋層作為細(xì)粒沉積巖的一種微小沉積結(jié)構(gòu)，其影響細(xì)粒巖沉積過程的主控因素（例如溫度、氣候、水動力、火山噴發(fā)、地震等）均可影響紋層發(fā)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(zhì)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(fā)生過程中相互促進(jìn)或相互抑制[11，85]。

3.1 古氣候因素

古氣候的影響主要表現(xiàn)為歷史地質(zhì)時期湖泊所處環(huán)境的溫度、濕度、降雨量以及風(fēng)力等規(guī)律性變化的特征。通常是由于季節(jié)變換導(dǎo)致湖泊環(huán)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(xiàn)物理化學(xué)差異條件等變化，從而直接控制細(xì)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(fā)育的主控因素，進(jìn)而影響徑流量和可溶性物質(zhì)（如硝酸鹽、氨和磷酸鹽等）的釋放以及礦物顆粒被從物源區(qū)向湖泊提供和運(yùn)輸?shù)臄?shù)量[17，86]。綜上，古氣候可控制陸源碎屑沉積物的供應(yīng)、碳酸鹽物質(zhì)的生成、細(xì)粒沉積物的分布、不同類型細(xì)粒物質(zhì)的絮凝沉降及生物勃發(fā)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(chǎn)生密度差異而形成表層與底層的雙層環(huán)境。致使湖泊物理化學(xué)條件差異和分層的穩(wěn)定性隨氣候變化而變化，造成含氧量和鹽類物質(zhì)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(qiáng)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(jìn)而導(dǎo)致pH值增加到9以上，使CaCO3溶解度降低，導(dǎo)致方解石沉淀而發(fā)育碳酸鹽紋層[17，84，87]（圖4f）。通常冬夏季節(jié)湖水因溫差較大最易出現(xiàn)溫度分層現(xiàn)象，但在某些熱帶、亞熱帶地區(qū)，常年高溫也可以使湖泊形成常年穩(wěn)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(qū)碎屑進(jìn)入湖盆數(shù)量，從而影響細(xì)粒沉積巖的紋層成分以及紋層的互層發(fā)育程度[41，88]。當(dāng)氣候由干冷向暖濕轉(zhuǎn)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(yīng)，受輕微底流的搬運(yùn)可形成方解石紋層[89?90]。而學(xué)者Chiarella et al.[88]對三個處于干旱與濕潤地區(qū)的湖泊研究，發(fā)現(xiàn)濕度因素對混合沉積環(huán)境下長英質(zhì)紋層與碳酸鹽紋層之間的轉(zhuǎn)變或互層頻率有很強(qiáng)的控制作用?；旆e層系中發(fā)育碳酸鹽的紋層段可能由于間歇性干冷氣候使源區(qū)硅質(zhì)碎屑供應(yīng)減少，造成水體中碳酸鹽物質(zhì)數(shù)量相對富集；而長英質(zhì)紋層則可能是由于濕熱氣候強(qiáng)烈剝蝕起源區(qū)致使大量硅質(zhì)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(shù)量就相應(yīng)減少[17，34]。若發(fā)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(fā)育碳酸鹽紋層帶來物源條件，與此同時有機(jī)質(zhì)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(zhì)碎屑流入咸水湖碳酸鹽沉積區(qū)。依據(jù)瓦爾特相序定律，在橫向上碳酸鹽巖相與硅質(zhì)碎屑巖相之間過渡區(qū)域，在垂向上會形成混合沉積[92]。因此硅質(zhì)碎屑和碳酸鹽礦物會發(fā)育混合沉積紋層或泥質(zhì)粉砂巖紋層互層現(xiàn)象等[8，41]。再恢復(fù)到原來的降雨量，攜帶入湖泊的陸源物質(zhì)將重新減少，則會重新優(yōu)先發(fā)育碳酸鹽巖。這樣的降雨模式有利于發(fā)育混合紋層[41，44，72]。

3.1.4 風(fēng)力

雖然風(fēng)力很少直接體現(xiàn)在湖泊沉積物記錄中[17]，但風(fēng)作為一種重要的地質(zhì)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(qū)巖石進(jìn)行風(fēng)化剝蝕，同時作為一種搬運(yùn)方式將碎屑運(yùn)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(fēng)將風(fēng)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(dāng)火山噴發(fā)時，風(fēng)是搬運(yùn)火山噴出的碎屑物質(zhì)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(zhì)數(shù)量和搬運(yùn)距離[41]。在湖泊體系中，湖浪會侵蝕、搬運(yùn)以及再沉積湖岸和淺湖底的水下沉積物[94]，而風(fēng)即是湖浪的主要誘導(dǎo)因素[78]。除了波浪作用，由風(fēng)逸動產(chǎn)生的湖面摩擦力和湖浪迎風(fēng)壓力會使表層湖水向前逃逸且在浪基面以上形成風(fēng)生對流作用于湖淺水層沉積物，同時風(fēng)和波浪作用產(chǎn)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(fēng)力的綜合作用下，會對湖泊的蒸發(fā)作用、水體鹽度、有機(jī)質(zhì)豐度產(chǎn)生不同程度的影響[20，70，72，91?92]。

內(nèi)源蒸發(fā)沉積作用是指在湖盆中心水體蒸發(fā)誘導(dǎo)礦物沉積，進(jìn)而形成蒸發(fā)巖等巖石的過程[90]。蒸發(fā)巖共有兩種成巖機(jī)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(jī)質(zhì)的影響下，礦物溶解度降低而使晶體析出形成蒸發(fā)巖[96]；（2）干旱水體蒸發(fā)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(fā)時，根據(jù)可溶鹽的溶解度，蒸發(fā)礦物的結(jié)晶順序依次為碳酸鹽、石膏和石鹽等，可發(fā)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(qiáng)烈蒸發(fā)會改變水體pH值，使一些pH值為堿性的富鐵湖泊中出現(xiàn)碳酸鐵沉淀現(xiàn)象，發(fā)育含鐵質(zhì)紋層[17，69，97]。

溫度升高和降雨量低促進(jìn)的蒸發(fā)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(wěn)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(jié)構(gòu)[17]。降雨量增加會降低湖泊水體鹽度，低鹽度環(huán)境利于大多數(shù)微生物的生存和繁殖，其中微生物對有機(jī)質(zhì)生成和分解產(chǎn)生重要影響[26?27，91]。高鹽度是直接導(dǎo)致碳酸鹽紋層在細(xì)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(xì)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(yīng)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(zhì)紋層易形成于安靜環(huán)境的結(jié)論相對應(yīng)[37]。渤海灣、準(zhǔn)噶爾盆地等因鹽度上升而發(fā)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(dǎo)致的分層狀態(tài)[41，67]。同時鹽度也是影響細(xì)粒沉積物絮凝條件的關(guān)鍵因素，研究表明水體鹽度超過1‰便可引發(fā)絮凝，是黏土紋層、鈣質(zhì)紋層和有機(jī)質(zhì)紋層等形成過程中的關(guān)鍵因素[98]。

湖泊中的鈣質(zhì)、硅質(zhì)、有機(jī)質(zhì)生物死亡后會在原地發(fā)生沉降、埋藏、微生物氧化分解和再礦化。其中大部分有機(jī)物（也有部分生物硅或碳酸鈣的無機(jī)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(jī)物保存于沉積物中[17]。內(nèi)源生物殘骸沉積物是形成超細(xì)粒沉積巖的重要組成成分，其與有機(jī)碳呈負(fù)相關(guān)關(guān)系，是重要的生油母質(zhì)[41，56]。有機(jī)質(zhì)豐度能夠映射沉積區(qū)水體的還原條件及營養(yǎng)度，可為生物和有機(jī)微生物提供充足的營養(yǎng)成分，有利于促進(jìn)生物勃發(fā)和殘骸富集，從而提高水體有機(jī)質(zhì)豐度[11，70，99]。夏季有機(jī)物的大量分解會導(dǎo)致水體處于缺氧狀態(tài)，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(fā)生沉淀黃鐵礦（FeS2），沿紋層結(jié)構(gòu)微裂縫發(fā)育草莓狀黃鐵礦物質(zhì)充填[17，29]。若大量沉淀黃鐵礦，可形成黃鐵礦紋層結(jié)構(gòu)[17，29]。當(dāng)夏季浮游藻類和細(xì)菌繁盛時，此時雨季河流懸移質(zhì)濃度更高，微生物分泌的胞外多糖物質(zhì)可作為催化劑降低Mg2+形成白云石所需的能量，進(jìn)而促進(jìn)白云石生成并發(fā)育白云石紋層[97，100]。同時植物細(xì)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(zhuǎn)化為CO23 -，有利于方解石過飽和而形成方解石紋層，同時導(dǎo)致有機(jī)質(zhì)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(jī)質(zhì)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(jī)質(zhì)混合紋層交替的年紋層序直接反應(yīng)了環(huán)境的季節(jié)性變化[102]。

3.2 古地理條件

古地理條件是指古代地質(zhì)時期自然環(huán)境的形成、發(fā)展和演變的集合，包括古陸地、古湖泊、古生物環(huán)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(huán)境的演變機(jī)理，如湖侵、湖泊地區(qū)生物演替、湖泊區(qū)域和地帶的變化與位移等[1]。對細(xì)粒沉積過程中的沉積機(jī)理、控制機(jī)制和分布模式產(chǎn)生重要影響[1，103]。其中影響紋層特征及成因機(jī)制的古地理條件主要有物源條件、構(gòu)造背景和水深條件（圖7）。

3.2.1 物源條件

細(xì)粒沉積巖的沉積母質(zhì)來源復(fù)雜，可分成陸源輸入、內(nèi)源沉淀和火山—熱液噴發(fā)三類[13，89]，因此在不同條件下的湖泊優(yōu)先發(fā)育不同種類的紋層。湖泊陸源碎屑物質(zhì)包括石英、長石、黏土礦物、陸源有機(jī)質(zhì)等[17]。在淡水湖中，陸源物質(zhì)相對優(yōu)先發(fā)育長英質(zhì)砂質(zhì)紋層。如湖泊周圍的植被發(fā)育和氣候潮濕，則會限制流入湖泊的陸源物質(zhì)顆粒數(shù)量[59]，使長英質(zhì)紋層的發(fā)育規(guī)模明顯降低[81]。當(dāng)夏季大量植物勃發(fā)時，則大量物源區(qū)溶解的有機(jī)物質(zhì)形式（如腐殖酸和黃腐酸）流入將導(dǎo)致湖泊富營養(yǎng)化和生物勃發(fā)[17，86]。秋季植物死亡在土壤中經(jīng)過復(fù)雜的生物化學(xué)過程后，會以顆粒碎屑或溶解有機(jī)物的形式被運(yùn)輸?shù)胶聪到y(tǒng)中[41，44]。內(nèi)源物質(zhì)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(zhì)和硅質(zhì)微生物等[44，85，104]。在不同的鹽度和還原度等條件下，由內(nèi)源物質(zhì)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(fā)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(jī)質(zhì)紋層[2?3，17，41，90]。而火山—熱液作用產(chǎn)生的沉積產(chǎn)物，易與陸生、水生有機(jī)質(zhì)和黏土質(zhì)顆粒一起沉積，在較為安靜環(huán)境形成以凝灰質(zhì)紋層為主的二元或三元紋層結(jié)構(gòu)[4，41，105?116]。受物質(zhì)來源的影響，不同紋層的成分、粒度、幾何形態(tài)和構(gòu)造會有明顯差異。

3.2.2 構(gòu)造背景

構(gòu)造升降活動控制著物源區(qū)和沉積區(qū)的分布和范圍，從而控制了物源的供給數(shù)量和方向，這對優(yōu)先發(fā)生哪種物質(zhì)的沉積模式產(chǎn)生重要影響[41，96]，例如物源區(qū)的抬升與沉降是控制硅質(zhì)或碳酸鹽碎屑沉積旋回重要因素之一[103]。同時不同盆地構(gòu)造類型會發(fā)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(jìn)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(qū)域地質(zhì)構(gòu)造會對湖泊中的流體發(fā)生頻率（牽引流、底流、濁流等）產(chǎn)生影響，它們能在不同的條件下多次發(fā)生相互轉(zhuǎn)換，可促進(jìn)互層或夾層狀的混積層系發(fā)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(jī)制，如若發(fā)生塊狀砂巖與上覆泥質(zhì)紋層狀沉積物呈突變接觸時，可能為砂質(zhì)碎屑流成因;與上覆沉積物為漸變接觸構(gòu)成正粒序紋層結(jié)構(gòu)，則為高密度濁流成因[18]。而在異重巖中，紋層狀細(xì)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(fā)育平行紋層理常在側(cè)向漸變?yōu)榕郎y層，說明兼有牽引與重力沉降的形成機(jī)制[111]。例如，在束鹿凹陷沙三段下亞段發(fā)現(xiàn)兩類細(xì)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?guī)r（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(xiàn)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(nèi)成分含量比：當(dāng)湖平面下降時，碳酸鹽產(chǎn)率明顯下降，加之陸源硅質(zhì)碎屑供應(yīng)對碳酸鹽的形成產(chǎn)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(zhì)紋層和混合紋層發(fā)育為主[36，64，86]。若下降至水體分層界面附近，季節(jié)性回水產(chǎn)生的底流使陸源長英質(zhì)礦物輸入增多而發(fā)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(zhì)碎屑層與碳酸鹽巖層間的比重[41，88，112]。國外學(xué)者以勘查數(shù)據(jù)和模型統(tǒng)計，在湖泊其他條件（湖泊形態(tài)、水體容量、物源區(qū)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(tài)參數(shù)得出的結(jié)論是水深超過10 m的湖泊中普遍發(fā)現(xiàn)年層狀沉積物，而水深在5～7 m 的湖泊很少發(fā)現(xiàn)[17，113?115]。O’Sullivan[113]通過函數(shù)式表達(dá)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(guān)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(fā)育紋層的湖泊Zr值進(jìn)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(jù)40.4%）的Zr值大于4%[113]（圖9）。在后續(xù)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(fā)育記錄之間的關(guān)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(jié)構(gòu)；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]?；谙嗤暮葱螒B(tài)參數(shù)，Larsen et al.[116]利用美國和加拿大的159個湖泊物理模型和地質(zhì)數(shù)據(jù)，建立一個方程式來預(yù)測湖泊底部是更易發(fā)育層狀沉積物還是塊狀沉積物。用參數(shù)Zml來代表具有湖泊塊狀或?qū)訝畛练e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(xué)者Tylmann et al.[103]后續(xù)選定60個小湖泊（Alt;3 km2和Zmaxgt;15 m）中有24個湖泊（40%）被發(fā)現(xiàn)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(dá)到Zml。得到當(dāng)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(jié)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(wěn)定構(gòu)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(huán)境分為表層環(huán)境和底層環(huán)境。在各種因素的綜合作用下，表層和底層環(huán)境的氧化性和還原性差異極大。砂質(zhì)紋層和碳酸鹽紋層主要發(fā)育于溫度較高、水體還原性較弱的濱淺湖—半深湖環(huán)境，由于水動力變化頻率高和強(qiáng)烈的生物擾動可發(fā)育多種交錯層理[70]；黏土礦物紋層主要發(fā)育于水體極度缺氧的、極強(qiáng)還原性的深湖環(huán)境，易與有機(jī)質(zhì)結(jié)合呈水平層理構(gòu)造[3?4，34]。由近物源區(qū)到深水區(qū)，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(zhuǎn)變?yōu)榘l(fā)育平直黏土紋層結(jié)構(gòu)，而在此過程中碳酸鹽晶粒會逐漸發(fā)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(jī)質(zhì)保存逐漸變好和水下生物生存條件逐漸變差，使深湖區(qū)不同于淺水區(qū)的生物化學(xué)沉積物中的有機(jī)物質(zhì)易被氧化降解的特征，其沉積物的還原性和有機(jī)質(zhì)豐度能夠得到較好的保護(hù)[41]。整體上，富硅質(zhì)、長英質(zhì)等的細(xì)粒巖紋層結(jié)構(gòu)內(nèi)部有機(jī)質(zhì)含量相對較低，黏土質(zhì)紋層有機(jī)質(zhì)含量相對較高[30]。因此，深湖相內(nèi)源生物化學(xué)沉積型超細(xì)粒沉積巖多具有較高的水生有機(jī)質(zhì)豐度（TOC含量大于2％）[118?119]。但同時缺氧條件會使富含有機(jī)物的沉積物誘導(dǎo)微生物產(chǎn)甲烷，并生成大量甲烷氣泡，從而干擾季節(jié)性紋層發(fā)育[17，92]。經(jīng)過Zolitschka et al.[17]調(diào)研，在表面積深度比較低的富營養(yǎng)化湖泊中發(fā)現(xiàn)了保存紋層狀沉積物的最佳條件，富含有機(jī)質(zhì)的細(xì)粒沉積紋層多發(fā)育于湖侵時期的深水環(huán)境，且為閉塞缺氧的安靜水體、低沉積速率和緩慢沉降的穩(wěn)定湖盆。然而，并非只有深水環(huán)境發(fā)育富有機(jī)質(zhì)頁巖，如在美國阿巴拉契亞盆地Marcellus海相頁巖中發(fā)現(xiàn)了混合紋層、波紋層理的沉積標(biāo)志，說明在構(gòu)造比較穩(wěn)定和相對淺水的條件下也能沉積富有機(jī)質(zhì)紋層狀頁巖[120]。

3.3 古地質(zhì)事件

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

3.3.1 紋層物質(zhì)組分重置

洪水和地震觸發(fā)的湖泊流體（重力流、異重流等）均會增加被輸入到湖泊內(nèi)顆粒的密度和粒度大小，致使沉積紋層中夾雜砂顆粒而發(fā)育更多的砂質(zhì)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(dāng)湖泊處于地震釋放能量區(qū)域附近，其釋放的能量可破壞已經(jīng)形成的沉積紋層結(jié)構(gòu)，使沉積黏土和碳酸鹽巖流態(tài)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(xiàn)了明顯的地震誘發(fā)變形結(jié)構(gòu)[17]。同時也會導(dǎo)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(qū)的地震沉積事件層紋層組基質(zhì)中發(fā)現(xiàn)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(qū)碎屑顆粒粒度、破壞內(nèi)源沉積物和沉積分布模式等，相對促進(jìn)深湖區(qū)發(fā)育砂質(zhì)紋層。與洪水、地震事件不同的是，火山噴發(fā)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?guī)r層[30，123]。研究認(rèn)為火山灰是盆緣火山噴發(fā)形成的火山塵，以空降的形式進(jìn)入湖泊，其中風(fēng)力對于陸相火山碎屑物質(zhì)起著重要影響，其大小和速度直接控制著火山碎屑巖（凝灰?guī)r）顆粒的搬運(yùn)距離，甚至可飄落至幾千千米之外[124]。在搬運(yùn)過程中，火山物質(zhì)又受其本身粒度大小與密度的控制，從而產(chǎn)生不同的降落速度形成差異性沉降，致使沉積的凝灰質(zhì)紋層連續(xù)性好且厚度分布穩(wěn)定，晶屑顆粒弱定向排列，單條凝灰質(zhì)紋層從下到上粒度表現(xiàn)為正粒序特征[4，41，123]?；鹕交椅镔|(zhì)內(nèi)的營養(yǎng)元素可促進(jìn)水體表層內(nèi)動植物繁殖，將有利于有機(jī)碳形成與富集[125]。通常凝灰質(zhì)紋層易與有機(jī)質(zhì)紋層同時沉積形成二元結(jié)構(gòu)，但若火山發(fā)生高頻率噴發(fā)則使大量火山灰造成水體環(huán)境極度缺氧，此時使包括形成的富凝灰質(zhì)紋層在內(nèi)的有機(jī)碳含量均相對較低[102，126]。不同于陸上火山，若在湖盆底部發(fā)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(dāng)高溫巖漿因與湖水觸發(fā)冷凝作用時會釋放大量熱能，強(qiáng)烈破碎能量和水下高壓會導(dǎo)致噴發(fā)的顆粒形成超細(xì)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(fā)為主，且強(qiáng)度小和次數(shù)多，因此水下火山噴發(fā)沉積層單層薄、層數(shù)多，在遠(yuǎn)離火山噴發(fā)處可與非事件沉積型的超細(xì)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(jié)構(gòu)，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(xì)粒巖中發(fā)現(xiàn)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(jié)構(gòu)[128]。

3.3.2 提供額外水動力條件

所有的古地質(zhì)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(nèi)部能量和洪水、風(fēng)暴帶來的流動能量），加劇濁流、碎屑流和異重流等流體發(fā)生頻率，使更多外來物質(zhì)碎屑輸入盆地內(nèi)，并且加快了深水區(qū)的顆粒沉積速率和有機(jī)質(zhì)的埋藏保存，同時破壞或侵蝕已形成的層理或紋層結(jié)構(gòu)[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(zhì)紋層卻呈現(xiàn)斷續(xù)形態(tài)，表明當(dāng)時水體處于動蕩狀態(tài)，被推測為事件因素導(dǎo)致[69]。而且氣旋的大小直接控制著風(fēng)暴浪基面的深度，如臺風(fēng)等所引起的風(fēng)暴浪深度可達(dá)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(jìn)而導(dǎo)致紋層結(jié)構(gòu)被破壞：當(dāng)風(fēng)力增強(qiáng)時，向湖岸方向傳播時會形成壅水，對沿岸地帶產(chǎn)生強(qiáng)烈的沖刷剝蝕[17，78]；當(dāng)風(fēng)力減弱時，風(fēng)暴回流將攜帶大量被沖刷下來的物質(zhì)向湖泊搬運(yùn)，在高水動力下形成高密度流侵蝕或破壞原有紋層結(jié)構(gòu)[58，130]。例如，習(xí)水吼灘奧陶統(tǒng)細(xì)粒碳酸鹽巖中發(fā)育的風(fēng)暴紋層結(jié)構(gòu)中發(fā)現(xiàn)細(xì)顆粒能夠部分沉積下來形成內(nèi)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(fēng)暴的能量逐漸減弱后，這些細(xì)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(jié)狀方解石紋層被風(fēng)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(jié)構(gòu)[72]。所有事件沉積作用把碎屑物質(zhì)向深水區(qū)搬運(yùn)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(jī)質(zhì)豐度均較差，因此濁積巖、震積巖等事件沉積巖中有機(jī)質(zhì)紋層發(fā)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(xiàn)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(zhì)事件中的歸類，現(xiàn)代人類活動屬于現(xiàn)代沉積范疇。

3.4.1 太陽輻射、閃電、現(xiàn)代人類活動

紋層形成機(jī)理被認(rèn)為是由氣候和環(huán)境因素共同驅(qū)動，而地球氣候和環(huán)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(guān)關(guān)系，由此表明太陽輻射以氣候變化的形式對紋層的調(diào)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(jī)物質(zhì)和生物，且其可將氧氣和水轉(zhuǎn)化為形成有機(jī)物的初期氮化物質(zhì)，可相應(yīng)地對湖泊中生物、有機(jī)質(zhì)數(shù)量以及紋層內(nèi)組分產(chǎn)生一定程度的影響[131，138]；最后，人類活動增加化學(xué)物質(zhì)排放不同程度地影響湖泊水體中有機(jī)物質(zhì)、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(fā)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(jié)構(gòu)等處于較為穩(wěn)定狀態(tài)階段后觸發(fā)。在不同沉積環(huán)境與水體條件控制下會形成不同類型的細(xì)粒沉積物，從而觸發(fā)不同的成巖作用（壓實作用、膠結(jié)作用、重結(jié)晶作用、交代作用、黏土礦物轉(zhuǎn)化、自生礦物形成以及有機(jī)質(zhì)演化作用的共同改造[1，139]）復(fù)雜的改造和構(gòu)造作用的影響，結(jié)合紋層變化規(guī)律可主要分為紋層結(jié)構(gòu)形變、被完全破壞以及紋層中顆粒成分轉(zhuǎn)換、晶形轉(zhuǎn)化共兩類。

通常沉積物質(zhì)在固結(jié)不久后會發(fā)生不同程度的壓實作用，觸發(fā)誘因包括地質(zhì)構(gòu)造運(yùn)動以及古地質(zhì)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(jié)構(gòu)序列模式[140]。例如，滄東凹陷孔二段混合細(xì)粒沉積巖內(nèi)小斷層發(fā)育使紋層發(fā)生錯動，從而引起紋層結(jié)構(gòu)的彎曲變形，在強(qiáng)烈構(gòu)造運(yùn)動下可見泄水構(gòu)造和一些軟沉積物變形構(gòu)造穿過紋層[67]；濟(jì)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(zhǔn)同生期的壓實作用引起的泥質(zhì)沉積物塑性流動[117，141]。

而后續(xù)成巖過程中包括黏土礦物轉(zhuǎn)化、交代作用、自生硅質(zhì)沉淀作用、方解石膠結(jié)作用和重結(jié)晶作用等使其礦物成分或晶形發(fā)生不同程度的變化[80，142]。紋層顆粒成分轉(zhuǎn)化主要包括黏土礦物的蒙脫石、高嶺石轉(zhuǎn)化生成伊利石的過程和方解石、長石以及黏土礦物之間發(fā)生的交代作用[143]；而晶形轉(zhuǎn)換和形成包括碎屑礦物膠結(jié)作用、自生硅質(zhì)沉淀作用以及碳酸鹽重結(jié)晶作用，同時可相對發(fā)育紋層內(nèi)晶間孔從而改善其儲集物性[144]。如渤海灣盆地沙三段重結(jié)晶方解石紋層因被有機(jī)質(zhì)成熟階段生成的有機(jī)酸觸發(fā)重結(jié)晶作用而形成[91]（圖8e）；東營凹陷沙四段頁狀灰?guī)r經(jīng)上下富有機(jī)質(zhì)黏土紋層排烴中的有機(jī)酸觸發(fā)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(jié)論與展望

（1） 紋層形成機(jī)制可分為黏土紋層絮凝成因機(jī)制、長英質(zhì)紋層成因機(jī)制、鈣質(zhì)紋層形成機(jī)制和有機(jī)質(zhì)紋層成因機(jī)制。其中凝絮成因機(jī)制均由物理模擬實驗下得出，但由于實驗設(shè)備和技術(shù)相對滯后，所用實驗顆粒均為細(xì)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(xù)學(xué)者可逐步加入干擾因素以完全模擬現(xiàn)實紋層沉積過程。

（2） 湖泊細(xì)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(zhì)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(jìn)或相互抑制。雖然單因素影響機(jī)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(jī)理模型建立，包括在組合條件下對紋層成分、結(jié)構(gòu)、可形成的互層模式等的精準(zhǔn)預(yù)測。且由于技術(shù)和取樣巖心數(shù)量的限制，無法還原紋層成巖作用的復(fù)雜過程，包括紋層中礦物轉(zhuǎn)化和重結(jié)晶的機(jī)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(fā)育和保存紋層結(jié)構(gòu)。但其結(jié)論是建立在若干條限制條件（范圍內(nèi)湖泊深度和表面積等）下而得出的，因此亟需不斷豐富現(xiàn)代全球湖泊數(shù)據(jù)庫的覆蓋性和精準(zhǔn)性，在預(yù)測模型中加入更多要素（如任何深度、海拔等），利用地質(zhì)、遙感信息以及計算機(jī)算法等對古湖盆地質(zhì)條件進(jìn)行精確反演，最終利用完善模型對紋層狀地層完成精準(zhǔn)的范圍預(yù)測。