细粒沉积岩是非常规油气资源中致密油气、页岩油气的重要烃源岩和储集层,近年来引起石油地质领域的广泛关注。其所指的是粒径小于62.5 μm且碎屑颗粒含量大于50%的沉积岩,成分包括石英、长石、黏土矿物、碳酸盐以及有机质等^[1⁃4]。具有粒度细、浮重度小、比表面积大、表面带负电荷和离子交换容量大等特性,其颗粒间物理—化学力键非常发育,极易在水体中发生黏结或絮凝作用,从而形成不同等级的凝絮体团^[5⁃6]。与分布面积大、厚度稳定、成分相对单一的海相细粒沉积相比,陆相细粒沉积距离物源较近且所处水体深度较小,受环境、气候因素影响更加显著^[2,7⁃14]。因其非均质性更强且广泛发育复杂纹层结构,导致岩石矿物成分、储层结构、组合方式在成因上具有复杂性^[4,7⁃9,11]。纹层是指沉积岩中肉眼可见的最小单位沉积层理,是沉积岩或沉积物中可分辨的最薄或最基本的沉积单元,单层厚度一般小于10 mm^[15]。1862年,瑞典地质勘探队首次记录了年层状沉积物,将其描述成前冰期环境中的韵律沉积物（varved sediments）。纹层这一概念最早于1884年被瑞典学者de Geer所提出,他发现冰川外缘沉积的薄层泥岩由下到上呈以年为周期变化的特征,并认为这一现象可以用来作为冰川消退期的时间量程^[16⁃17]。最初这一现象以薄层黏土岩（varved clay）来描述,它的定义仅用于描述沉积在冰川外缘的黏土层^[16⁃18]。在1908年,de Geer^[19]第一次使用“varve”一词描述纹层（即一个完整的年沉积旋回）的概念。此后,纹层分析逐渐成为一种高分辨率年代测定工具^[17⁃18]。因纹层的沉积厚度、矿物组分、颜色及结构变化提供了丰富的古气候变化周期、地质事件重现、古湖泊物理化学等演化信息,所以国外学者对纹层的研究更多聚焦在古沉积环境恢复方面^[18,20⁃22]。例如通过地层中连续火山凝灰质纹层之间的沉积物特征变化探明火山的爆发间隔时间^[23]；分析纹层中碳同位素的变化规律来恢复古地核的活跃周期等^[24]。而国内学者也在四海龙湾玛珥湖、青藏高原新路海和库赛湖、柴达木盆地苏干湖等湖泊的古气候重建和年纹层形成机理等方面做了大量的研究工作并且取得丰富成果,包括总结中国湖泊年纹层类型、特征及纹层年代学研究方法等方面^[20]。同时国内学者还探究纹层在油气储层的孔隙度、渗透率及油气聚集等方面的影响^{[3⁃4,8,25⁃28]}。例如通过高分辨率岩心图像扫描、能谱分析、有机质分析和纳米CT扫描等技术,总结渤海湾盆地、松辽盆地等湖相富有机质纹层状细粒岩与总有机碳（Total Organic Carbon,TOC）含量及页岩油气富集的关系,明确不同纹层组合类型对页岩储层特征差异性和油气富集模式的影响,并预测储层含油气“甜点”位等^{[3⁃4,25⁃26]}。目前,“varve”一词已被扩展到包括海相和陆相地层中每年所沉积的纹层结构集合^[17]。国外普遍用varve和lamination来表示纹层,国内则用varve、laminae、lamella和lamination等词来表示纹层^[4,7,15,20]。据统计,纹层发育程度直接导致细粒沉积岩的非均质性变化,进而影响储层微观结构、水平与垂直渗透率比值差异、生烃能力与含气性以及储集性能等^{[3,8,29⁃30]}。越来越多的学者开始认识到纹层在页岩油气储集空间、页岩油气富集、开发/生产效果等方面中具有重要作用^[10,31]。本文通过对湖盆细粒沉积岩纹层特征、分类、形成机制及影响因素等方面研究进展的梳理,为进一步研究细粒沉积岩储层物性、有机质分布机理、页岩油气储层甜点成因等方面提供指导作用^[4,32⁃33]。

Campbell^[15]认为纹层存在于上下两个由侵蚀或非沉积作用形成的间断面之间,它同其层理性质一样,只是它的垂向厚度更薄且形成的时间更短。通常地层形成的时间跨度可达数百年,而纹层的沉积时间仅从几秒到几年不等^[2,15]。因此从地层学宏观角度来说,一个纹层即是一个小地层,它们具有一些相同的特征。但从微观角度说,也具有以下不同特征：（1）纹层成分和质地相对均匀；（2）在肉眼下,纹层内不会存在更细小的层；（3）除某些呈水平层理的纹层外,纹层厚度小于所在的层理厚度；（4）虽然某些交错层理纹层组的厚度可达数十厘米（cm）,但是纹层的厚度通常用毫米（mm）来表示^[15]。在细粒沉积岩中一组或一套整合的、成分和成因相似的垂向纹层序列可构成一个纹层组合,表明这一组纹层是相似的沉积环境、物源碎屑供应以及水动力强度等条件下的稳定产物^[15,20]。进而可由许多成分、结构上近似的同类型纹层组构成层系。通常一条纹层的厚度从几毫米到数厘米不等,一个纹层组合的厚度从几厘米到数百厘米不等^{[2⁃4,15⁃19]}。如咸水湖盆深水区的碳酸盐纹层厚度只有几毫米,而在某些湖盆或海洋中的浊积岩纹层组合可达数百厘米^[4,24,31]。纹层的厚度与水动力强度和物质供应丰度呈密切的正相关关系,即周期内较稳定的水动力强度和物质碎屑供应数量有利于纹层结构的发育和保存^[3,24⁃25]。

在一定的盆地结构和环境条件下,湖泊纹层是由湖泊水体季节性变化或与河流下游区的迁移进而改变碎屑沉积模式下所形成的^[17]。湖泊水体季节性或周期性变化一般与构造、水动力、温度、气候等因素有关,受悬浮作用、生物作用、重力流作用和成岩作用等多重因素共同控制^{[2,4,8⁃9,17⁃18,21]}。当最底部的纹层形成后,随后发育的垂向纹层序列则需要波浪或大型底栖生物扰动等作用来不断提供碎屑,即需要持续的物源混合碎屑不断输入湖泊^[17]。纹层组合在纵向上可呈现正递变、反递变及均质结构。正递变一般与牵引流搬运、陆源碎屑周期性输入及重力流等因素有关^{[4,17,20⁃21]}；反递变通常与异重流、水动力增强引发的陆源碎屑物质的强供给和风暴沉积等事件性沉积因素有关^{[8,17⁃18,20⁃21,29]}；均质结构则多与稳定水动力悬浮沉降、快速沉降及后期成岩作用等因素有关^{[2,4,,20⁃21,34]}。因此,纹层形成机制十分复杂,垂向相邻的纹层组序列甚至相邻的纹层可以表现出对比鲜明的颜色、不同的矿物成分、有机质丰度、粒度和结构等^[18⁃19,25]。

纹层种类繁多,不同学者出于研究的目的不同,对纹层划分方案也不同。但学者主流按照沉积相、成分、几何形态结构等类别对纹层类型进行划分^{[7,16⁃21,34⁃39]}。

按沉积相划分,纹层可分为冰川纹层、海相纹层和湖泊纹层等多种类型^[16⁃18,22]。冰川纹层反映了冰川融化速率的季节性变化引起的沉积物粒度大小和颗粒成分的变化^{[21⁃22,27,29]}；海相纹层多形成于深水低能、欠补偿且缺氧的水体环境,以黏土纹层为主^[31,38]；湖泊纹层由于气候影响通常表现为规律性的变化,且碎屑物质规律地输入引起多样性的纹层结构^[4,16,21]。

按物质成分划分,纹层可分为黏土纹层、长英质纹层、富钙质纹层、富有机质纹层、混合纹层、凝灰质纹层、黄铁矿纹层等多种类型^{[2⁃3,34⁃35,37⁃39]},影响纹层物质成分的主控要素包含沉积和成岩过程中物理、化学和生物的相互作用,具体包括物源区条件、水动力条件、盐度、氧化还原^[2,19]。

按几何形态结构划分,纹层结构可分为水平纹层、低角度波状纹层、交错纹层、平行纹层以及不平行纹层等多种类型^[2⁃15]。水体能量依次增强时,依次发育水平纹层—波状纹层—交错纹层等^[3,21,36,40]。悬浮沉降易形成平行纹层,若水体方向或能量易发生变化则易形成不平行纹层^[20⁃21]。

早期的深湖年纹层沉积模式认为：湖泊潜流以层面流和层间流的形式将黏土矿物和细砂—粉砂级碎屑颗粒从湖口搬运至深湖区域,径流入湖后,流体以重力流或碎屑流等流体形式携带物源碎屑^[15,21,41]。其中携带的密度较大的细砂—粉砂级颗粒在相对靠近物源的位置优先沉积,并发育陆源碎屑砂质年纹层；而黏土矿物更易被搬运至远离物源区的湖盆中心,在低能环境下长时间处于悬浮状态,直至水动力（接近）完全消逝后在静水环境下逐渐沉淀形成以黏土矿物为主（少量内源矿物、生物残骸和有机质）的深湖区超细粒沉积年纹层^{[15,17,21,41]}。随着科学技术的进步、细粒沉积学理论的不断完善和物理模拟的多样性开展,近年间学者们逐渐揭示了多种不同类型纹层的形成机制。

近年间学者发现黏土纹层不仅形成于低能环境,Schieber et al.^[42]通过泥岩的水槽实验,提出了一种碎屑黏土絮凝作用搬运机制,证实了黏土岩可以发育于相对高能的水动力环境,并以波状纹层（或为块状结构）结构发育（图1）：通常流体中的黏土级颗粒处于悬浮状态且不易发生沉积,其静水沉积速率仅为0.003 mm/s^[14,43⁃44]。但黏土在水流中易与细粒沉积物发生絮凝作用而结合成絮凝体团,其中细粒颗粒的粒径和形状会对絮团中粒间的吸引力和排斥力产生影响,结果使其沉速可达0.01~2.00 mm/s甚至更高,并以悬移质的形式运移^[14,45⁃46]。絮凝体会在底流搬运作用下沿床面移动,在搬运过程中会不断卷入并包裹碎屑物质^[14,47]。在底面推移过程中,絮凝体团将不断扩大至与流速相平衡的最大絮团级次^[47]。由于深水区水动力减弱和流速较低,内部粒度较大的砂质颗粒中的一部分会被就近释放和率先沉降,而较细的一部分由于颗粒之间的物理化学合力大于其重力,会仍以悬移质被继续输运。同时Sturm et al.^[48]提出该悬移质可作为浊流、层间密度流和异重流三类洪水重力流中的一种“流体颗粒”,并且整个过程中浊流和等密度流均可向异重流转变。异重流按流体变化过程可分为三个模式区域,即注入区、主干区和前端区^[49]。当细粒沉积颗粒在异重流主干区（异重流前端流速慢且不侵蚀,主要侵蚀和沉积作用发生在主干区^[50⁃51]）中被侵蚀而扬起时,在降落过程中一部分细粒颗粒（包括形成的絮凝体团和长英质粉砂等）会被正在向床面移动的高速水流带捕获,而带回到近壁区；另一部分可被卷入低速上升带的漩涡中而再次上扬,成为异重流的补充物质并被向前端区（深湖区）方向运移^[48,52]。随着注入碎屑颗粒的密度下降,流体衰减为以异轻流为主的流体状态,细颗粒和絮凝体被异轻流运移到水动力较弱区（或静水区）呈悬浮状态,最后通常以冲泻质形式分散沉降,其沉降速率受其絮状体丰度和水体盐度控制^[11,53]。当流速介于10~26 cm/s时,细粒物絮团以絮状波纹在底部移动,并在黏土床面上聚集和沉积,从而可在较强水动力环境的半深湖—深湖区沉降,形成低角度波状纹层^[53⁃55]。随着水动力进一步减弱和压实作用发生,最终低角度波状纹层结构过渡为平直平行黏土纹层结构^[11,55]。

图  1  不同沉速、悬浮物浓度下的纹层形态变化图（据文献[42]修改）

Figure 1.  Different sinking velocity, concentration of suspended material laminated shape variation (modified from reference [42])

在地层中陆续发现大量呈层状、纹层状粉砂质泥岩,表明长英质粉砂可能发生再剥蚀—悬浮—搬运的沉积过程,并作为推移质与絮凝体一起在湖底沉降而形成泥质—砂质互层纹层结构^[11]。Schieber et al.^[56]在石英粉砂和黏土混合物水槽模拟表明,“粗”型波纹以允许石英颗粒与絮凝体在床上荷载中的同时移动且发生分选现象,形成了砂质纹层和泥质纹层的互层结构：当粗粉砂被卷入絮凝体之后进入底流搬运阶段时,由于砂质和泥质颗粒表面电荷、絮团的固有脆弱性以及密度和大小的差异,每当絮凝体撞击湖床或其他颗粒时,内部粗粉颗粒因惯性倾向于分散和破坏絮凝体^[57]。从而导致它们被絮凝体重新释放,而细粉砂在范德华力吸引下仍被留存在絮凝体中^[58]。在粗粉砂与絮凝体有效分离和絮凝体解体后,絮状波纹和砂质波纹可同时在底部移动,形成一层薄层沉积物^[59]（图2）。所以长期底流搬运作用可形成一套由粉砂纹层和黏土纹层组成的沉积物,即一旦低于沉积临界速度,可堆叠形成互层状砂质—泥质纹层。因此,细粒沉积岩中的泥质和粉砂质（硅质或钙质沉积物）的互层结构并非平静间歇带和交替流的标志,而是水携沉积物在同一搬运底流作用下出现沉积物分选后堆积的结果^[56]。其过程中的水动力包括但不仅限于牵引流、异重流、风力驱动形成絮凝羽状流以及重力流成因机制包括滑动、滑塌、碎屑流和浊流等^[11,60⁃62]。在长距离的搬运过程中,不同流体相之间转化方式和方向相当复杂^[63]。例如,低浓度的浊流在搬运过程中随着泥质杂基含量增加,可进一步转化为高浓度的泥质碎屑流等^[63⁃64]。它们既可以单独作用于湖盆细粒沉积底流搬运作用,也可以对其有交互共同作用^[8,11]。完整的互层结构需要周期内稳定的水动力条件和物源输入,因此稳定砂泥互层的实例较少^[11]。但可在不同地区的异重流前段区、浊积岩中和水体能量变化区域发现发育的砂质纹层^[11,65⁃66]。

图  2  砂质—泥质纹层互层成因模式图（据文献[57]修改）

Figure 2.  Diagram of genesis model of interlayer of sandy and argillaceous laminae (modified from reference [57])

钙质（碳酸盐）纹层状细粒岩成因机制十分复杂,主要分为湖泊蒸发浓缩沉积、生物化学沉积和凝絮成因等,学者认为碳酸盐纹层易发育于一种低能、安静、较高盐度和温暖条件下的水体环境,且通常易与黏土、有机质纹层成混合细粒纹层、灰质纹层等发育于湖盆半深湖—深湖部位^[4,67]。水体高盐度则使地层中碳酸盐纹层相对更加发育,因湖水内本身的高Ca²⁺和Mg²⁺离子浓度使向有利于化学作用发生方向,形成碳酸盐物质继而发生后续沉积过程,同时高盐度水体也更有利于凝絮作用发生^[3,10]。而温度变化使湖泊表层水蒸发值发生波动并引起碳酸盐浓度量的波动,其绝对浓度受控于古地质时期湖泊蒸发量和陆源碎屑（长石、石英等）对碳酸盐的“稀释”^[68]。当湖水蒸发浓缩时,镁钙离子浓度比值变相增加会结合水体中CO32-离子诱发碳酸盐析出、沉淀,最后沉积形成方解石、白云石纹层^[69]；同时碳酸盐纹层也会受菌藻类生物化学作用的影响,当夏季干燥炎热致使表层水体温度高,浮游动植物勃发和EPS（胞外聚合物）进行新陈代谢和光合作用会萃取水体中CO₂导致其含量降低、水体pH值上升和CO32-离子过度饱和,在长期的缺氧和碱性水体条件下方解石晶体在变温层中会沉淀析出,而形成隐晶方解石纹层^{[10,39,69⁃71]},该类纹层常与有机质和藻类结合发育的深色富有机质纹层状泥质灰岩^[10]。秋冬季动植物大量消亡后,生物作用的减弱使得碳酸盐析出量减少,导致碳酸盐纹层不再发育^[72]。研究人员在物理实验模拟中发现细粒碳酸岩可能在高能环境下聚集且像黏土一样在水体中发生凝絮作用^[73⁃75]。流动的碳酸盐泥浆一旦流速低于25 cm/s的沉降临界流速,悬移质就会形成絮状波纹进而形成碳酸盐纹层,内部可发现倾斜的低角度纹层和平行纹层^[76]（图3）。

图  3  不同载荷粒径、流速及剪切应力下碳酸盐纹层形态变化模式（据文献[76]修改）

Figure 3.  Morphological patterns of carbonate laminae under different loading particle size, flow rate and shear stress(modified from reference [76])

有机质的沉积率通常非常低且极易被氧化分解^[77]。对含有机质黏土的絮凝实验分析表明,有机质易与细粒物质相互黏结形成絮团,使有机质远离水溶氧气和微生物并获得更大的沉速,间接提高有机质的稳定性而利于保存^[43,58]。其搬运过程可由重力流—絮状物羽状流以絮凝的方式“收割”透光带中的藻类有机质来富集有机物物质,继而再与流体内的细颗粒触发絮凝作用^[43,78⁃79]。由于半深湖—深湖区沉积速率高、氧化性弱和后期改造弱等特征,有机质将在絮状物羽状流消亡区（半深湖—深湖区）富集后与碎屑物质（黏土、石英、碳酸盐、火山灰等）同时埋藏组成透镜状纹层,或形成二元纹层结构（长英质纹层和含有机质—黏土纹层互层、黏土纹层和有机质纹层互层、混合纹层和有机质纹层互层）,甚至三元（凝灰质纹层、长英质纹层和富有机质黏土纹层）纹层结构^[9,79⁃83]（图4a~e）。有机质的这种沉积方式可随季节变化在半深湖—深湖区多次发生,为形成有机质纹层提供物质基础和结构条件。有机质纹层易在稳定水体、缺氧环境中保存,与砂质纹层的互层间隔可反映其水体动力条件的变化频率^[79]。例如渤海湾盆地东营凹陷沙河街组四段上亚段有机质纹层呈现连续弯曲、纵向叠加的有机质条带形状,常发育于方解石纹层边部^[3]；松辽盆地多发育上部为富有机质的黏土质纹层,下部为颗粒较多的长英粉砂质纹层的正序列纹层双层结构,其构造主要呈脉状纹层理和透镜状纹层理^[79,81]。

图  4  不同地区纹层电镜扫描图（据文献[72,80⁃81,83]修改）

Figure 4.  Scanning electron microscopy of laminae in different areas (modified from references [72,80⁃81,83])

相比于海洋沉积,湖泊细粒沉积物受构造与气候活动的影响更为明显,受控因素更繁琐^[41]。纹层沉积的过程,是一系列的沉积事件（机械沉积、事件沉积等）的结合,包括层流、重力流、异重流等季节性变化导致湖泊水体环境变化,而引发的物理沉积、化学沉淀和生物化学沉积等^[4,9,17,20]。纹层的连续性、形状和几何形态是纹层的三个关键属性,它们均与沉积水动力条件、氧化还原程度和输入、自源碎屑的颗粒粒径有关^[9]。例如,较弱的水动力条件下易发育水平纹层结构,水动力增强引发的陆源碎屑物质的强供给易形成楔状交错纹层结构^[9,21⁃22]。前人研究认为构造变化和气候变化是控制纹层形成的主要因素,而人类活动、生物扰动以及成岩作用等为辅助因素^[9,17]（图5）。其他影响因素包括水体盐度、动力条件、氧化还原性等,在一定程度上都受构造条件和气候变化的控制^{[9,17,20⁃21,31]}。纹层作为一种可以反应古环境和古气候周期性、间隔性变化的一种沉积构造,是沉积过程的直接反映^[12,84]。事实上,湖盆纹层作为细粒沉积岩的一种微小沉积结构,其影响细粒岩沉积过程的主控因素（例如温度、气候、水动力、火山喷发、地震等）均可影响纹层发育程度（甚至无纹层形成）、纹层组成成分、纹层组沉积厚度和纹层互层模式等。本文将其所有的影响因素归类为古气候因素、古地理条件、古地质事件和其他因素,纹层的形成受四种因素中的一种、两种或全部作用,且可能在发生过程中相互促进或相互抑制^[11,85]。

图  5  湖泊沉积物的形成的控制因素和过程示意图（据文献[17]修改）

Figure 5.  Schematic diagram of controlling factors and processes of lake sediment formations (modified from reference [17])

古气候的影响主要表现为历史地质时期湖泊所处环境的温度、湿度、降雨量以及风力等规律性变化的特征。通常是由于季节变换导致湖泊环境的周期性变化（即温度、湿度变化等）引起水体分层以及表层和底层出现物理化学差异条件等变化,从而直接控制细粒岩的碎屑成分、含量以及垂向叠置特征等^[17]。同时气候也是湖泊周边土壤和植被发育的主控因素,进而影响径流量和可溶性物质（如硝酸盐、氨和磷酸盐等）的释放以及矿物颗粒被从物源区向湖泊提供和运输的数量^[17,86]。综上,古气候可控制陆源碎屑沉积物的供应、碳酸盐物质的生成、细粒沉积物的分布、不同类型细粒物质的絮凝沉降及生物勃发程度等特征^[2,7,17]（图6）。

图  6  古气候因素对湖盆纹层形成的影响

Figure 6.  Effects of paleoclimate factors on the formation of lake basin laminae

温度是使湖泊水体分层的重要因素之一,水体对大气的温度变化较为敏感,气温变化使湖泊水体因产生密度差异而形成表层与底层的双层环境。致使湖泊物理化学条件差异和分层的稳定性随气候变化而变化,造成含氧量和盐类物质的重新分配。例如温度上升时,使水体中Ca²⁺和CO32-离子的溶解饱和度降低,同时温度升高能够加强水体植物的水光合作用,会吸收水中大量二氧化碳和碳酸盐,进而导致pH值增加到9以上,使CaCO₃溶解度降低,导致方解石沉淀而发育碳酸盐纹层^[17,84,87]（图4f）。通常冬夏季节湖水因温差较大最易出现温度分层现象,但在某些热带、亚热带地区,常年高温也可以使湖泊形成常年稳定的分层,如坦噶尼喀湖、马拉维湖等^[20]。

大气湿度会控制物源区碎屑进入湖盆数量,从而影响细粒沉积岩的纹层成分以及纹层的互层发育程度^[41,88]。当气候由干冷向暖湿转变时,咸化湖泊中碳酸根离子和镁钙离子在温度和生物催化下向生成碳酸盐方向反应,受轻微底流的搬运可形成方解石纹层^[89⁃90]。而学者Chiarella et al.^[88]对三个处于干旱与湿润地区的湖泊研究,发现湿度因素对混合沉积环境下长英质纹层与碳酸盐纹层之间的转变或互层频率有很强的控制作用。混积层系中发育碳酸盐的纹层段可能由于间歇性干冷气候使源区硅质碎屑供应减少,造成水体中碳酸盐物质数量相对富集；而长英质纹层则可能是由于湿热气候强烈剥蚀起源区致使大量硅质碎屑输入湖泊而形成的^[9,41,88]。

降雨量小时,河流携带入湖泊的陆源碎屑数量就相应减少^[17,34]。若发生在咸化湖盆中,降雨量低会使其湖水盐度和还原性增大而利于碳酸盐岩生成,为湖泊发育碳酸盐纹层带来物源条件,与此同时有机质也得到良好保存^[76,91]。若周期性降雨量增大致使河流流量增大,大量硅质碎屑流入咸水湖碳酸盐沉积区。依据瓦尔特相序定律,在横向上碳酸盐岩相与硅质碎屑岩相之间过渡区域,在垂向上会形成混合沉积^[92]。因此硅质碎屑和碳酸盐矿物会发育混合沉积纹层或泥质粉砂岩纹层互层现象等^[8,41]。再恢复到原来的降雨量,携带入湖泊的陆源物质将重新减少,则会重新优先发育碳酸盐岩。这样的降雨模式有利于发育混合纹层^[41,44,72]。

虽然风力很少直接体现在湖泊沉积物记录中^[17],但风作为一种重要的地质营力,对碎屑沉积体系的控制主要分两部分：地表沉积物和水下沉积物^[78]。对母源区岩石进行风化剥蚀,同时作为一种搬运方式将碎屑运移至湖泊中。如青藏高原北部库赛湖的粗粒碎屑年纹层因冬季风将风成沙刮至冰面上,春季冰面解冻时致使沙粒便沉入湖底而形成^[78,93]。当火山喷发时,风是搬运火山喷出的碎屑物质至湖泊沉积的主要动力,其大小和速度直接控制着火山碎屑凝灰质数量和搬运距离^[41]。在湖泊体系中,湖浪会侵蚀、搬运以及再沉积湖岸和浅湖底的水下沉积物^[94],而风即是湖浪的主要诱导因素^[78]。除了波浪作用,由风逸动产生的湖面摩擦力和湖浪迎风压力会使表层湖水向前逃逸且在浪基面以上形成风生对流作用于湖浅水层沉积物,同时风和波浪作用产生的水体能量也是控制碳酸盐岩沉积速率的重要因素之一^[95]。

在温度、湿度、降雨量和风力的综合作用下,会对湖泊的蒸发作用、水体盐度、有机质丰度产生不同程度的影响^{[20,70,72,91⁃92]}。

内源蒸发沉积作用是指在湖盆中心水体蒸发诱导矿物沉积,进而形成蒸发岩等岩石的过程^[90]。蒸发岩共有两种成岩机制：（1）由于湖泊表层高密度盐水下沉至深水洼陷深部,受有机质的影响下,矿物溶解度降低而使晶体析出形成蒸发岩^[96]；（2）干旱水体蒸发作用下湖泊逐渐浓缩使水体中的盐离子浓度过饱和,以晶体形式析出并沉淀^[89]。水体蒸发时,根据可溶盐的溶解度,蒸发矿物的结晶顺序依次为碳酸盐、石膏和石盐等,可发育浅色的碳酸岩纹层（方解石、白云石纹层）^[90]。在干旱或半干旱气候条件下,湖水的强烈蒸发会改变水体pH值,使一些pH值为碱性的富铁湖泊中出现碳酸铁沉淀现象,发育含铁质纹层^[17,69,97]。

温度升高和降雨量低促进的蒸发作用会使得湖泊水体盐度上升,高盐度会提高水体的分层稳定性,这解释了为什么尽管有些湖泊水深较浅、湖面较大,但仍保留着纹层结构^[17]。降雨量增加会降低湖泊水体盐度,低盐度环境利于大多数微生物的生存和繁殖,其中微生物对有机质生成和分解产生重要影响^[26⁃27,91]。高盐度是直接导致碳酸盐纹层在细粒沉积岩中高占比的重要因素之一,如苏北盆地中阜二段E₁亚段纹层状细粒岩占比28%~79%,其中厚纹层碳酸盐含量占比较高且薄纹层含量占比较低,对应纹层形成时期古湖泊盐度介于22.3‰~30.0‰,较厚纹层的高碳酸盐含量也和钙质纹层易形成于安静环境的结论相对应^[37]。渤海湾、准噶尔盆地等因盐度上升而发育大量隐晶方解石纹层,因此推测沉积水体为因古水体盐度或古气候干湿变化导致的分层状态^[41,67]。同时盐度也是影响细粒沉积物絮凝条件的关键因素,研究表明水体盐度超过1‰便可引发絮凝,是黏土纹层、钙质纹层和有机质纹层等形成过程中的关键因素^[98]。

湖泊中的钙质、硅质、有机质生物死亡后会在原地发生沉降、埋藏、微生物氧化分解和再矿化。其中大部分有机物（也有部分生物硅或碳酸钙的无机骨架参与）被微生物代谢氧化,最后只有一小部分可折射的有机物保存于沉积物中^[17]。内源生物残骸沉积物是形成超细粒沉积岩的重要组成成分,其与有机碳呈负相关关系,是重要的生油母质^[41,56]。有机质丰度能够映射沉积区水体的还原条件及营养度,可为生物和有机微生物提供充足的营养成分,有利于促进生物勃发和残骸富集,从而提高水体有机质丰度^[11,70,99]。夏季有机物的大量分解会导致水体处于缺氧状态,溶解的硫酸盐被微生物还原为硫化物,与某些金属离子接触（最主要的是Fe²⁺）易发生沉淀黄铁矿（FeS₂）,沿纹层结构微裂缝发育草莓状黄铁矿物质充填^[17,29]。若大量沉淀黄铁矿,可形成黄铁矿纹层结构^[17,29]。当夏季浮游藻类和细菌繁盛时,此时雨季河流悬移质浓度更高,微生物分泌的胞外多糖物质可作为催化剂降低Mg²⁺形成白云石所需的能量,进而促进白云石生成并发育白云石纹层^[97,100]。同时植物细胞壁可作为基底,通过吸附Ca^2＋、CO32-形成方解石,并且自身新陈代谢作用提高周围水体pH值使HCO3-转化为CO32-,有利于方解石过饱和而形成方解石纹层,同时导致有机质丰度下降^[72,101]。秋季浮游藻类大量死亡、沉淀,利于形成深色有机质纹层^[90]。冬季水体生物紊动性降低,则水体中主要以黏土沉积形成黏土纹层^[70,99]。如四海龙湾玛珥湖年纹层作为中国最长的年纹层序列,以冬季暗色硅藻纹层和亮色含碎屑、有机质混合纹层交替的年纹层序直接反应了环境的季节性变化^[102]。

古地理条件是指古代地质时期自然环境的形成、发展和演变的集合,包括古陆地、古湖泊、古生物环境和古自然地理带的分布以及各要素的演变过程和综合环境的演变机理,如湖侵、湖泊地区生物演替、湖泊区域和地带的变化与位移等^[1]。对细粒沉积过程中的沉积机理、控制机制和分布模式产生重要影响^[1,103]。其中影响纹层特征及成因机制的古地理条件主要有物源条件、构造背景和水深条件（图7）。

图  7  古地理条件对湖盆纹层形成的影响因素

Figure 7.  Effects of factors of paleogeographic conditions on the formation of lake basin laminae

细粒沉积岩的沉积母质来源复杂,可分成陆源输入、内源沉淀和火山—热液喷发三类^[13,89],因此在不同条件下的湖泊优先发育不同种类的纹层。湖泊陆源碎屑物质包括石英、长石、黏土矿物、陆源有机质等^[17]。在淡水湖中,陆源物质相对优先发育长英质砂质纹层。如湖泊周围的植被发育和气候潮湿,则会限制流入湖泊的陆源物质颗粒数量^[59],使长英质纹层的发育规模明显降低^[81]。当夏季大量植物勃发时,则大量物源区溶解的有机物质形式（如腐殖酸和黄腐酸）流入将导致湖泊富营养化和生物勃发^[17,86]。秋季植物死亡在土壤中经过复杂的生物化学过程后,会以颗粒碎屑或溶解有机物的形式被运输到湖泊系统中^[41,44]。内源物质包括水体中自生泥晶—微晶方解石与白云石、黄铁矿以及在水体中生活繁衍的钙质和硅质微生物等^[44,85,104]。在不同的盐度和还原度等条件下,由内源物质可形成的纹层类型种类丰富。如在盐度较高的水体中相对发育白云石或方解石纹层,还原度好的水体中可见黄铁矿纹层和有机质纹层^{[2⁃3,17,41,90]}。而火山—热液作用产生的沉积产物,易与陆生、水生有机质和黏土质颗粒一起沉积,在较为安静环境形成以凝灰质纹层为主的二元或三元纹层结构^{[4,41,105⁃116]}。受物质来源的影响,不同纹层的成分、粒度、几何形态和构造会有明显差异。

构造升降活动控制着物源区和沉积区的分布和范围,从而控制了物源的供给数量和方向,这对优先发生哪种物质的沉积模式产生重要影响^[41,96],例如物源区的抬升与沉降是控制硅质或碳酸盐碎屑沉积旋回重要因素之一^[103]。同时不同盆地构造类型会发育不同种类的纹层类型,如异重流沿断陷盆地中心轴部推进后可形成厚层块状砂岩与纹层状砂岩的互层叠置沉积模式等^[53]。区域地质构造会对湖泊中的流体发生频率（牵引流、底流、浊流等）产生影响,它们能在不同的条件下多次发生相互转换,可促进互层或夹层状的混积层系发育^{[41,64,106⁃110]}。因此,看似同种类的纹层可以形成于多种沉积机制,如若发生块状砂岩与上覆泥质纹层状沉积物呈突变接触时,可能为砂质碎屑流成因;与上覆沉积物为渐变接触构成正粒序纹层结构,则为高密度浊流成因^[18]。而在异重岩中,纹层状细砂岩相则是块状砂岩相与爬升层理砂岩相的过渡岩相^[66]。若浊积岩中发育平行纹层理常在侧向渐变为爬升纹层,说明兼有牵引与重力沉降的形成机制^[111]。例如,在束鹿凹陷沙三段下亚段发现两类细粒浊流型纹层,一类是由泥屑和少量粉砂碎屑组成具有明显粒度差异或正粒序特征的纹层组合,垂向上叠加形成浊流型纹层状泥灰岩（图8a）；另一类是由粉砂级碎屑颗粒组成的粗粒序纹层与泥屑纹层组合互层的纹层状粉砂岩^[39]。

图  8  不同地区纹层电镜扫描图（据文献[31,39,90⁃91,97,107]修改）

Figure 8.  Scanning electron microscopy of laminae in different areas (modified from references [31,39,90⁃91,97,107])

古水深的影响因素主要表现在古湖平面变化和古氧化还原程度。湖平面变化可控制纹层内成分含量比：当湖平面下降时,碳酸盐产率明显下降,加之陆源硅质碎屑供应对碳酸盐的形成产生一定抑制作用,使得湖平面位于低位体系域时期,纹层会以含硅长英质纹层和混合纹层发育为主^[36,64,86]。若下降至水体分层界面附近,季节性回水产生的底流使陆源长英质矿物输入增多而发育不平直纹层混合岩相。高频次的湖平面变化会影响地层中硅质碎屑层与碳酸盐岩层间的比重^[41,88,112]。国外学者以勘查数据和模型统计,在湖泊其他条件（湖泊形态、水体容量、物源区碎屑通量等）相对一致或可忽略不计的前提下,最大深度范围在5~17 m的湖泊中,通过形态参数得出的结论是水深超过10 m的湖泊中普遍发现年层状沉积物,而水深在5~7 m的湖泊很少发现^{[17,113⁃115]}。O’Sullivan^[113]通过函数式表达湖泊最大水深、表面积和“相对深度”（湖泊深度与湖泊最大直径的百分比值）的关系：

式中：Z_max为湖泊最大水深；A为湖泊表面积；Z_r为湖泊相对深度。对57个发育纹层的湖泊Z_r值进行了研究,其中22.4%的湖泊的Z_r值小于2%,而表面积小的深湖（占据40.4%）的Z_r值大于4%^[113]（图9）。在后续探究的143湖泊中,Z_r平均相对深度为4.04%。Z_r<2%的湖泊仅有22.4%,36.8%的湖泊Z_r>4%^[9]。湖泊最大深度、湖泊面积和纹层发育记录之间的关系表明,在两个表面积相似的湖泊,水深更大的湖泊易保存纹层结构；Z_max通常随湖边面积的增加而增加,较小的湖泊需要增加相对深度来保存纹层状沉积物^[113⁃114]。基于相同的湖泊形态参数,Larsen et al.^[116]利用美国和加拿大的159个湖泊物理模型和地质数据,建立一个方程式来预测湖泊底部是更易发育层状沉积物还是块状沉积物。用参数Z_ml来代表具有湖泊块状或层状沉积物的临界边界深度。

图  9  136个湖泊的最大湖泊水深（Z_max）与表面积（A）的关系（据文献[17]修改）

Figure 9.  Relationship of maximum lake water depth (Z_max) to logarithmic surface area (A) for 136 lakes from published varvesrecords (modified from reference [17])

式中：Z_ml为湖泊纹层临界深度；A为湖泊表面积。利用此公式,学者Tylmann et al.^[103]后续选定60个小湖泊（A<3 km²和Z_max>15 m）中有24个湖泊（40%）被发现层状地层,其中19个湖泊（31.7%或79.2%的层状湖泊）深度至少达到Z_ml。得到当湖泊最大深度超过Z_ml时,纹层状沉积物的保存条件更有力的结论^[18]。因此在相对较深、表面积较小、有相对平坦的沉积中心、相对较高的沉积速率和稳定构造的湖泊更容易形成和保存纹层状沉积物^{[113,115⁃116]}。

湖泊水体环境分为表层环境和底层环境。在各种因素的综合作用下,表层和底层环境的氧化性和还原性差异极大。砂质纹层和碳酸盐纹层主要发育于温度较高、水体还原性较弱的滨浅湖—半深湖环境,由于水动力变化频率高和强烈的生物扰动可发育多种交错层理^[70]；黏土矿物纹层主要发育于水体极度缺氧的、极强还原性的深湖环境,易与有机质结合呈水平层理构造^[3⁃4,34]。由近物源区到深水区,水体浑浊度逐渐降低,沉积速度逐渐缓慢且还原性逐渐增加,沉积物便由粗粒度的波状纹层—交错纹层转变为发育平直黏土纹层结构,而在此过程中碳酸盐晶粒会逐渐发生溶蚀作用,最后呈纹层状隐晶沉积物保存下来^[42,91,117]。同时有机质保存逐渐变好和水下生物生存条件逐渐变差,使深湖区不同于浅水区的生物化学沉积物中的有机物质易被氧化降解的特征,其沉积物的还原性和有机质丰度能够得到较好的保护^[41]。整体上,富硅质、长英质等的细粒岩纹层结构内部有机质含量相对较低,黏土质纹层有机质含量相对较高^[30]。因此,深湖相内源生物化学沉积型超细粒沉积岩多具有较高的水生有机质丰度（TOC含量大于2％）^[118⁃119]。但同时缺氧条件会使富含有机物的沉积物诱导微生物产甲烷,并生成大量甲烷气泡,从而干扰季节性纹层发育^[17,92]。经过Zolitschka et al.^[17]调研,在表面积深度比较低的富营养化湖泊中发现了保存纹层状沉积物的最佳条件,富含有机质的细粒沉积纹层多发育于湖侵时期的深水环境,且为闭塞缺氧的安静水体、低沉积速率和缓慢沉降的稳定湖盆。然而,并非只有深水环境发育富有机质页岩,如在美国阿巴拉契亚盆地Marcellus海相页岩中发现了混合纹层、波纹层理的沉积标志,说明在构造比较稳定和相对浅水的条件下也能沉积富有机质纹层状页岩^[120]。

古地质事件是指地质历史时期稀有的、突然发生的、在短暂时期内完成且影响范围广大的自然现象,在地层中会留下显著的识别标志。通常来说,湖泊事件沉积成因多由于地震、风暴、洪水、火山等触发^{[48,62,72,97]}。上述四种现象均会影响湖泊的细粒沉积组分和湖泊水动力,由此影响纹层的发育、成分和形态等（图10）。

图  10  古地质事件因素对湖盆纹层形成的影响

Figure 10.  Effects of paleogeological events on the formation of lake basin laminae

洪水和地震触发的湖泊流体（重力流、异重流等）均会增加被输入到湖泊内颗粒的密度和粒度大小,致使沉积纹层中夹杂砂颗粒而发育更多的砂质纹层^[59]。并且洪水流入湖泊会提升湖平面高度,使湖泊盐度和温度的分层界限均会改变。当湖泊处于地震释放能量区域附近,其释放的能量可破坏已经形成的沉积纹层结构,使沉积黏土和碳酸盐岩流态化、角砾化、重新悬浮,最后重新沉降^[121]。例如在以色列死海受地震干扰的可变沉积序列,其深色纹层状黏土沉积和浅色自生碳酸盐纹层的模式被沉积事件层（震积岩）破坏并打断,接触纹层出现了明显的地震诱发变形结构^[17]。同时也会导致湖泊中大量动植物死亡、被掩埋和再次沉积,可在某些地区的地震沉积事件层纹层组基质中发现部分生物残骸和少量褐铁矿碎片^[4,13,122]。

洪水和地震仅会增加深湖区碎屑颗粒粒度、破坏内源沉积物和沉积分布模式等,相对促进深湖区发育砂质纹层。与洪水、地震事件不同的是,火山喷发事件会为湖泊增加新的物源碎屑—火山灰颗粒,并在湖泊底部形成火山纹层状晶屑凝灰岩层^[30,123]。研究认为火山灰是盆缘火山喷发形成的火山尘,以空降的形式进入湖泊,其中风力对于陆相火山碎屑物质起着重要影响,其大小和速度直接控制着火山碎屑岩（凝灰岩）颗粒的搬运距离,甚至可飘落至几千千米之外^[124]。在搬运过程中,火山物质又受其本身粒度大小与密度的控制,从而产生不同的降落速度形成差异性沉降,致使沉积的凝灰质纹层连续性好且厚度分布稳定,晶屑颗粒弱定向排列,单条凝灰质纹层从下到上粒度表现为正粒序特征^[4,41,123]。火山灰物质内的营养元素可促进水体表层内动植物繁殖,将有利于有机碳形成与富集^[125]。通常凝灰质纹层易与有机质纹层同时沉积形成二元结构,但若火山发生高频率喷发则使大量火山灰造成水体环境极度缺氧,此时使包括形成的富凝灰质纹层在内的有机碳含量均相对较低^[102,126]。不同于陆上火山,若在湖盆底部发生火山—热液作用时,水下火山的溢流岩浆最先与湖水接触,当高温岩浆因与湖水触发冷凝作用时会释放大量热能,强烈破碎能量和水下高压会导致喷发的颗粒形成超细粒沉积物^{[41,127⁃128]}。同时受水压影响,水下火山以脉动式或溢流方式喷发为主,且强度小和次数多,因此水下火山喷发沉积层单层薄、层数多,在远离火山喷发处可与非事件沉积型的超细粒沉积物组成多期互层状纹层组或混合纹层^[41,127,129]（图8b）。例如,渤海湾盆地沙四段上亚段,火山—热液作用的方解石纹层与黏土纹层垂向共生,呈波状纹层结构,单层纹层厚度小于1 mm^[41]；三塘湖盆地芦草沟组湖相黑色细粒岩中发现热液喷流成因的白云岩及其共生组合同沉积变形,呈朵叶状纹层结构^[128]。

所有的古地质事件均会为湖泊水体提供额外能量（地震、火山释放的地球内部能量和洪水、风暴带来的流动能量）,加剧浊流、碎屑流和异重流等流体发生频率,使更多外来物质碎屑输入盆地内,并且加快了深水区的颗粒沉积速率和有机质的埋藏保存,同时破坏或侵蚀已形成的层理或纹层结构^{[62⁃63,109⁃110]}（图8c）。例如,东营凹陷古近系混积岩中较厚的波状灰质纹层却呈现断续形态,表明当时水体处于动荡状态,被推测为事件因素导致^[69]。而且气旋的大小直接控制着风暴浪基面的深度,如台风等所引起的风暴浪深度可达近百米,其巨大能量可改变湖流的流动方式、颗粒沉积模式,进而导致纹层结构被破坏：当风力增强时,向湖岸方向传播时会形成壅水,对沿岸地带产生强烈的冲刷剥蚀^[17,78]；当风力减弱时,风暴回流将携带大量被冲刷下来的物质向湖泊搬运,在高水动力下形成高密度流侵蚀或破坏原有纹层结构^[58,130]。例如,习水吼滩奥陶统细粒碳酸盐岩中发育的风暴纹层结构中发现细颗粒能够部分沉积下来形成内部递变不明显的平行纹层或交错纹层等,其粒度明显不同于上下且呈突变接触,随着风暴的能量逐渐减弱后,这些细颗粒会形成正递变明显而纹层状不明显的较厚顶层^[31]（图8d）；东营凹陷沙四段的半固结状方解石纹层被风暴成因的水体扰动打碎后,原地再沉积变成长轴沿水平方向展布的透镜体纹层结构^[72]。所有事件沉积作用把碎屑物质向深水区搬运过程中,高携带氧气量和高速率沉积作用致使沉积物还原性和有机质丰度均较差,因此浊积岩、震积岩等事件沉积岩中有机质纹层发育很少且TOC含量一般较低（<2％）^[72,100]。

其他因素主要包含纹层形成时期的太阳辐射、闪电、现代人类活动以及成岩作用等^{[17,30,74,131⁃136]}（图11）。其中太阳辐射、闪电和成岩作用均从属于古气候、古地理条件和古地质事件中的归类,现代人类活动属于现代沉积范畴。

图  11  其他因素对湖泊纹层形成的影响

Figure 11.  Effects of other factors on the formation of lake basin laminae

纹层形成机理被认为是由气候和环境因素共同驱动,而地球气候和环境变化则由太阳辐射主控^[17,135]。芬兰莱姆兰皮湖2000年的纹层记录中的¹⁰Be沉积累积率与太阳辐射变化周期有着明显的正相关关系,由此表明太阳辐射以气候变化的形式对纹层的调控作用^{[17,136⁃137]}；而闪电释放的能量可破坏和消亡表层水体中有机物质和生物,且其可将氧气和水转化为形成有机物的初期氮化物质,可相应地对湖泊中生物、有机质数量以及纹层内组分产生一定程度的影响^[131,138]；最后,人类活动增加化学物质排放不同程度地影响湖泊水体中有机物质、水体植物、离子饱和度和pH值等,致使湖泊纹层中重金属浓度、离子盐度等发生了巨大变化^{[17,133⁃134]}。

成岩作用主要作用于纹层形成后期,在其成分、分选以及结构等处于较为稳定状态阶段后触发。在不同沉积环境与水体条件控制下会形成不同类型的细粒沉积物,从而触发不同的成岩作用（压实作用、胶结作用、重结晶作用、交代作用、黏土矿物转化、自生矿物形成以及有机质演化作用的共同改造^[1,139]）复杂的改造和构造作用的影响,结合纹层变化规律可主要分为纹层结构形变、被完全破坏以及纹层中颗粒成分转换、晶形转化共两类。

通常沉积物质在固结不久后会发生不同程度的压实作用,触发诱因包括地质构造运动以及古地质事件释放的巨大能量等,纹层在压实作用下紧密平行排列、物理破裂,甚至失去纹层结构序列模式^[140]。例如,沧东凹陷孔二段混合细粒沉积岩内小断层发育使纹层发生错动,从而引起纹层结构的弯曲变形,在强烈构造运动下可见泄水构造和一些软沉积物变形构造穿过纹层^[67]；济阳坳陷沙三下亚段—沙四上亚段的岩心中常见S形或者W形的褶皱变形,这种变形可能是由于准同生期的压实作用引起的泥质沉积物塑性流动^[117,141]。

而后续成岩过程中包括黏土矿物转化、交代作用、自生硅质沉淀作用、方解石胶结作用和重结晶作用等使其矿物成分或晶形发生不同程度的变化^[80,142]。纹层颗粒成分转化主要包括黏土矿物的蒙脱石、高岭石转化生成伊利石的过程和方解石、长石以及黏土矿物之间发生的交代作用^[143]；而晶形转换和形成包括碎屑矿物胶结作用、自生硅质沉淀作用以及碳酸盐重结晶作用,同时可相对发育纹层内晶间孔从而改善其储集物性^[144]。如渤海湾盆地沙三段重结晶方解石纹层因被有机质成熟阶段生成的有机酸触发重结晶作用而形成^[91]（图8e）；东营凹陷沙四段页状灰岩经上下富有机质黏土纹层排烃中的有机酸触发淡水冲洗作用,使碳酸盐颗粒原地或就近重新溶解并再沉淀形成透镜状方解石,继而汇聚成犬牙状方解石颗粒并组成方解石纹层^[97]（图8f）。

（1） 纹层形成机制可分为黏土纹层絮凝成因机制、长英质纹层成因机制、钙质纹层形成机制和有机质纹层成因机制。其中凝絮成因机制均由物理模拟实验下得出,但由于实验设备和技术相对滞后,所用实验颗粒均为细粒颗粒,所以不自觉地排除了粗粒颗粒、微生物等因素在絮凝过程中的作用,希望后续学者可逐步加入干扰因素以完全模拟现实纹层沉积过程。

（2） 湖泊细粒沉积岩纹层的影响因素可归类为古气候因素、古地理条件、古地质事件和其他因素四种主要因素,并且各种因素在纹层沉积过程中可相互促进或相互抑制。虽然单因素影响机理已有较为深入的阐述,但仍缺乏因素组合作用下的纹层机理模型建立,包括在组合条件下对纹层成分、结构、可形成的互层模式等的精准预测。且由于技术和取样岩心数量的限制,无法还原纹层成岩作用的复杂过程,包括纹层中矿物转化和重结晶的机理仍有待深入研究。

（3） 湖泊深度通常随湖泊面积的增加而增加,湖泊最大深度超过层状物临界深度时,湖泊更易发育和保存纹层结构。但其结论是建立在若干条限制条件（范围内湖泊深度和表面积等）下而得出的,因此亟需不断丰富现代全球湖泊数据库的覆盖性和精准性,在预测模型中加入更多要素（如任何深度、海拔等）,利用地质、遥感信息以及计算机算法等对古湖盆地质条件进行精确反演,最终利用完善模型对纹层状地层完成精准的范围预测。