① 湖泊沉積作用和湖泊沉積物的基本特徵
（一）湖泊沉積作用
湖水的基本運動形式有波浪、湖流及其他動力現象。湖面上波浪作用的原理、方式都與海面波浪相似，構成波浪的水質點作周期振動，其大小取決於風力、風的持續時間及水下地形。在靠近湖岸淺水區，波浪也出現破碎。湖流是指湖中水團沿一定方向前進的運動。湖流按成因可分為重力流和風生流兩類。重力流是由於水面傾斜產生重力沿水面的分力而引起的流動，也稱梯度流。風生流是由風對水面的摩擦力及與風同時產生的波浪的背壓力所引起的湖水運動。它取決於風力、風的持續時間及湖面的大小。
湖泊沉積的特徵與湖水動力條件、水化學條件及水生生物三者的作用有直接聯系。湖相沉積過程和海相沉積過程一樣可分為物理的、化學的及生物的3種形式，但由於湖泊的規模比海洋小得多，湖浪和湖流的作用遠遠沒有海洋動力作用明顯，故湖泊沉積物的混合性較海相沉積大。湖泊沉積的特徵受到氣候因素及周圍環境因素的控制，如降雨量、蒸發量、水體補給、流域土壤性質、植被條件、進入湖盆碎屑物的數量等。在不同的氣候條件下，發育著不同性質的湖泊，不同性質的湖泊有自己的沉積特點，如在濕潤地區，蒸發量小於降雨量，這里的湖泊的淡水湖，其堆積物為典型的淡水湖堆積；在乾旱半乾旱地區，蒸發量大於降雨量，這里的湖泊常為間歇性的，其堆積物為鹽湖沉積。
在湖泊地質作用下，堆積於湖盆內的沉積物稱湖積物。
（二）湖泊沉積物
1.淡水湖沉積物
以碎屑沉積為主，也有碳酸鹽類化學沉積和硅質的生物沉積。
（1）碎屑沉積 以砂、粉砂、粘土為主，從湖岸到湖中心，碎屑物具明顯的分選性，按岩相可劃分為：
a.濱岸帶沉積 濱岸帶在湖岸波浪作用及河流注入的影響下，水流呈渾濁狀，沉積物顆粒較粗，有時有礫石層及砂礫層堆積。礫石的大小決定於物質來源情況，湖積礫石較大的在3～4cm之間，一般為2～3cm，分選及磨圓極好。遠離河流入湖口處，一般均以砂為主，磨圓度也很好，堆積在沿岸淺水帶形成淺灘及沙洲。湖相砂礫石層均具清楚的層理，層面上常見不對稱的浪蝕波痕，說明其沉積於波浪所能及的水深環境中，湖泊波浪所能擾動的深度一般小於20m。沿湖三角洲相沉積中尚有明顯的斜層理，向湖心方向顆粒變細，層理也漸趨平緩。濱岸帶堆積寬度決定於湖底坡度。
b.過渡帶沉積 位於濱岸帶及湖心帶之間，在靠近濱岸帶部分，水流呈紊流狀，細粒物質被帶走，只有較粗的懸浮物質可以沉積下來，一般為亞砂土及粉砂。此帶沉積受季節影響變化較大，春夏時水量大，沉積物質略粗，秋冬季節水量小時，沉積物質較細。粗細變化構成薄層的水平層理，成為湖積物的典型結構特徵。
c.湖心帶沉積 湖泊中心部位，水流比較平靜，細粒懸浮物質在此帶內不間斷地沉積，形成層理較厚的粘土和淤泥的互層。
紋層是湖積物特徵之一，它是由顏色、粒度或化學沉積物構成的成對季節沉積物所組成的。通常夏季蒸發作用強，沉積白色碳酸鈣薄層（含碳、氫、氧同位素和較多的鍶）；冬季蒸發作用弱，沉積黑色粉砂與淤泥（含鍶較少）；二者組合成一個年層。由於粘土與淤泥互層反映季節性變化，據此可計算湖積物的年齡。
湖相碎屑沉積的分帶現象，在平面上呈現為不規則的向心環帶狀（圖5-1）。
圖5-1 湖泊動力與沉積環境分帶
Ⅰ—湖濱帶；Ⅱ—過渡帶；Ⅲ—湖心帶
（2）化學沉積 淡水湖泊的化學沉積物沉積於靜水地帶。在寒冷氣候區常形成湖成灰泥（泥灰岩），在潮濕氣候區常形成湖成鐵礦。
a.湖成灰泥 河流或泉水攜帶重碳酸鈣溶液進入湖泊後，與湖底的礦物或粘土顆粒混合形成鈣質淤泥。淤泥中也混有硅質、鐵質及有機質，重碳酸鈣含量達50%～95%。這種淤泥固結後形成泥灰岩。湖成灰泥層理清晰，固結很硬。即使重碳酸鈣溶液沉澱時達不到成層條件，也常集中形成鈣質結核，形成含鈣質結核的湖相粘土層。我國第四紀湖相層中，含鈣質結核的湖相粘土層分布很廣。
b.湖成鐵礦 湖成鐵礦形成於潮濕的溫帶和亞熱帶地區，它與森林灰化土的形成關系密切，在灰化土型土壤形成過程中，低價鐵的化合物——Fe（HCO3）2、FeSO4等從土壤中析出，進入湖泊，以膠體狀態與有機質混合，形成鮞狀、豆狀、餅狀或透鏡狀的鐵礦層。如在湖濱岸的氧化環境中，Fe（HCO3）2或FeSO4經過氧化而形成褐鐵礦，或稱湖礦。
地貌學及第四紀地質學基礎
在湖泊深部還原環境下，當Fe（HCO3）2或FeSO4與湖底有機質分解出的CO2及H2S發生作用則形成黃鐵礦或白鐵礦的沉澱。
地貌學及第四紀地質學基礎
在冷而濕的氣候條件下，細菌作用可以吸取Fe（HCO3）2中的CO2，形成菱鐵礦。
地貌學及第四紀地質學基礎
（3）生物沉積 在潮濕氣候條件下，湖積物中常含有大量植物和動物的殘骸，它們在還原環境中分解，形成含豐富有機質的淤泥（腐泥）及泥炭。腐泥含碳量較高（C：40%～50%、H：6%～79%、O：34%～44%、NO＜6%），在掩埋成岩後可形成腐泥煤。如埋於深處，在較高的溫度與壓力下，可以形成沼氣或天然氣以至石油。腐泥又可分為碎屑質腐泥、粘土腐泥和石灰質腐泥。碎屑質腐泥形成於近岸部分，為一些高等植物、硅藻等的殘骸堆積而成。硅藻是在溫帶較冷氣候下生長的，大量的硅藻堆積後可形成硅藻土。粘土質及石灰質腐泥是由低等水藻殘體為主構成的。湖泊中形成廣泛的腐泥層時，標志著湖泊向沼澤方向的演化。隨著植物的發展，在腐泥之上，常常堆積泥炭層。由於在湖泊的不同水深環境中，生長著不同植物，因此，從湖濱到湖心，可以形成不同類型的泥炭。同時，隨著湖泊的演化而產生的植物變化，使泥炭層在湖積物的垂直剖面上，也可見到泥炭類型明顯的變化。
2.鹽湖沉積物
氣候乾旱、地形閉塞和湖水不外泄是形成鹽湖的有利條件。在我國西北地區現代鹽湖分布極廣。
鹽湖的成鹽作用即是鹽湖形成發育過程（圖5-2）。隨著湖水不斷蒸發，湖泊含鹽量提高，形成不同水化學類型的鹽湖。圖5-3橫坐標示湖泊的水化學類型，由圖解中可見，無論哪一種礦化類型，按成鹽作用的先後，均順序為碳酸鹽沉積湖、硫酸鹽沉積湖和氯化物沉積湖。圖中表現出鹽湖發展的不同階段以及不同時期有不同的鹽類礦物沉積。碳酸鹽湖或蘇打湖沉積為淡水湖向鹽湖的過渡類型，也是鹽湖沉積的第一階段。湖水的特點是含有重碳酸鈉和微量鉀、鎂、鈣的碳酸鹽。沉積物中形成方解石、白雲石、蘇打（Na2CO3·10H2O）、水鹼（Na2CO3·H2O）和天然鹼（Na2CO3、NaHCO3·2H2O）。這種湖又稱為鹼湖。內蒙古、黑龍江及吉林等省（區）分布有不少鹼湖。吉林省乾安縣大布蘇鹼泡子為著名鹼湖，湖水很淺，冬季結冰時地面也出現天然碳酸鈉的結晶。碳酸鹽沉澱後，湖水進一步咸化，飽含硫酸鹽的湖水遂發生石膏（CaSO4·2H2O）、芒硝（Na2SO4·10H2O）和無水芒硝（Na2SO4）等硫酸鹽的沉澱，常見石膏、芒硝與白雲石、方解石等礦物組合。這種湖泊又稱苦湖，在我國新疆、青海都有分布。硫酸鹽析出後，湖水進一步蒸發濃縮，遂析出溶解度最大的氯化物，如食鹽（NaCl）、雜鹵石（2CaSO4、K2SO4、MgSO4·2H2O）、光鹵石（KCl、MgCl2、6H2O）和鉀鹽（KCl）等，即狹義的鹽湖沉積，代表鹽湖沉積的最後階段。我國著名的柴達木茶卡鹽池、柯柯鹽池都是這一類型。與氯化鈉沉澱時的濃度相當，如湖水內含硼酸鹽，則可形成硼砂（Na2B4O7·10H2O），西藏地區就有世界聞名的硼砂湖。
圖5-2 乾旱帶現代湖泊成鹽作用圖解
（據H.M.斯特拉霍夫，1956）
Ⅰ—蘇打湖；Ⅰa—強蘇打湖；Ⅰb—中等蘇打湖；Ⅰc—弱蘇打湖。Ⅱ—硫酸鹽湖；Ⅱa—鈉鎂湖；Ⅱa′—鎂鈉湖；Ⅱb—鈉鎂鈣湖；Ⅱc—鎂鈣湖。Ⅲ—氯化物湖；含有NaCl、MgCl2、CaCl2
1—碳酸鹽期；2—硫酸鹽期；3—氯化物期；4—被蘇打混入物強烈污染的硫酸鹽沉積物；5—被硫酸鹽混入物強烈污染的岩鹽
圖5-3 鹽湖發育圖示
（據H.M.斯特拉霍夫，1956）
Ⅰ—碳酸鹽湖；Ⅱ—硫酸鹽湖；Ⅲ—氯化物湖；Ⅳ—砂下湖；1—碳酸鹽沉積；2—硫酸鹽沉積；3—石鹽
② 其他沉積作用
（一）坡流與洪流的沉積作用
坡流將斜坡上部洗刷下來的碎屑物質搬運到山坡下部堆積下來，形成坡積物。組成坡積物的顆粒通常是砂粒或砂質粘土；由於搬運距離短，坡積物的分選和磨圓度均較差。
當洪流流出溝口時，由於溝口地形開闊，水流分散，搬運力迅速減弱，所攜帶的大量碎屑物堆積下來，形成洪積物。洪積物在平面上多呈扇狀分布，稱為洪積扇。洪積物由溝口的扇根到扇邊緣，粒徑由粗到細，依次堆積礫石、砂、粉砂和粘土，具有明顯的分帶性。由於洪流搬運距離不遠，因此，洪積物的磨圓度較差，層理發育也較差。
（二）地下水的沉積作用
地下水的沉積作用以化學沉積為主，其沉積物主要分布在洞穴、裂隙和泉的出口處。化學沉積物的形成是因為地下水的溶解物質，在溫度升高或壓力減小等因素的改變下，導致CO2逸出，地下水溶解能力減小，其礦物質就沉澱下來。如含Ca（HCO3）2的地下水的沉積，其反應式為：
Ca（HCO3）2→CaCO3↓+CO2↑+H2O
常見的化學沉積物類型有石鍾乳、石筍、石柱、泉華等（圖4-23）。
（三）冰川的沉積作用
冰川的前端運動到雪線以下一定地帶後，由於氣溫升高導致冰川消融，冰川搬運的碎屑物便快速堆積下來，形成冰磧物。冰磧物的特點是無分選性，礫石、砂、粉砂、粘土混雜堆積；不具層理；磨圓度差，多呈稜角狀；礫石表面多具冰川擦痕。
（四）風的沉積作用
當風沙流隨風速的減弱，所攜帶的碎屑物由於重力作用逐漸停積下來，形成風積物。其中顆粒較大的砂粒，搬運不遠，形成風成砂堆積；顆粒細小的塵土則飄揚到遠處堆積，形成風成黃土。
風成砂的特點是以石英為主，分選和磨圓均良好，常具交理層理。風成砂常形成各種風成地貌，如沙丘、沙壟等。
圖4-23 溶洞中的主要化學沉積物
（據漢布林 W K，1975）
風成黃土多呈灰黃色或棕黃色；礦物成分主要為石英、長石；粒徑多為0.05～0.005mm；磨圓度差；無層理，疏鬆多孔。我國的「黃土高原」舉世聞名，面積達44×104km2，主要集中在黃河中游的陝、甘、寧等省。
（五）湖泊和沼澤的沉積作用
湖泊是大陸上的積水窪地。湖水的運動類似於海水，但動能小得多，其剝蝕和搬運的能力較弱，但它是大陸上唯一的低窪靜水環境，卻是沉積的良好場所。因此，湖泊的地質作用以沉積作用為主。
湖泊有機械的、化學的和生物的三種沉積作用。機械沉積的碎屑物質有礫石、砂粒和粘土；一般從湖岸到湖心，沉積的粒度逐漸變細，具有明顯的環狀分帶現象；常發育有良好的水平層理。湖泊的化學沉積主要受氣候條件及地理位置的影響，在氣候乾旱地區的湖泊中，由於蒸發量大於降雨量，使湖水中的含鹽濃度逐漸增大，當其達到過飽和時，則各種鹽類礦物從湖水中結晶出來，並一層一層地沉積在湖底，構成一定規模的蒸發鹽類沉積礦床（參見第八章有關內容）；在溫濕氣候地區的湖泊中，由地面水和地下水帶來的鐵元素或含鐵物質，在合適的條件下也可以沉積下來形成鐵礦床。淡水湖泊中生長著大量的藻類和微生物，它們死亡後堆積在湖底與粘土摻合在一起，形成腐泥；含有大量有機質的腐泥，在還原環境下保存下來，經過復雜的變化，可慢慢轉變為碳氫化合物，形成石油或天然氣，我國華北、東北、四川等地都有屬於古湖盆沉積成因的油（氣）田，它們是湖泊化學沉積作用或生物化學沉積作用的結果。
沼澤是指陸地上極度濕潤、嗜濕性植物大量生長並有泥炭堆積的地區。沼澤中堆積的大量有機質，在缺氧的條件下，天長地久就變成泥炭；泥炭又被深埋在地下，經過較長的地質歷史時期，在較高的溫度和壓力下，泥炭中的氫和氧的含量減少，相對炭質含量增高，逐漸變成褐煤，進一步形成煙煤、無煙煤。
③ 湖泊沉積物
在湖泊作用下堆積於湖盆內的沉積物稱湖泊沉積物(lacustrine sediment)。湖泊的沉積作用受湖泊的規模、地質背景和氣候背景的影響。尤其是氣候對湖泊水體性質的影響比較明顯，在濕潤氣候區發育淡水湖泊，而在乾旱氣候區易形成鹹水湖泊，甚至鹽湖。雖然湖泊既有碎屑沉積，也有化學沉積及生物沉積，但在淡水湖與鹹水湖中沉積作用差別較大。下面分別述之。
1. 淡水湖沉積
淡水湖沉積以碎屑沉積為主，化學和有機沉積次之。
(1)淡水湖碎屑沉積
湖泊碎屑沉積受湖泊成因、湖泊規模、湖浪作用、湖水位變化以及入湖水流的影響。從湖岸到湖心，水動力條件和水環境都不一樣，據此可將湖泊劃分為不同的環境帶(圖 4-48)，在不同的環境帶中，湖泊的沉積作用特點不同。
圖 4-48 湖泊動力與沉積環境分帶(據曹伯勛等，1995)
湖濱帶沉積 湖濱帶是受湖浪作用最強的地帶，屬高能區，湖濱帶堆積寬度取決於湖底坡度，其深度近於浪基面。在湖浪作用及河流注入的影響下，湖濱帶水體波動大，水流呈渾濁狀，沉積物顆粒較粗，以礫石和砂沉積為主，自湖岸向湖方向，礫石含量減少，而砂的含量增加。在湖岸由礫石沉積則構成礫灘，由砂沉積則形成沙灘。礫石來源於河流搬運和湖岸基岩，礫徑一般為 2～5cm，在靠近河流的入口處和基岩湖岸，礫徑較大，有時超過 10cm。礫石的岩性取決於來源，分選及磨圓極好，ab 面呈疊瓦狀排列，傾向湖心方向，傾角以小於 10°為主，a 軸平行湖岸線。遠離河流入湖處，一般均以砂為主，磨圓度視沉積物搬運的距離而異，分選性很好。湖相砂礫石層均具清楚的斜層理，傾向湖心，層面上常見不對稱的浪蝕波痕，說明其沉積時波浪所能波及的水深，湖浪所能擾動的深度一般小於 20m。在河流注入區域，形成扇三角洲平原沉積和扇三角洲前緣上部的沉積，沉積體中發育明顯的斜層理，向湖心方向顆粒變細，層理也漸趨平緩。在一些地形平坦的平原區，湖濱帶沉積比較細，以砂、粘土為主，若湖水位下降，泥質沉積物暴露則失水收縮形成泥裂。
過渡帶沉積 位於湖濱帶到湖心帶之間，受湖水位(洪水位與平水位)變化的影響明顯。在靠近湖濱帶部分，水流呈紊流狀，細粒物質被帶走，只有較粗的懸浮物質可以沉積下來，一般為亞砂土及粉砂; 而靠近湖心部分，以亞砂土、亞粘土沉積為主。這里的沉積物受季節影響變化較大，隨著洪水季節和平水季節的變化，沉積物的岩性發生水平方向的遷移，在垂向上形成粗細變化構成的水平層理，成為湖積物典型的結構特徵。
圖 4-49 青海湖的碎屑沉積平面分布圖(據成都地質學院 《動力地質學》，1983，修改)
湖心帶沉積 位於湖泊中心部位，水體比較平靜，細粒懸浮物質在這里沉積，形成粘土和淤泥的互層，發育水平層理或隱水平層理。粘土層代表冬季沉積，色淺，層薄，有機質含量低; 而淤泥，又稱腐泥，代表夏季沉積，因夏季湖中漂移生物多，形成一種富含有機質的膠體沉積，濕時柔軟滑膩，呈棕色及黑色，含水達 70% ～90%，在乾燥後則較硬，呈淺灰綠色或淡褐色，具鐵銹斑。因此，由顏色、粒度、成分變化的粘土層(秋冬季)與淤泥(春夏季)構成一個年層，可記錄到湖水或氣候的年變化信息，對其研究非常重要。冰湖中的紋泥(季候泥)就是其中之一。還有另一種湖積年層，如瑞士蘇黎世湖，夏季蒸發作用強，沉積白色碳酸鈣薄層(鍶含量較高); 冬季蒸發作用弱，沉積黑色粉砂與淤泥(含鍶較少)。二者組合成一個年層。
在大型湖泊中，水深、動力作用強，沉積環境分帶明顯，因此在平面上碎屑沉積物呈寬度不等的同心環帶狀分布(圖 4-49)，而小型湖泊沉積分帶性較差。湖泊沉積物在剖面上呈湖進或湖退旋迴變化，前者是湖濱帶沉積物之上疊置湖心帶沉積物，反映湖泊擴大，氣候濕潤;後者則是湖心帶沉積物之上疊置湖濱帶沉積物，反映湖泊縮小，氣候相對乾燥。
(2)淡水湖化學沉積
淡水湖泊的水體鹽類含量低，難形成鹵化物沉積，但在寒冷氣候區能形成含碳酸鹽的湖成灰泥(泥灰岩)沉積，而在潮濕氣候區常形成鐵、錳的膠體沉積(湖成鐵礦)。
湖成灰泥 富含重碳酸鈣溶液的泉水、地下水或河水流入湖泊後，與湖底的礦物或粘土混合，形成鈣質淤泥(固結後即為泥灰岩)，即為湖成灰泥。淤泥中混有硅質、鐵質和有機質，重碳酸鈣含量達 50%～95%。湖成灰泥水平層理發育固結堅硬; 若重碳酸鈣溶液局部集中，則形成含鈣質結核的淤泥層。我國第四紀湖積物中此類沉積物分布廣泛。
湖成鐵礦 湖成鐵礦形成於濕潤的溫帶和亞熱帶地區，這些地區的化學風化較強烈，在灰化土的形成過程中，低價鐵的化合物 Fe(HCO3)、FeSO4和難溶元素 Mn 和 Al 等的膠體從土壤中析出，隨水匯入淡水湖，這些膠體在氧化、還原和生物作用下與有機物混合形成鮞狀、豆狀、餅狀或透鏡狀鐵礦夾層。其形成過程如:
第四紀地質學與地貌學
圖 4-50 湖泊水體水溫分層與上下對流(據任美鍔，1975)
湖成鐵礦一般規模不大，不穩定，常含 Mn、P、S 等雜質
有機質沉積物 在溫暖濕潤氣候區，湖泊中生物比較繁盛，有植物、藻類、軟體動物、微生物等，這些生物死亡後，堆積在湖底還原環境中，與粘土淤泥一起組成含有機質的沉積物———淤泥(腐泥)(sapropel)和泥炭(peat)。另外，湖泊周邊入湖的水流也能提供一些有機質，在適當的環境中沉積到湖底並保存下來。湖泊的有機質沉積和保存還受湖泊的還原環境影響，其還原環境既可以由水體長期流動不暢引起，也可以由季節性水溫變化導致。溫帶湖泊的水循環和還原環境的形成與湖水一年四季水溫變化關系密切: 在春季(3 月)，湖泊從凍結(低於 4℃)狀態 開始融 化，水 體 增 溫(達 到4℃ )，表層水密度增大(4℃ 時水密度最大 ρ = 1g / cm3)，與底部低溫、低密度水形成密度差而產生對流(圖 4-50)，含氧水遍及湖區，有利於生物生長，但生物殘骸很快氧化，不利有機質堆積。夏季(7月)湖泊表層水增溫高於 4℃，水密度變小，而下層水溫較低、密度較大，從而導致水體分層，終止上、下水體對流，底部處於缺氧狀態，引起生物死亡，並放出 CO2和 H2S，這個時期表層水體富氧而生物茂盛，下層水體缺氧有利於有機質保存，是有機質沉積的有利時期。熱帶和寒帶湖的水溫變化與分層現象不及溫帶湖明顯，熱帶湖泊多為缺氧環境，亞熱帶湖泊可能有冬季水溫分層。湖泊有機堆積物按其含碳量分為有機質淤泥(含碳量 ＜ 20%)、腐泥(含碳量20%～50% )和泥炭(含碳量大於 50% )。腐泥可分為碎屑質腐泥、粘土腐泥和石灰質腐泥，碎屑質腐泥形成於近岸地帶，為一些高等植物和硅藻的殘骸堆積所形成; 在較寒冷的氣候條件下大量硅藻堆積形成硅藻土; 粘土質及石灰質腐泥是由低等的水藻殘體為主構成的。在淡水湖沉積中，有機沉積物以夾層或薄層或透鏡體產出，若湖泊發展到沼澤化階段則形成大規模泥炭。泥炭經過一系列的物理化學作用可轉變為煤。
2. 鹹水湖沉積
乾旱氣候區的湖泊多為閉口湖，水體很少有外泄，主要消耗在蒸發上。湖水長期處在蒸發量大於補給量的情況下，湖泊逐漸萎縮，水體鹽度不斷增大，發展成鹹水湖，甚至鹽湖。在湖水逐漸咸化過程中，不同溶解度的鹽類逐步依次析出沉澱下來，先是溶解度小的碳酸鹽沉澱，然後是溶解度稍大的鹽類沉澱，沉澱順序大體為碳酸鹽→硫酸鹽→鹵化物，最後湖泊乾涸，被風成砂覆蓋消失。因此乾旱氣候區湖泊化學沉積及演化可以劃分為四個階段(圖 4-51)。
圖 4-51 乾旱氣候區湖泊化學沉積及演化階段(據 M. T. 瓦良什科; 轉引自汪新文等，1999，修改)
碳酸鹽湖階段 碳酸鹽湖，也稱鹼湖，或蘇打湖，是淡水湖向鹽湖演變的第一階段。湖水在咸化的過程中，含重碳酸鈉和微量鉀、鎂、鈣的碳酸鹽首先沉積，形成方解石(CaCO3)、白雲石(Mg(CaCO3)2)、蘇打(Na2CO3·10H2O )、水 鹼(Na2CO3·10H2O )和天然 鹼(Na2CO3·NaHCO3·2H2O)。在內蒙古、吉林和黑龍江等省(區)有不少鹼湖發育，如吉林省乾安縣的大布蘇鹼泡子為鹼湖，湖水很淺，冬季凍結時有天然碳酸鈉晶體析出。
硫酸鹽湖階段 繼碳酸鹽湖階段之後，湖水進一步咸化，水體變淺，溶解度較高的硫酸鹽發生沉澱，形成石膏(CaSO4·2H2O)、芒硝(Na2SO4·10H2O)、無水芒硝(Na2SO4)等沉積物，常見石膏、芒硝與白雲石和方解石等共生。這個階段的湖又稱苦湖，我國新疆和青海都有這一類湖泊的發育。
氯化物湖階段 這個階段的湖泊稱為鹽湖，湖水蒸發進一步濃縮，鹽度很高，達到溶解度最大的氯化物析出階段，沉澱形成石鹽(NaCl)、雜鹵石(2CaSO4·K2SO4·MgSO4·2H2O)、光鹵石(KCl·MgCl·6H2O)和鉀鹽(KCl)等，代表鹹水湖沉積的最後階段。我國青海柴達木盆地的茶卡鹽池、柯柯鹽池和察爾汗鹽池等都屬於這一階段的鹽湖。若湖水中含有硼酸鹽，則可形成硼砂(Na2B4O7·10H2O)，青藏地區就有這一類硼砂湖，是硼礦的重要來源。
沙下湖階段 在鹽湖階段之後，湖泊水體全部乾涸，為固體鹽類充填，鹽層被風成碎屑(沙)覆蓋，成為埋藏的鹽礦床。這是乾旱氣候區湖泊演化的最後一個階段。
3. 瑪珥湖沉積
瑪珥(maar)的原意是居住在萊茵地區的德國人所指的有水的湖泊和沼澤，後來德國科學家 Steininger(1921)把德國西部 Eifel 地區一種第四紀圓形的小火山口湖的特殊火山類型定義為瑪珥。瑪珥有一個比較復雜的結構(圖 4-52)，包括環形壁(ring wall)、火山口沉積物(crater sediments)、火山筒(diatreme)和饋漿通道(feeder dyke)。瑪珥的形成可以分為兩個階段，第一個階段是噴發期過程，在這個階段深部的岩漿上涌，與地下水相互作用產生強烈的爆炸噴發，這樣的過程可能會不斷重復，直到岩漿耗盡或沒有更多地下水參與而終止，在地表形成一個火山口坑; 第二個階段是噴發後過程，火山口坑形成後，如果坑底切到地下水面，或大氣降水匯聚到火山口坑中，就積水成湖，即瑪珥湖(maar lake)。瑪珥的地貌形態不穩定，噴發後受重力和外力作用常發生改變，在重力作用下，較陡的火山口坑壁發生滑動和塌陷，瑪珥湖由於沉積而變淺，並演變為沼澤，乃至乾涸，形成地貌上的低窪地。
瑪珥的初始形態一般為圓形或近圓形，多數瑪珥的直徑在 750 ～1750m 之間，深度為 36 ～245m，深度與直徑之比近似於 1∶ 5。隨著瑪珥的變老，沉積物不斷充填，深度逐漸變淺，而直徑常常擴大。瑪珥湖可分為四類: 空型，剛剛形成不久，無水也無沉積物; 湖型，積水，有沉積物，如我國的湖光岩; 沼澤型，湖水近枯，沉積物呈泥狀，表層有草甸覆蓋; 乾枯型，無水，表面為耕地或雜草叢生，在地貌上為窪地，如雷州半島的田洋。
圖 4-52 瑪珥系統結構圖(據 Buchel，1993; 轉引自劉嘉麒，1999)
圖 4-53 Meerfelder 瑪珥湖沉積物中典型的有機年紋層(據 Poth and Negendank，1993; 轉引自劉嘉麒，1999)
由於瑪珥湖是一種封閉的湖泊，湖水主要來自大氣降水和地下水，沉積物來自湖泊周邊、大氣降落、地下水帶入，因此瑪珥湖形成了一個相對獨立的生態系統，對古環境研究非常重要。瑪珥湖的堆積物充填是瑪珥演化的一個重要過程，充填物包括重力作用滑落的碎屑物質、水體沉積作用形成的紋泥沉積物，以及發育後期的沼澤堆積物。其中瑪珥湖的紋泥沉積尤為重要，是古氣候的天然記錄器。瑪珥湖的紋泥沉積物質顆粒小，富含有機物，年紋層發育，具有一年四季的變化(圖 4-53)，並形成很好的旋迴。在中國也有大量的瑪珥湖發育(表 4-4)。
表 4-4 中國主要的瑪珥湖
④ 乾旱湖泊的沉積作用
乾旱氣候區湖水很少外泄，主要消耗在蒸發上。蒸發作用使湖水的鹽度逐漸增加，變成鹹水湖甚至鹽湖。在湖水逐漸咸化的過程中，溶解度小者首先沉澱，沉澱的順序大致為碳酸鹽、硫酸鹽、氯化物，據此將鹽湖沉積劃分為四個階段。
1、碳酸鹽階段
湖水在咸化過程中，溶解度較低的碳酸鹽先達到飽和而結晶沉澱。鈣的碳酸鹽沉澱最早，鎂、鈉碳酸鹽次之，形成caco3（方解石）、mgca（co3）2（白雲石）、na2co3·10h2o（蘇打），na2co3·nahco3·2h2o（天然鹼）。若湖水中含硼酸鹽，則可出現硼砂（na2b4o7s·10h2so），此類湖泊稱鹼湖或蘇打湖。
2、硫酸鹽階段
湖水進一步咸化，深度變淺，溶解度較大的硫酸鹽類沉澱下來，形成caso4·2h2o（石膏）、na2so4·10h2o（芒硝）、na2so4（無水芒硝）等礦物，這類鹽湖又稱為苦湖。
3、氯化物階段
湖水進一步濃縮，殘余湖水便能成為可供直接開採的、以氯化鈉為主的天然鹵水。湖水繼續蒸發，食鹽（nacl）、光鹵石（kcl·mgcl2·6h2o）和鉀鹽（kcl）開始析出，此類湖泊稱為鹽湖。
4、沙下湖階段
當湖泊全被固體鹽類充滿，全年都不存在天然鹵水，鹽層常被碎屑物覆蓋成為埋藏的鹽礦床，鹽湖的發展結束。
⑤ 外動力地質作用 潮濕氣候湖泊沉積特點 淺海沉積特點
潮濕氣候湖泊沉積主要以化學沉積作用為主，包括1.碳酸鹽沉積，此時水中CaCO3含量少，經生物和微生物濃集與湖泥一起形成泥灰質沉積物，成岩後為泥灰岩鐵質沉積物。2.鐵質沉積物，低價態鐵化合物(如FeSO4)從土壤析出進入湖泊，以膠華狀與有機質混合形成鐵礦層，還原環境下會有黃鐵礦沉積，氧化環境下會由褐鐵礦沉積，寒冷潮濕環境下會有菱鐵礦沉積。
淺海是海岸以外較平坦的淺水海域，其水深自低潮線以下至水深200m之間。淺海距大陸較近、各種生物極其繁盛，是海洋中的最主要沉積區，無論沉積物數量及沉積作用的類型都比海洋中的其它環境分區要豐富得多，沉積作用種類包括碎屑沉積、化學沉積和生物沉積。
其他詳細特徵可見參考資料
⑥ 如何利用湖泊沉積特點區別潮濕氣候與乾旱氣候說明原因。
利用湖泊沉積特點區別潮濕氣候與乾旱氣候的方法:
（1）、潮濕氣候區湖泊的沉積作用
①機械沉積作用：當地面流水流入湖泊後，較粗的礫、砂可形成湖灘、砂洲、砂壩及砂咀等類似於海岸帶所見的各種堆積地形，在河流入湖處形成湖濱三角洲。較細的粉砂及粘土等則被搬運到湖心堆積下來，形成具有明顯水平薄層理的泥質
沉積物---湖泥。湖泊的碎屑沉積常呈環帶狀分布。
②化學沉積：潮濕氣候區化學和生物化學作用顯著，元素的活動性也較強。易溶鹽類的元素如CI、S、K、Na、Ca、Mg等元素能呈離子狀態被地面流水和地下水帶入湖中；活動性不強的元素如Si、Mn、P、Fe、AI等，以呈膠體或被吸附的狀態由各種水體帶入湖泊中，通過生物化學方式或者以膠體凝聚的方式沉積。
③生物沉積作用：潮濕地區湖泊中生物繁多，它們的遺體大量堆積在湖底，與泥質沉積物等混雜在一起，成為富含有機質的沉積層。這種沉積層是形成煤、石油、油頁岩等可燃有機礦產的原始物質。
（2）、乾旱氣候區湖泊的沉積作用
乾旱氣候區的湖泊仍然以機械沉積作用為主；但因注入水量少，蒸發量大，化學沉積作用占顯著地位；生物沉積作用較弱。
①機械沉積作用：由季節性洪水以及河流攜帶的碎屑物以粉砂和泥質物為主，這些細粒的物質多沉積在湖盆中心。
②化學沉積作用：乾旱氣候區湖泊隨著湖水的不斷蒸發，湖水的含鹽度會逐漸加大，可演變為鹹水湖或鹽湖。在鹽湖中，由於水分不斷蒸發，湖水濃縮，使某些鹽類達到過飽和狀態，鹽類便可析出沉澱在湖底形成鹽層。
若氣候持續乾旱，湖水逐漸變淺以至乾涸，形成季節性湖泊，湖泊被沉積物填滿時，所有的鹽類物質將全部沉澱。
鹽湖沉積分為四個階段：
①碳酸鹽階段：當湖水蒸發濃縮後，難溶礦物碳酸鹽類物質首先達到過飽和而沉澱。方解石、鎂、鈉的碳酸鹽。
②硫酸鹽階段：湖水進一步蒸發，硫酸鹽類開始沉澱。
③氯化物階段：鹽湖進一步蒸發，易溶的鹵化物開始沉澱析出。
④沙下湖階段：鹽湖發展的最後階段，湖泊被填滿，其上部被沉積的碎屑物質覆蓋。
⑦ 潮濕氣候區湖泊中的沉積作用
潮濕氣候地區的湖泊雨量充足，生物繁盛，風化作用進行的比較徹底，地面流水、地下水作用發育，可將鉀、鈉、鎂、鈣等易溶鹽類及鐵、鋁、錳等難溶化合物帶入湖泊
1機械沉積作用：
2化學沉積作用：
3生物沉積作用：
⑧ 乾旱和潮濕地區湖泊化學沉積作用的差別
⑴潮濕氣候區湖泊化學沉積作用
潮濕氣候區降水充沛，湖泊多為泄水湖。溶解度大的組分如K、Na、Mg、Ca等沉積作用的鹵化物、硫酸鹽很少發生沉澱，河流及地下水帶入的Fe、Mn、Al等的膠體物質或鹽類物質易受水質變化的影響，成為潮濕氣候區湖泊化學沉積的主要組成部分。這些物質沉積後，常形成湖相的鐵、錳、鋁礦床，其中最常見的是鐵礦床，礦物成分以褐鐵礦、菱鐵礦及黃鐵礦為主。
湖水中的鈣質可以CaCO3的形式沉澱出來，並與湖底淤泥混在一起，形成鈣質泥，成岩後形成泥灰岩，有時鈣質沉澱較少，則形成鈣質結核。
⑵乾旱氣候區湖泊化學沉積作用
乾旱氣候區湖水很少外泄，主要消耗在蒸發上。蒸發作用使湖水的鹽度逐漸增加，變成鹹水湖甚至鹽湖。在湖水逐漸咸化的過程中，溶解度小者首先沉澱，沉澱的順序大致為碳酸鹽、硫酸鹽、氯化物，據此將鹽湖沉積劃分為四個階段。
碳酸鹽階段湖水在咸化過程中，溶解度較低的碳酸鹽先達到飽和而結晶沉澱。鈣的碳酸鹽沉澱最早，鎂、鈉碳酸鹽次之，形成CaCO3（方解石）、MgCa（CO3）2（白雲石）、Na2CO3·10H2O（蘇打），Na2CO3·NaHCO3·2H2O（天然鹼）。若湖水中含硼酸鹽，則可出現硼砂（Na2B4O7s·10H2sO），此類湖泊稱鹼湖或蘇打湖。
硫酸鹽階段湖水進一步咸化，深度變淺，溶解度較大的硫酸鹽類沉澱下來，形成CaSO4·2H2O（石膏）、Na2SO4·10H2O（芒硝）、Na2SO4（無水芒硝）等礦物，這類鹽湖又稱為苦湖。
氯化物階段湖水進一步濃縮，殘余湖水便能成為可供直接開採的、以氯化鈉為主的天然鹵水。湖水繼續蒸發，食鹽（NaCl）、光鹵石（KCl·MgCl2·6H2O）和鉀鹽（KCl）開始析出，此類湖泊稱為鹽湖。
沙下湖階段當湖泊全被固體鹽類充滿，全年都不存在天然鹵水，鹽層常被碎屑物覆蓋成為埋藏的鹽礦床，鹽湖的發展結束。
上述鹽湖發展過程是個理想的過程，只有在氣候長期不變，湖水化學成分沉積作用多的情況下才能達到。另外，鹽湖除化學沉積外還有機械沉積，因此鹽層常與砂泥層交互出現。
⑨ 乾旱氣候區湖泊的沉積作用
乾旱氣候區湖水主要來自河流(多為間歇性河流)、地下水或融雪水。湖泊多屬於終點湖(不泄水湖)。
湖泊的機械沉積作用往往隨季節而變化。雨季或洪水季節，洪流和河水帶入較多、較粗的碎屑物沉積下來。多數時候水量較小或無，一般為粉砂和粘土質物質沉積。此外，風的搬運作用也可把風成沙、風成黃土帶入湖中沉積。
由於乾旱氣候區的條件惡劣，生物稀少，生物作用極弱，因此湖泊中生物的沉積作用極少，僅在某些湖泥沉積中含少量的有機質。
乾旱氣候區的湖水補給量遠遠小於蒸發量，湖水被蒸發很少外流，含鹽度不斷增大，形成鹽類沉積，往往形成重要的鹽類礦產。因此，湖泊的化學沉積作用占顯著地位。其沉積作用可出現下列四個階段(圖9-6)。
圖9-6 乾旱區鹽湖沉積階段示意圖
(據M·T·瓦梁什科及H·M·斯特拉霍夫)
1—碳酸鹽；2—硫酸鹽；3—氯化物；4—砂層；A、B、C、D表示鹽湖發展順序：A—鹹水湖；B—鹽水湖；C—乾涸鹽湖；D—砂層掩埋下的鹽湖
1)碳酸鹽沉積階段。在湖水逐漸咸化過程中，溶解度最小的碳酸鹽首先沉積。其中以鈣的碳酸鹽(方解石與白雲石)最早沉積，鎂、鈉的碳酸鹽(蘇打 Na2CO3·10H2O，天然鹼 Na2CO3·NaHCO3·2H2O等)次之，鉀的碳酸鹽最後沉積。因此稱為鹼湖。這一階段有較多的碎屑物沉積，鹽類沉積混雜在其中。這類湖泊見於我國內蒙古以及黑龍江、吉林西部。
2)硫酸鹽沉積階段。由於湖水進一步咸化，溶解度較高的硫酸鹽也相繼沉積，生成石膏(CaSO4·2H2O)、芒硝(Na2SO4·10H2O)、硫酸鎂石(MgSO4·2H2O)和無水芒硝(Na2SO4)等。這些鹽類多數味苦，故又稱為苦湖。在此階段的湖泊沉積中碎屑物較少，石膏、芒硝等可成為獨立的夾層。新疆、青海、吉林、內蒙古等地均有這類鹽湖。
3)氯化物沉積階段。湖水在含鹽度超過24‰～25‰時，就轉變為天然鹽水——鹵水，並析出溶解度最大的氯化物，如岩鹽(NaCl)、光鹵石(KCl·MgCl·6H2O)等，極少有碎屑物質混入，稱為鹽湖，是鹽湖沉積的最後階段。如內蒙古的吉蘭泰鹽湖，青海柴達木的茶卡鹽湖、柯柯鹽湖、察爾汗鹽湖等。
上述鹽類沉積順序不僅表現在垂直剖面上，即由下往上依次為碳酸鹽類、硫酸鹽類和氯化物；也常反映在平面分布上，即從邊緣向中心由碳酸鹽類向氯化物演變。
4)鹽湖乾涸與鹽層埋藏階段。當湖泊全被固體鹽類填滿後，湖面全部乾涸。固體鹽層可遭受風化、剝蝕或被其他沉積物所覆蓋，成為埋藏的鹽礦床。
鹽湖的化學沉積物不僅是重要的化工原料，而且由於它還含有溴、碘、鋰、銣、鍺等數十種微量元素，因此也是制葯、冶金和尖端工業的重要原料。
⑩ 乾旱時期地區的湖泊化學沉積作用有幾個階段
乾旱氣候區湖水很少外泄，主要消耗在蒸發上。蒸發作用使湖水的鹽度逐漸增加，變成鹹水湖甚至鹽湖。在湖水逐漸咸化的過程中，溶解度小者首先沉澱，沉澱的順序大致為碳酸鹽、硫酸鹽、氯化物，據此將鹽湖沉積劃分為四個階段。
1、碳酸鹽階段湖水在咸化過程中，溶解度較低的碳酸鹽先達到飽和而結晶沉澱。鈣的碳酸鹽沉澱最早，鎂、鈉碳酸鹽次之，形成CaCO3（方解石）、MgCa（CO3）2（白雲石）、Na2CO3·10H2O（蘇打），Na2CO3·NaHCO3·2H2O（天然鹼）。若湖水中含硼酸鹽，則可出現硼砂（Na2B4O7s·10H2sO），此類湖泊稱鹼湖或蘇打湖。
2、硫酸鹽階段湖水進一步咸化，深度變淺，溶解度較大的硫酸鹽類沉澱下來，形成CaSO4·2H2O（石膏）、Na2SO4·10H2O（芒硝）、Na2SO4（無水芒硝）等礦物，這類鹽湖又稱為苦湖。
3、氯化物階段湖水進一步濃縮，殘余湖水便能成為可供直接開採的、以氯化鈉為主的天然鹵水。湖水繼續蒸發，食鹽（NaCl）、光鹵石（KCl·MgCl2·6H2O）和鉀鹽（KCl）開始析出，此類湖泊稱為鹽湖。
4、沙下湖階段當湖泊全被固體鹽類充滿，全年都不存在天然鹵水，鹽層常被碎屑物覆蓋成為埋藏的鹽礦床，鹽湖的發展結束。