① 湖泊沉积作用和湖泊沉积物的基本特征
（一）湖泊沉积作用
湖水的基本运动形式有波浪、湖流及其他动力现象。湖面上波浪作用的原理、方式都与海面波浪相似，构成波浪的水质点作周期振动，其大小取决于风力、风的持续时间及水下地形。在靠近湖岸浅水区，波浪也出现破碎。湖流是指湖中水团沿一定方向前进的运动。湖流按成因可分为重力流和风生流两类。重力流是由于水面倾斜产生重力沿水面的分力而引起的流动，也称梯度流。风生流是由风对水面的摩擦力及与风同时产生的波浪的背压力所引起的湖水运动。它取决于风力、风的持续时间及湖面的大小。
湖泊沉积的特征与湖水动力条件、水化学条件及水生生物三者的作用有直接联系。湖相沉积过程和海相沉积过程一样可分为物理的、化学的及生物的3种形式，但由于湖泊的规模比海洋小得多，湖浪和湖流的作用远远没有海洋动力作用明显，故湖泊沉积物的混合性较海相沉积大。湖泊沉积的特征受到气候因素及周围环境因素的控制，如降雨量、蒸发量、水体补给、流域土壤性质、植被条件、进入湖盆碎屑物的数量等。在不同的气候条件下，发育着不同性质的湖泊，不同性质的湖泊有自己的沉积特点，如在湿润地区，蒸发量小于降雨量，这里的湖泊的淡水湖，其堆积物为典型的淡水湖堆积；在干旱半干旱地区，蒸发量大于降雨量，这里的湖泊常为间歇性的，其堆积物为盐湖沉积。
在湖泊地质作用下，堆积于湖盆内的沉积物称湖积物。
（二）湖泊沉积物
1.淡水湖沉积物
以碎屑沉积为主，也有碳酸盐类化学沉积和硅质的生物沉积。
（1）碎屑沉积 以砂、粉砂、粘土为主，从湖岸到湖中心，碎屑物具明显的分选性，按岩相可划分为：
a.滨岸带沉积 滨岸带在湖岸波浪作用及河流注入的影响下，水流呈浑浊状，沉积物颗粒较粗，有时有砾石层及砂砾层堆积。砾石的大小决定于物质来源情况，湖积砾石较大的在3～4cm之间，一般为2～3cm，分选及磨圆极好。远离河流入湖口处，一般均以砂为主，磨圆度也很好，堆积在沿岸浅水带形成浅滩及沙洲。湖相砂砾石层均具清楚的层理，层面上常见不对称的浪蚀波痕，说明其沉积于波浪所能及的水深环境中，湖泊波浪所能扰动的深度一般小于20m。沿湖三角洲相沉积中尚有明显的斜层理，向湖心方向颗粒变细，层理也渐趋平缓。滨岸带堆积宽度决定于湖底坡度。
b.过渡带沉积 位于滨岸带及湖心带之间，在靠近滨岸带部分，水流呈紊流状，细粒物质被带走，只有较粗的悬浮物质可以沉积下来，一般为亚砂土及粉砂。此带沉积受季节影响变化较大，春夏时水量大，沉积物质略粗，秋冬季节水量小时，沉积物质较细。粗细变化构成薄层的水平层理，成为湖积物的典型结构特征。
c.湖心带沉积 湖泊中心部位，水流比较平静，细粒悬浮物质在此带内不间断地沉积，形成层理较厚的粘土和淤泥的互层。
纹层是湖积物特征之一，它是由颜色、粒度或化学沉积物构成的成对季节沉积物所组成的。通常夏季蒸发作用强，沉积白色碳酸钙薄层（含碳、氢、氧同位素和较多的锶）；冬季蒸发作用弱，沉积黑色粉砂与淤泥（含锶较少）；二者组合成一个年层。由于粘土与淤泥互层反映季节性变化，据此可计算湖积物的年龄。
湖相碎屑沉积的分带现象，在平面上呈现为不规则的向心环带状（图5-1）。
图5-1 湖泊动力与沉积环境分带
Ⅰ—湖滨带；Ⅱ—过渡带；Ⅲ—湖心带
（2）化学沉积 淡水湖泊的化学沉积物沉积于静水地带。在寒冷气候区常形成湖成灰泥（泥灰岩），在潮湿气候区常形成湖成铁矿。
a.湖成灰泥 河流或泉水携带重碳酸钙溶液进入湖泊后，与湖底的矿物或粘土颗粒混合形成钙质淤泥。淤泥中也混有硅质、铁质及有机质，重碳酸钙含量达50%～95%。这种淤泥固结后形成泥灰岩。湖成灰泥层理清晰，固结很硬。即使重碳酸钙溶液沉淀时达不到成层条件，也常集中形成钙质结核，形成含钙质结核的湖相粘土层。我国第四纪湖相层中，含钙质结核的湖相粘土层分布很广。
b.湖成铁矿 湖成铁矿形成于潮湿的温带和亚热带地区，它与森林灰化土的形成关系密切，在灰化土型土壤形成过程中，低价铁的化合物——Fe（HCO3）2、FeSO4等从土壤中析出，进入湖泊，以胶体状态与有机质混合，形成鲕状、豆状、饼状或透镜状的铁矿层。如在湖滨岸的氧化环境中，Fe（HCO3）2或FeSO4经过氧化而形成褐铁矿，或称湖矿。
地貌学及第四纪地质学基础
在湖泊深部还原环境下，当Fe（HCO3）2或FeSO4与湖底有机质分解出的CO2及H2S发生作用则形成黄铁矿或白铁矿的沉淀。
地貌学及第四纪地质学基础
在冷而湿的气候条件下，细菌作用可以吸取Fe（HCO3）2中的CO2，形成菱铁矿。
地貌学及第四纪地质学基础
（3）生物沉积 在潮湿气候条件下，湖积物中常含有大量植物和动物的残骸，它们在还原环境中分解，形成含丰富有机质的淤泥（腐泥）及泥炭。腐泥含碳量较高（C：40%～50%、H：6%～79%、O：34%～44%、NO＜6%），在掩埋成岩后可形成腐泥煤。如埋于深处，在较高的温度与压力下，可以形成沼气或天然气以至石油。腐泥又可分为碎屑质腐泥、粘土腐泥和石灰质腐泥。碎屑质腐泥形成于近岸部分，为一些高等植物、硅藻等的残骸堆积而成。硅藻是在温带较冷气候下生长的，大量的硅藻堆积后可形成硅藻土。粘土质及石灰质腐泥是由低等水藻残体为主构成的。湖泊中形成广泛的腐泥层时，标志着湖泊向沼泽方向的演化。随着植物的发展，在腐泥之上，常常堆积泥炭层。由于在湖泊的不同水深环境中，生长着不同植物，因此，从湖滨到湖心，可以形成不同类型的泥炭。同时，随着湖泊的演化而产生的植物变化，使泥炭层在湖积物的垂直剖面上，也可见到泥炭类型明显的变化。
2.盐湖沉积物
气候干旱、地形闭塞和湖水不外泄是形成盐湖的有利条件。在我国西北地区现代盐湖分布极广。
盐湖的成盐作用即是盐湖形成发育过程（图5-2）。随着湖水不断蒸发，湖泊含盐量提高，形成不同水化学类型的盐湖。图5-3横坐标示湖泊的水化学类型，由图解中可见，无论哪一种矿化类型，按成盐作用的先后，均顺序为碳酸盐沉积湖、硫酸盐沉积湖和氯化物沉积湖。图中表现出盐湖发展的不同阶段以及不同时期有不同的盐类矿物沉积。碳酸盐湖或苏打湖沉积为淡水湖向盐湖的过渡类型，也是盐湖沉积的第一阶段。湖水的特点是含有重碳酸钠和微量钾、镁、钙的碳酸盐。沉积物中形成方解石、白云石、苏打（Na2CO3·10H2O）、水碱（Na2CO3·H2O）和天然碱（Na2CO3、NaHCO3·2H2O）。这种湖又称为碱湖。内蒙古、黑龙江及吉林等省（区）分布有不少碱湖。吉林省乾安县大布苏碱泡子为着名碱湖，湖水很浅，冬季结冰时地面也出现天然碳酸钠的结晶。碳酸盐沉淀后，湖水进一步咸化，饱含硫酸盐的湖水遂发生石膏（CaSO4·2H2O）、芒硝（Na2SO4·10H2O）和无水芒硝（Na2SO4）等硫酸盐的沉淀，常见石膏、芒硝与白云石、方解石等矿物组合。这种湖泊又称苦湖，在我国新疆、青海都有分布。硫酸盐析出后，湖水进一步蒸发浓缩，遂析出溶解度最大的氯化物，如食盐（NaCl）、杂卤石（2CaSO4、K2SO4、MgSO4·2H2O）、光卤石（KCl、MgCl2、6H2O）和钾盐（KCl）等，即狭义的盐湖沉积，代表盐湖沉积的最后阶段。我国着名的柴达木茶卡盐池、柯柯盐池都是这一类型。与氯化钠沉淀时的浓度相当，如湖水内含硼酸盐，则可形成硼砂（Na2B4O7·10H2O），西藏地区就有世界闻名的硼砂湖。
图5-2 干旱带现代湖泊成盐作用图解
（据H.M.斯特拉霍夫，1956）
Ⅰ—苏打湖；Ⅰa—强苏打湖；Ⅰb—中等苏打湖；Ⅰc—弱苏打湖。Ⅱ—硫酸盐湖；Ⅱa—钠镁湖；Ⅱa′—镁钠湖；Ⅱb—钠镁钙湖；Ⅱc—镁钙湖。Ⅲ—氯化物湖；含有NaCl、MgCl2、CaCl2
1—碳酸盐期；2—硫酸盐期；3—氯化物期；4—被苏打混入物强烈污染的硫酸盐沉积物；5—被硫酸盐混入物强烈污染的岩盐
图5-3 盐湖发育图示
（据H.M.斯特拉霍夫，1956）
Ⅰ—碳酸盐湖；Ⅱ—硫酸盐湖；Ⅲ—氯化物湖；Ⅳ—砂下湖；1—碳酸盐沉积；2—硫酸盐沉积；3—石盐
② 其他沉积作用
（一）坡流与洪流的沉积作用
坡流将斜坡上部洗刷下来的碎屑物质搬运到山坡下部堆积下来，形成坡积物。组成坡积物的颗粒通常是砂粒或砂质粘土；由于搬运距离短，坡积物的分选和磨圆度均较差。
当洪流流出沟口时，由于沟口地形开阔，水流分散，搬运力迅速减弱，所携带的大量碎屑物堆积下来，形成洪积物。洪积物在平面上多呈扇状分布，称为洪积扇。洪积物由沟口的扇根到扇边缘，粒径由粗到细，依次堆积砾石、砂、粉砂和粘土，具有明显的分带性。由于洪流搬运距离不远，因此，洪积物的磨圆度较差，层理发育也较差。
（二）地下水的沉积作用
地下水的沉积作用以化学沉积为主，其沉积物主要分布在洞穴、裂隙和泉的出口处。化学沉积物的形成是因为地下水的溶解物质，在温度升高或压力减小等因素的改变下，导致CO2逸出，地下水溶解能力减小，其矿物质就沉淀下来。如含Ca（HCO3）2的地下水的沉积，其反应式为：
Ca（HCO3）2→CaCO3↓+CO2↑+H2O
常见的化学沉积物类型有石钟乳、石笋、石柱、泉华等（图4-23）。
（三）冰川的沉积作用
冰川的前端运动到雪线以下一定地带后，由于气温升高导致冰川消融，冰川搬运的碎屑物便快速堆积下来，形成冰碛物。冰碛物的特点是无分选性，砾石、砂、粉砂、粘土混杂堆积；不具层理；磨圆度差，多呈棱角状；砾石表面多具冰川擦痕。
（四）风的沉积作用
当风沙流随风速的减弱，所携带的碎屑物由于重力作用逐渐停积下来，形成风积物。其中颗粒较大的砂粒，搬运不远，形成风成砂堆积；颗粒细小的尘土则飘扬到远处堆积，形成风成黄土。
风成砂的特点是以石英为主，分选和磨圆均良好，常具交理层理。风成砂常形成各种风成地貌，如沙丘、沙垄等。
图4-23 溶洞中的主要化学沉积物
（据汉布林 W K，1975）
风成黄土多呈灰黄色或棕黄色；矿物成分主要为石英、长石；粒径多为0.05～0.005mm；磨圆度差；无层理，疏松多孔。我国的“黄土高原”举世闻名，面积达44×104km2，主要集中在黄河中游的陕、甘、宁等省。
（五）湖泊和沼泽的沉积作用
湖泊是大陆上的积水洼地。湖水的运动类似于海水，但动能小得多，其剥蚀和搬运的能力较弱，但它是大陆上唯一的低洼静水环境，却是沉积的良好场所。因此，湖泊的地质作用以沉积作用为主。
湖泊有机械的、化学的和生物的三种沉积作用。机械沉积的碎屑物质有砾石、砂粒和粘土；一般从湖岸到湖心，沉积的粒度逐渐变细，具有明显的环状分带现象；常发育有良好的水平层理。湖泊的化学沉积主要受气候条件及地理位置的影响，在气候干旱地区的湖泊中，由于蒸发量大于降雨量，使湖水中的含盐浓度逐渐增大，当其达到过饱和时，则各种盐类矿物从湖水中结晶出来，并一层一层地沉积在湖底，构成一定规模的蒸发盐类沉积矿床（参见第八章有关内容）；在温湿气候地区的湖泊中，由地面水和地下水带来的铁元素或含铁物质，在合适的条件下也可以沉积下来形成铁矿床。淡水湖泊中生长着大量的藻类和微生物，它们死亡后堆积在湖底与粘土掺合在一起，形成腐泥；含有大量有机质的腐泥，在还原环境下保存下来，经过复杂的变化，可慢慢转变为碳氢化合物，形成石油或天然气，我国华北、东北、四川等地都有属于古湖盆沉积成因的油（气）田，它们是湖泊化学沉积作用或生物化学沉积作用的结果。
沼泽是指陆地上极度湿润、嗜湿性植物大量生长并有泥炭堆积的地区。沼泽中堆积的大量有机质，在缺氧的条件下，天长地久就变成泥炭；泥炭又被深埋在地下，经过较长的地质历史时期，在较高的温度和压力下，泥炭中的氢和氧的含量减少，相对炭质含量增高，逐渐变成褐煤，进一步形成烟煤、无烟煤。
③ 湖泊沉积物
在湖泊作用下堆积于湖盆内的沉积物称湖泊沉积物(lacustrine sediment)。湖泊的沉积作用受湖泊的规模、地质背景和气候背景的影响。尤其是气候对湖泊水体性质的影响比较明显，在湿润气候区发育淡水湖泊，而在干旱气候区易形成咸水湖泊，甚至盐湖。虽然湖泊既有碎屑沉积，也有化学沉积及生物沉积，但在淡水湖与咸水湖中沉积作用差别较大。下面分别述之。
1. 淡水湖沉积
淡水湖沉积以碎屑沉积为主，化学和有机沉积次之。
(1)淡水湖碎屑沉积
湖泊碎屑沉积受湖泊成因、湖泊规模、湖浪作用、湖水位变化以及入湖水流的影响。从湖岸到湖心，水动力条件和水环境都不一样，据此可将湖泊划分为不同的环境带(图 4-48)，在不同的环境带中，湖泊的沉积作用特点不同。
图 4-48 湖泊动力与沉积环境分带(据曹伯勋等，1995)
湖滨带沉积 湖滨带是受湖浪作用最强的地带，属高能区，湖滨带堆积宽度取决于湖底坡度，其深度近于浪基面。在湖浪作用及河流注入的影响下，湖滨带水体波动大，水流呈浑浊状，沉积物颗粒较粗，以砾石和砂沉积为主，自湖岸向湖方向，砾石含量减少，而砂的含量增加。在湖岸由砾石沉积则构成砾滩，由砂沉积则形成沙滩。砾石来源于河流搬运和湖岸基岩，砾径一般为 2～5cm，在靠近河流的入口处和基岩湖岸，砾径较大，有时超过 10cm。砾石的岩性取决于来源，分选及磨圆极好，ab 面呈叠瓦状排列，倾向湖心方向，倾角以小于 10°为主，a 轴平行湖岸线。远离河流入湖处，一般均以砂为主，磨圆度视沉积物搬运的距离而异，分选性很好。湖相砂砾石层均具清楚的斜层理，倾向湖心，层面上常见不对称的浪蚀波痕，说明其沉积时波浪所能波及的水深，湖浪所能扰动的深度一般小于 20m。在河流注入区域，形成扇三角洲平原沉积和扇三角洲前缘上部的沉积，沉积体中发育明显的斜层理，向湖心方向颗粒变细，层理也渐趋平缓。在一些地形平坦的平原区，湖滨带沉积比较细，以砂、粘土为主，若湖水位下降，泥质沉积物暴露则失水收缩形成泥裂。
过渡带沉积 位于湖滨带到湖心带之间，受湖水位(洪水位与平水位)变化的影响明显。在靠近湖滨带部分，水流呈紊流状，细粒物质被带走，只有较粗的悬浮物质可以沉积下来，一般为亚砂土及粉砂; 而靠近湖心部分，以亚砂土、亚粘土沉积为主。这里的沉积物受季节影响变化较大，随着洪水季节和平水季节的变化，沉积物的岩性发生水平方向的迁移，在垂向上形成粗细变化构成的水平层理，成为湖积物典型的结构特征。
图 4-49 青海湖的碎屑沉积平面分布图(据成都地质学院 《动力地质学》，1983，修改)
湖心带沉积 位于湖泊中心部位，水体比较平静，细粒悬浮物质在这里沉积，形成粘土和淤泥的互层，发育水平层理或隐水平层理。粘土层代表冬季沉积，色浅，层薄，有机质含量低; 而淤泥，又称腐泥，代表夏季沉积，因夏季湖中漂移生物多，形成一种富含有机质的胶体沉积，湿时柔软滑腻，呈棕色及黑色，含水达 70% ～90%，在干燥后则较硬，呈浅灰绿色或淡褐色，具铁锈斑。因此，由颜色、粒度、成分变化的粘土层(秋冬季)与淤泥(春夏季)构成一个年层，可记录到湖水或气候的年变化信息，对其研究非常重要。冰湖中的纹泥(季候泥)就是其中之一。还有另一种湖积年层，如瑞士苏黎世湖，夏季蒸发作用强，沉积白色碳酸钙薄层(锶含量较高); 冬季蒸发作用弱，沉积黑色粉砂与淤泥(含锶较少)。二者组合成一个年层。
在大型湖泊中，水深、动力作用强，沉积环境分带明显，因此在平面上碎屑沉积物呈宽度不等的同心环带状分布(图 4-49)，而小型湖泊沉积分带性较差。湖泊沉积物在剖面上呈湖进或湖退旋回变化，前者是湖滨带沉积物之上叠置湖心带沉积物，反映湖泊扩大，气候湿润;后者则是湖心带沉积物之上叠置湖滨带沉积物，反映湖泊缩小，气候相对干燥。
(2)淡水湖化学沉积
淡水湖泊的水体盐类含量低，难形成卤化物沉积，但在寒冷气候区能形成含碳酸盐的湖成灰泥(泥灰岩)沉积，而在潮湿气候区常形成铁、锰的胶体沉积(湖成铁矿)。
湖成灰泥 富含重碳酸钙溶液的泉水、地下水或河水流入湖泊后，与湖底的矿物或粘土混合，形成钙质淤泥(固结后即为泥灰岩)，即为湖成灰泥。淤泥中混有硅质、铁质和有机质，重碳酸钙含量达 50%～95%。湖成灰泥水平层理发育固结坚硬; 若重碳酸钙溶液局部集中，则形成含钙质结核的淤泥层。我国第四纪湖积物中此类沉积物分布广泛。
湖成铁矿 湖成铁矿形成于湿润的温带和亚热带地区，这些地区的化学风化较强烈，在灰化土的形成过程中，低价铁的化合物 Fe(HCO3)、FeSO4和难溶元素 Mn 和 Al 等的胶体从土壤中析出，随水汇入淡水湖，这些胶体在氧化、还原和生物作用下与有机物混合形成鲕状、豆状、饼状或透镜状铁矿夹层。其形成过程如:
第四纪地质学与地貌学
图 4-50 湖泊水体水温分层与上下对流(据任美锷，1975)
湖成铁矿一般规模不大，不稳定，常含 Mn、P、S 等杂质
有机质沉积物 在温暖湿润气候区，湖泊中生物比较繁盛，有植物、藻类、软体动物、微生物等，这些生物死亡后，堆积在湖底还原环境中，与粘土淤泥一起组成含有机质的沉积物———淤泥(腐泥)(sapropel)和泥炭(peat)。另外，湖泊周边入湖的水流也能提供一些有机质，在适当的环境中沉积到湖底并保存下来。湖泊的有机质沉积和保存还受湖泊的还原环境影响，其还原环境既可以由水体长期流动不畅引起，也可以由季节性水温变化导致。温带湖泊的水循环和还原环境的形成与湖水一年四季水温变化关系密切: 在春季(3 月)，湖泊从冻结(低于 4℃)状态 开始融 化，水 体 增 温(达 到4℃ )，表层水密度增大(4℃ 时水密度最大 ρ = 1g / cm3)，与底部低温、低密度水形成密度差而产生对流(图 4-50)，含氧水遍及湖区，有利于生物生长，但生物残骸很快氧化，不利有机质堆积。夏季(7月)湖泊表层水增温高于 4℃，水密度变小，而下层水温较低、密度较大，从而导致水体分层，终止上、下水体对流，底部处于缺氧状态，引起生物死亡，并放出 CO2和 H2S，这个时期表层水体富氧而生物茂盛，下层水体缺氧有利于有机质保存，是有机质沉积的有利时期。热带和寒带湖的水温变化与分层现象不及温带湖明显，热带湖泊多为缺氧环境，亚热带湖泊可能有冬季水温分层。湖泊有机堆积物按其含碳量分为有机质淤泥(含碳量 ＜ 20%)、腐泥(含碳量20%～50% )和泥炭(含碳量大于 50% )。腐泥可分为碎屑质腐泥、粘土腐泥和石灰质腐泥，碎屑质腐泥形成于近岸地带，为一些高等植物和硅藻的残骸堆积所形成; 在较寒冷的气候条件下大量硅藻堆积形成硅藻土; 粘土质及石灰质腐泥是由低等的水藻残体为主构成的。在淡水湖沉积中，有机沉积物以夹层或薄层或透镜体产出，若湖泊发展到沼泽化阶段则形成大规模泥炭。泥炭经过一系列的物理化学作用可转变为煤。
2. 咸水湖沉积
干旱气候区的湖泊多为闭口湖，水体很少有外泄，主要消耗在蒸发上。湖水长期处在蒸发量大于补给量的情况下，湖泊逐渐萎缩，水体盐度不断增大，发展成咸水湖，甚至盐湖。在湖水逐渐咸化过程中，不同溶解度的盐类逐步依次析出沉淀下来，先是溶解度小的碳酸盐沉淀，然后是溶解度稍大的盐类沉淀，沉淀顺序大体为碳酸盐→硫酸盐→卤化物，最后湖泊干涸，被风成砂覆盖消失。因此干旱气候区湖泊化学沉积及演化可以划分为四个阶段(图 4-51)。
图 4-51 干旱气候区湖泊化学沉积及演化阶段(据 M. T. 瓦良什科; 转引自汪新文等，1999，修改)
碳酸盐湖阶段 碳酸盐湖，也称碱湖，或苏打湖，是淡水湖向盐湖演变的第一阶段。湖水在咸化的过程中，含重碳酸钠和微量钾、镁、钙的碳酸盐首先沉积，形成方解石(CaCO3)、白云石(Mg(CaCO3)2)、苏打(Na2CO3·10H2O )、水 碱(Na2CO3·10H2O )和天然 碱(Na2CO3·NaHCO3·2H2O)。在内蒙古、吉林和黑龙江等省(区)有不少碱湖发育，如吉林省乾安县的大布苏碱泡子为碱湖，湖水很浅，冬季冻结时有天然碳酸钠晶体析出。
硫酸盐湖阶段 继碳酸盐湖阶段之后，湖水进一步咸化，水体变浅，溶解度较高的硫酸盐发生沉淀，形成石膏(CaSO4·2H2O)、芒硝(Na2SO4·10H2O)、无水芒硝(Na2SO4)等沉积物，常见石膏、芒硝与白云石和方解石等共生。这个阶段的湖又称苦湖，我国新疆和青海都有这一类湖泊的发育。
氯化物湖阶段 这个阶段的湖泊称为盐湖，湖水蒸发进一步浓缩，盐度很高，达到溶解度最大的氯化物析出阶段，沉淀形成石盐(NaCl)、杂卤石(2CaSO4·K2SO4·MgSO4·2H2O)、光卤石(KCl·MgCl·6H2O)和钾盐(KCl)等，代表咸水湖沉积的最后阶段。我国青海柴达木盆地的茶卡盐池、柯柯盐池和察尔汗盐池等都属于这一阶段的盐湖。若湖水中含有硼酸盐，则可形成硼砂(Na2B4O7·10H2O)，青藏地区就有这一类硼砂湖，是硼矿的重要来源。
沙下湖阶段 在盐湖阶段之后，湖泊水体全部干涸，为固体盐类充填，盐层被风成碎屑(沙)覆盖，成为埋藏的盐矿床。这是干旱气候区湖泊演化的最后一个阶段。
3. 玛珥湖沉积
玛珥(maar)的原意是居住在莱茵地区的德国人所指的有水的湖泊和沼泽，后来德国科学家 Steininger(1921)把德国西部 Eifel 地区一种第四纪圆形的小火山口湖的特殊火山类型定义为玛珥。玛珥有一个比较复杂的结构(图 4-52)，包括环形壁(ring wall)、火山口沉积物(crater sediments)、火山筒(diatreme)和馈浆通道(feeder dyke)。玛珥的形成可以分为两个阶段，第一个阶段是喷发期过程，在这个阶段深部的岩浆上涌，与地下水相互作用产生强烈的爆炸喷发，这样的过程可能会不断重复，直到岩浆耗尽或没有更多地下水参与而终止，在地表形成一个火山口坑; 第二个阶段是喷发后过程，火山口坑形成后，如果坑底切到地下水面，或大气降水汇聚到火山口坑中，就积水成湖，即玛珥湖(maar lake)。玛珥的地貌形态不稳定，喷发后受重力和外力作用常发生改变，在重力作用下，较陡的火山口坑壁发生滑动和塌陷，玛珥湖由于沉积而变浅，并演变为沼泽，乃至干涸，形成地貌上的低洼地。
玛珥的初始形态一般为圆形或近圆形，多数玛珥的直径在 750 ～1750m 之间，深度为 36 ～245m，深度与直径之比近似于 1∶ 5。随着玛珥的变老，沉积物不断充填，深度逐渐变浅，而直径常常扩大。玛珥湖可分为四类: 空型，刚刚形成不久，无水也无沉积物; 湖型，积水，有沉积物，如我国的湖光岩; 沼泽型，湖水近枯，沉积物呈泥状，表层有草甸覆盖; 干枯型，无水，表面为耕地或杂草丛生，在地貌上为洼地，如雷州半岛的田洋。
图 4-52 玛珥系统结构图(据 Buchel，1993; 转引自刘嘉麒，1999)
图 4-53 Meerfelder 玛珥湖沉积物中典型的有机年纹层(据 Poth and Negendank，1993; 转引自刘嘉麒，1999)
由于玛珥湖是一种封闭的湖泊，湖水主要来自大气降水和地下水，沉积物来自湖泊周边、大气降落、地下水带入，因此玛珥湖形成了一个相对独立的生态系统，对古环境研究非常重要。玛珥湖的堆积物充填是玛珥演化的一个重要过程，充填物包括重力作用滑落的碎屑物质、水体沉积作用形成的纹泥沉积物，以及发育后期的沼泽堆积物。其中玛珥湖的纹泥沉积尤为重要，是古气候的天然记录器。玛珥湖的纹泥沉积物质颗粒小，富含有机物，年纹层发育，具有一年四季的变化(图 4-53)，并形成很好的旋回。在中国也有大量的玛珥湖发育(表 4-4)。
表 4-4 中国主要的玛珥湖
④ 干旱湖泊的沉积作用
干旱气候区湖水很少外泄，主要消耗在蒸发上。蒸发作用使湖水的盐度逐渐增加，变成咸水湖甚至盐湖。在湖水逐渐咸化的过程中，溶解度小者首先沉淀，沉淀的顺序大致为碳酸盐、硫酸盐、氯化物，据此将盐湖沉积划分为四个阶段。
1、碳酸盐阶段
湖水在咸化过程中，溶解度较低的碳酸盐先达到饱和而结晶沉淀。钙的碳酸盐沉淀最早，镁、钠碳酸盐次之，形成caco3（方解石）、mgca（co3）2（白云石）、na2co3·10h2o（苏打），na2co3·nahco3·2h2o（天然碱）。若湖水中含硼酸盐，则可出现硼砂（na2b4o7s·10h2so），此类湖泊称碱湖或苏打湖。
2、硫酸盐阶段
湖水进一步咸化，深度变浅，溶解度较大的硫酸盐类沉淀下来，形成caso4·2h2o（石膏）、na2so4·10h2o（芒硝）、na2so4（无水芒硝）等矿物，这类盐湖又称为苦湖。
3、氯化物阶段
湖水进一步浓缩，残余湖水便能成为可供直接开采的、以氯化钠为主的天然卤水。湖水继续蒸发，食盐（nacl）、光卤石（kcl·mgcl2·6h2o）和钾盐（kcl）开始析出，此类湖泊称为盐湖。
4、沙下湖阶段
当湖泊全被固体盐类充满，全年都不存在天然卤水，盐层常被碎屑物覆盖成为埋藏的盐矿床，盐湖的发展结束。
⑤ 外动力地质作用 潮湿气候湖泊沉积特点 浅海沉积特点
潮湿气候湖泊沉积主要以化学沉积作用为主，包括1.碳酸盐沉积，此时水中CaCO3含量少，经生物和微生物浓集与湖泥一起形成泥灰质沉积物，成岩后为泥灰岩铁质沉积物。2.铁质沉积物，低价态铁化合物(如FeSO4)从土壤析出进入湖泊，以胶华状与有机质混合形成铁矿层，还原环境下会有黄铁矿沉积，氧化环境下会由褐铁矿沉积，寒冷潮湿环境下会有菱铁矿沉积。
浅海是海岸以外较平坦的浅水海域，其水深自低潮线以下至水深200m之间。浅海距大陆较近、各种生物极其繁盛，是海洋中的最主要沉积区，无论沉积物数量及沉积作用的类型都比海洋中的其它环境分区要丰富得多，沉积作用种类包括碎屑沉积、化学沉积和生物沉积。
其他详细特征可见参考资料
⑥ 如何利用湖泊沉积特点区别潮湿气候与干旱气候说明原因。
利用湖泊沉积特点区别潮湿气候与干旱气候的方法:
（1）、潮湿气候区湖泊的沉积作用
①机械沉积作用：当地面流水流入湖泊后，较粗的砾、砂可形成湖滩、砂洲、砂坝及砂咀等类似于海岸带所见的各种堆积地形，在河流入湖处形成湖滨三角洲。较细的粉砂及粘土等则被搬运到湖心堆积下来，形成具有明显水平薄层理的泥质
沉积物---湖泥。湖泊的碎屑沉积常呈环带状分布。
②化学沉积：潮湿气候区化学和生物化学作用显着，元素的活动性也较强。易溶盐类的元素如CI、S、K、Na、Ca、Mg等元素能呈离子状态被地面流水和地下水带入湖中；活动性不强的元素如Si、Mn、P、Fe、AI等，以呈胶体或被吸附的状态由各种水体带入湖泊中，通过生物化学方式或者以胶体凝聚的方式沉积。
③生物沉积作用：潮湿地区湖泊中生物繁多，它们的遗体大量堆积在湖底，与泥质沉积物等混杂在一起，成为富含有机质的沉积层。这种沉积层是形成煤、石油、油页岩等可燃有机矿产的原始物质。
（2）、干旱气候区湖泊的沉积作用
干旱气候区的湖泊仍然以机械沉积作用为主；但因注入水量少，蒸发量大，化学沉积作用占显着地位；生物沉积作用较弱。
①机械沉积作用：由季节性洪水以及河流携带的碎屑物以粉砂和泥质物为主，这些细粒的物质多沉积在湖盆中心。
②化学沉积作用：干旱气候区湖泊随着湖水的不断蒸发，湖水的含盐度会逐渐加大，可演变为咸水湖或盐湖。在盐湖中，由于水分不断蒸发，湖水浓缩，使某些盐类达到过饱和状态，盐类便可析出沉淀在湖底形成盐层。
若气候持续干旱，湖水逐渐变浅以至干涸，形成季节性湖泊，湖泊被沉积物填满时，所有的盐类物质将全部沉淀。
盐湖沉积分为四个阶段：
①碳酸盐阶段：当湖水蒸发浓缩后，难溶矿物碳酸盐类物质首先达到过饱和而沉淀。方解石、镁、钠的碳酸盐。
②硫酸盐阶段：湖水进一步蒸发，硫酸盐类开始沉淀。
③氯化物阶段：盐湖进一步蒸发，易溶的卤化物开始沉淀析出。
④沙下湖阶段：盐湖发展的最后阶段，湖泊被填满，其上部被沉积的碎屑物质覆盖。
⑦ 潮湿气候区湖泊中的沉积作用
潮湿气候地区的湖泊雨量充足，生物繁盛，风化作用进行的比较彻底，地面流水、地下水作用发育，可将钾、钠、镁、钙等易溶盐类及铁、铝、锰等难溶化合物带入湖泊
1机械沉积作用：
2化学沉积作用：
3生物沉积作用：
⑧ 干旱和潮湿地区湖泊化学沉积作用的差别
⑴潮湿气候区湖泊化学沉积作用
潮湿气候区降水充沛，湖泊多为泄水湖。溶解度大的组分如K、Na、Mg、Ca等沉积作用的卤化物、硫酸盐很少发生沉淀，河流及地下水带入的Fe、Mn、Al等的胶体物质或盐类物质易受水质变化的影响，成为潮湿气候区湖泊化学沉积的主要组成部分。这些物质沉积后，常形成湖相的铁、锰、铝矿床，其中最常见的是铁矿床，矿物成分以褐铁矿、菱铁矿及黄铁矿为主。
湖水中的钙质可以CaCO3的形式沉淀出来，并与湖底淤泥混在一起，形成钙质泥，成岩后形成泥灰岩，有时钙质沉淀较少，则形成钙质结核。
⑵干旱气候区湖泊化学沉积作用
干旱气候区湖水很少外泄，主要消耗在蒸发上。蒸发作用使湖水的盐度逐渐增加，变成咸水湖甚至盐湖。在湖水逐渐咸化的过程中，溶解度小者首先沉淀，沉淀的顺序大致为碳酸盐、硫酸盐、氯化物，据此将盐湖沉积划分为四个阶段。
碳酸盐阶段湖水在咸化过程中，溶解度较低的碳酸盐先达到饱和而结晶沉淀。钙的碳酸盐沉淀最早，镁、钠碳酸盐次之，形成CaCO3（方解石）、MgCa（CO3）2（白云石）、Na2CO3·10H2O（苏打），Na2CO3·NaHCO3·2H2O（天然碱）。若湖水中含硼酸盐，则可出现硼砂（Na2B4O7s·10H2sO），此类湖泊称碱湖或苏打湖。
硫酸盐阶段湖水进一步咸化，深度变浅，溶解度较大的硫酸盐类沉淀下来，形成CaSO4·2H2O（石膏）、Na2SO4·10H2O（芒硝）、Na2SO4（无水芒硝）等矿物，这类盐湖又称为苦湖。
氯化物阶段湖水进一步浓缩，残余湖水便能成为可供直接开采的、以氯化钠为主的天然卤水。湖水继续蒸发，食盐（NaCl）、光卤石（KCl·MgCl2·6H2O）和钾盐（KCl）开始析出，此类湖泊称为盐湖。
沙下湖阶段当湖泊全被固体盐类充满，全年都不存在天然卤水，盐层常被碎屑物覆盖成为埋藏的盐矿床，盐湖的发展结束。
上述盐湖发展过程是个理想的过程，只有在气候长期不变，湖水化学成分沉积作用多的情况下才能达到。另外，盐湖除化学沉积外还有机械沉积，因此盐层常与砂泥层交互出现。
⑨ 干旱气候区湖泊的沉积作用
干旱气候区湖水主要来自河流(多为间歇性河流)、地下水或融雪水。湖泊多属于终点湖(不泄水湖)。
湖泊的机械沉积作用往往随季节而变化。雨季或洪水季节，洪流和河水带入较多、较粗的碎屑物沉积下来。多数时候水量较小或无，一般为粉砂和粘土质物质沉积。此外，风的搬运作用也可把风成沙、风成黄土带入湖中沉积。
由于干旱气候区的条件恶劣，生物稀少，生物作用极弱，因此湖泊中生物的沉积作用极少，仅在某些湖泥沉积中含少量的有机质。
干旱气候区的湖水补给量远远小于蒸发量，湖水被蒸发很少外流，含盐度不断增大，形成盐类沉积，往往形成重要的盐类矿产。因此，湖泊的化学沉积作用占显着地位。其沉积作用可出现下列四个阶段(图9-6)。
图9-6 干旱区盐湖沉积阶段示意图
(据M·T·瓦梁什科及H·M·斯特拉霍夫)
1—碳酸盐；2—硫酸盐；3—氯化物；4—砂层；A、B、C、D表示盐湖发展顺序：A—咸水湖；B—盐水湖；C—干涸盐湖；D—砂层掩埋下的盐湖
1)碳酸盐沉积阶段。在湖水逐渐咸化过程中，溶解度最小的碳酸盐首先沉积。其中以钙的碳酸盐(方解石与白云石)最早沉积，镁、钠的碳酸盐(苏打 Na2CO3·10H2O，天然碱 Na2CO3·NaHCO3·2H2O等)次之，钾的碳酸盐最后沉积。因此称为碱湖。这一阶段有较多的碎屑物沉积，盐类沉积混杂在其中。这类湖泊见于我国内蒙古以及黑龙江、吉林西部。
2)硫酸盐沉积阶段。由于湖水进一步咸化，溶解度较高的硫酸盐也相继沉积，生成石膏(CaSO4·2H2O)、芒硝(Na2SO4·10H2O)、硫酸镁石(MgSO4·2H2O)和无水芒硝(Na2SO4)等。这些盐类多数味苦，故又称为苦湖。在此阶段的湖泊沉积中碎屑物较少，石膏、芒硝等可成为独立的夹层。新疆、青海、吉林、内蒙古等地均有这类盐湖。
3)氯化物沉积阶段。湖水在含盐度超过24‰～25‰时，就转变为天然盐水——卤水，并析出溶解度最大的氯化物，如岩盐(NaCl)、光卤石(KCl·MgCl·6H2O)等，极少有碎屑物质混入，称为盐湖，是盐湖沉积的最后阶段。如内蒙古的吉兰泰盐湖，青海柴达木的茶卡盐湖、柯柯盐湖、察尔汗盐湖等。
上述盐类沉积顺序不仅表现在垂直剖面上，即由下往上依次为碳酸盐类、硫酸盐类和氯化物；也常反映在平面分布上，即从边缘向中心由碳酸盐类向氯化物演变。
4)盐湖干涸与盐层埋藏阶段。当湖泊全被固体盐类填满后，湖面全部干涸。固体盐层可遭受风化、剥蚀或被其他沉积物所覆盖，成为埋藏的盐矿床。
盐湖的化学沉积物不仅是重要的化工原料，而且由于它还含有溴、碘、锂、铷、锗等数十种微量元素，因此也是制药、冶金和尖端工业的重要原料。
⑩ 干旱时期地区的湖泊化学沉积作用有几个阶段
干旱气候区湖水很少外泄，主要消耗在蒸发上。蒸发作用使湖水的盐度逐渐增加，变成咸水湖甚至盐湖。在湖水逐渐咸化的过程中，溶解度小者首先沉淀，沉淀的顺序大致为碳酸盐、硫酸盐、氯化物，据此将盐湖沉积划分为四个阶段。
1、碳酸盐阶段湖水在咸化过程中，溶解度较低的碳酸盐先达到饱和而结晶沉淀。钙的碳酸盐沉淀最早，镁、钠碳酸盐次之，形成CaCO3（方解石）、MgCa（CO3）2（白云石）、Na2CO3·10H2O（苏打），Na2CO3·NaHCO3·2H2O（天然碱）。若湖水中含硼酸盐，则可出现硼砂（Na2B4O7s·10H2sO），此类湖泊称碱湖或苏打湖。
2、硫酸盐阶段湖水进一步咸化，深度变浅，溶解度较大的硫酸盐类沉淀下来，形成CaSO4·2H2O（石膏）、Na2SO4·10H2O（芒硝）、Na2SO4（无水芒硝）等矿物，这类盐湖又称为苦湖。
3、氯化物阶段湖水进一步浓缩，残余湖水便能成为可供直接开采的、以氯化钠为主的天然卤水。湖水继续蒸发，食盐（NaCl）、光卤石（KCl·MgCl2·6H2O）和钾盐（KCl）开始析出，此类湖泊称为盐湖。
4、沙下湖阶段当湖泊全被固体盐类充满，全年都不存在天然卤水，盐层常被碎屑物覆盖成为埋藏的盐矿床，盐湖的发展结束。