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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著名碱湖，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。我国著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、一道高三地理湖泊沉积物问题？ 湖中心与湖岸的距离可以影响湖泊沉积物的大小，湖中心与湖岸的距离和湖水面积大小有关，多雨时期，湖水面积扩大，水位上升，较大的沉积物沉积在岸边。干旱时期，湖水面积缩小，水位下降，较大的沉积物也随水位下降到湖中心，就像漏斗一样，漏斗中间是细沉积物，漏斗四周的大沉积物往中心下沉压住细的沉积物，所以垂直方向上由上往下湖泊沉积物由大变小说明干旱。 3、为什么湖泊沉积是气候变化的标志 首先，湖泊沉积物是有湖泊中的动植物的尸体构成的。不同的气候环境下，湖泊中生活的动植物的种类和数量就会不一样，则沉积的动植物残体的数量也会不一样，这样就可以根据沉积层的厚度和颜色变化来反演古气候。 4、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: 5、潮湿气候区湖泊的沉积作用 潮湿气候区的湖泊多为吞吐湖，湖水由河流、地下水补给，水量充沛，一般为淡水湖泊。注入湖泊的水常带入大量的碎屑物和化学溶解物质，加上湖泊中生物繁盛，因此，其沉积作用方式既有机械沉积，也有化学沉积和生物沉积。 1.机械沉积作用 湖水机械沉积物主要来源于地表流水、地下水、风、冰川和火山作用带来的各种物质，以及湖蚀产物和大量生物残骸。经水流反复作用，较粗的砾、砂沉积在沿岸一带，形成湖滩、砂洲、砂坝及砂嘴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。在湖盆的平面上显示出同心带状的分布(图9-4)。 图9-4 青海湖的机械沉积物平面分布图 (据成都地质学院，1978) 1—砾石；2—砂砾；3—砂；4—粉砂和淤泥；5—淤泥；6—生物暗礁 图9-5 湖泊发展成湖积-三角洲平原示意图 (据成都地质学院，1978) Ⅰ—初期，三角洲很小；Ⅱ—过渡时期，湖泊缩小变浅；Ⅲ—晚期，湖泊消亡，出现湖积-三角洲平原 入湖河流挟带大量泥砂，在湖滨可形成三角洲。三角洲不断扩大，相邻的三角洲逐渐连结，使湖泊逐渐淤塞变小、消亡，最终成为被河流所贯通的湖积三角洲平原或沼泽(图9-5)。这时很难区分是河流还是湖泊的沉积物，常统称为河-湖沉积物。曾是我国第一大淡水湖的洞庭湖，注入的河流众多，大河就有湘、资、沅、澧四水和长江的四口(松滋、太平、藕池、调弦)，它们每年带入的大量泥沙使洞庭湖迅速缩小。据20世纪30年代出版的《辞海》记载，当时洞庭湖面积有5000km2，1954年时尚有3915km2，但至1998年只有2691km2，近几年退耕还湖后增加约554km2，现今约3000km2。按如此的淤塞速度，如果没有人工疏浚，洞庭湖不出百年即会被淤满而消失。 湖泊的生命周期取决于气候条件、自然地理因素和构造作用的活动程度，其沉积作用过程就是湖泊逐渐淤塞和消亡的过程。因此，在地质历史中，湖泊的寿命是短暂的。 2.化学沉积作用 潮湿气候区气温高，水量充沛，生物繁盛，化学风化和生物风化作用强烈，元素的活动性也较强，不仅易溶的元素如Cl、S、K、Na、Ca、Mg等元素能呈离子状态被流水带入湖中；就是一些活动性不强、难溶的元素，如Si、Mn、P、Fe、Al等，也可以呈胶体或被吸附的状态由流水带入湖中。由于泄水湖中水量充沛，易溶盐类不能达到饱和状态难以沉淀而被河水带走。由Ca、Mg等组成的较易溶解的盐类和由Fe、Mn、Al、Si、P等组成的难溶盐类，可在一定条件下相继发生沉积。 如水的Fe(OH)3的胶体溶液可以与湖水中的电解质发生中和，或与湖水相混后因酸度降低而沉积，析出氢氧化铁。此外带入湖中的Fe(HC03)2溶液因生物化学作用，可以发生分解、氧化，产生氢氧化铁沉淀。其反应式为： 4Fe(HCO3)2+O2+2H2O →4Fe(OH)3↓+8CO2↑ 这样形成的氢氧化铁，称为褐铁矿。它呈团块状、透镜状或不规则层状，夹于碎屑沉积物中。与褐铁矿共生的可能有锰矿、铝土矿等。如江苏太湖、苏北平原的现代湖泊以及山西鲁平的古近-新近纪湖泊沉积物中就有铁锰矿床产出。 在生物繁盛地区，湖底的有机质腐烂分解后放出CO2和H2S并形成强还原环境。这种环境能使重碳酸亚铁或硫酸亚铁转变成黄铁矿。其反应式为： Fe(HCO3)2+2H2S →FeS2↓+3H2O+CO2↑+CO↑ 或FeSO4+2H2S →FeS2↓+2H2O+SO2↑ 如果气候冷湿，有较弱的氧化作用，在细菌的协同作用下可形成菱铁矿。其反应式为： Fe(HCO3)2→FeCO3↓+H2O+CO2↑ 在有较丰富的磷质参与下还可形成作磷肥用的蓝铁矿(Fe3(PO4)2·8H2O)。 当重碳酸钙Ca(HCO3)2溶液被带入湖后，在适当的温度、压力条件下，并因生物吸收了水中的CO2，使碳酸钙过饱和而沉积下来，经成岩作用形成石灰岩及泥灰岩等。 3.生物沉积作用及石油的形成 温暖潮湿的气候使各类生物繁盛，有生长在湖滨的乔木、浅水中的草本植物以及大量生活在水中的菌类、藻类和动物。这些生物死亡后沉于湖底，与泥质沉积物一起构成了湖底的有机质泥层。湖底缺氧的环境使厌氧细菌繁殖，并对有机质泥层发生作用，经成岩作用转变成胶状腐殖煤、沥青粘土或油页岩。 在特殊的条件下，富含动物遗体的巨厚腐殖泥层，在较高温度(100～200℃)和压力(3×107Pa)的作用下，有机质逐渐分解和合成为碳氢化合物(烃类)，经细菌和其他复杂的物理化学过程，可以形成石油和天然气。我国大庆、胜利和大港油田等，就是湖沼或湖成三角洲环境生成的。 在温带较冷地区的淡水湖泊中，常有大量硅藻繁殖，死亡后可堆积成为疏松多孔的硅藻土，是生产吸附剂、耐火材料、充填材料等的重要原料。 6、黄土，冰芯和湖泊沉积物分别反映了什么古气候特征 利用古堰塞湖沉积物中连续的地质记录来研究区域过去气候变化规律,这一方法是继通过深海沉积、极地与高山冰芯、黄土、湖泊、洞穴石笋、珊瑚等沉积物中的地质记录来研究全球气候变化途径之后的又一新途径。反映沉积物中环境信息的代用指标有多种,其中粒度特征就是其中一种,它可以反映沉积过程中的古环境、古气候特征。通过该项研究可以建立青藏高原东部边缘(岷江上游叠溪地区)2万年以来的古环境古气候演化规律以及地质环境的演化规律,找到气候环境变化与地质环境演化的相关性。本文采用精细粒度分析和系统粒度分析等方法提取了堰塞湖相沉积物的粒度特征资料,并与已有的冰川湖沉积物的研究成果进行了对比分析。通过精细分析得到了堰塞湖相沉积物多为粉土和黏土;深色沉积物与粗颗粒相对应,浅色沉积物与细颗粒相对应的关系;并结合有机质测试发现:深色沉积物有机质含量多于浅色沉积物,表明粗颗粒土代表的是雨水充沛水动力条件好且植被相对茂盛的气候环境特征,细颗粒土则与其相反;沉积物中深浅交替的纹层厚度约为2～5 cm;这些特征与冰川湖沉积物特征差别很大,因此其代表的气候环境意义也完全不同。通过整个剖面的系统粒度分析得到了整个沉积过程的粒度变化特征,并据此结合年代测试结果将整个沉积剖面划分了7个粒度变化周期,揭示了该沉积过程中该地区经历了7次气候环境的变迁。 7、为什么说湖泊形成是气候变化的标志 湖泊沉积物是有湖泊中的动植物的尸体构成的.不同的气候环境下,湖泊中生活的动植物的种类和数量就会不一样,则沉积的动植物残体的数量也会不一样,这样就可以根据沉积层的厚度和颜色变化来反演古气候. 8、湖泊在不同气候下的沉积物有何不同 在湖泊沉积记录与古气候百研究中, 沉积物粒度的环境意义常常解释为: 粗粒沉积物指示低水位时期的干旱气候, 细粒沉积物指示高水位时期的湿润气候. 本文通过对云南洱海和程海现代沉积物粒度的研度究, 揭示了沉积物粒度在不同时间尺度、不同时间分辨率的研究中具有不同的环境指示意义. 在长时间尺度、低分辨率(百年、千年)研究中, 粗粒沉积物问指示湖泊收缩、湖水较浅的干旱气候期; 细粒沉积物指示湖泊扩张、湖水较深的湿润气候期. 在短时间尺度、高分辨率(年际、10 a)研究中, 粗粒沉积物指示降雨量较大的湿润年份; 细粒沉积物指示降雨量相对较小的干旱年份. 由于不同时间尺度研究中沉积分辨率、采答样分辨率和定年精度的不同, 湖泊沉积物记录所反映的环回境信息在不同尺度下因此可能存在差异. 在由以往的长时间尺度、低分辨率研究转向短时间尺度、高分辨率研究的过程中, 不能简单套用各种指标在长尺度研究中的答环境指示意义, 必须结合研究的时间尺度和分辨率, 综合分析各种因素对环境记录的影响方式和程度, 才能得出可靠结论. 9、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 10、湖泊的沉积物是如何来的? 一般是腐烂的动植物和大量死亡的微生物堆积形成的淤泥。望采纳，谢谢～ |
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