湖泊沉积作用和湖泊沉积物的基本特征

中国地理知识2湖泊篇

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。

（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