1、湖泊沉積作用和湖泊沉積物的基本特征

（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(xiàn)象。湖面上波浪作用的原理、方式都與海面波浪相似，構(gòu)成波浪的水質(zhì)點作周期振動，其大小取決于風(fēng)力、風(fēng)的持續(xù)時間及水下地形。在靠近湖岸淺水區(qū)，波浪也出現(xiàn)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(fēng)生流兩類。重力流是由于水面傾斜產(chǎn)生重力沿水面的分力而引起的流動，也稱梯度流。風(fēng)生流是由風(fēng)對水面的摩擦力及與風(fēng)同時產(chǎn)生的波浪的背壓力所引起的湖水運動。它取決于風(fēng)力、風(fēng)的持續(xù)時間及湖面的大小。

湖泊沉積的特征與湖水動力條件、水化學(xué)條件及水生生物三者的作用有直接聯(lián)系。湖相沉積過程和海相沉積過程一樣可分為物理的、化學(xué)的及生物的3種形式，但由于湖泊的規(guī)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。湖泊沉積的特征受到氣候因素及周圍環(huán)境因素的控制，如降雨量、蒸發(fā)量、水體補給、流域土壤性質(zhì)、植被條件、進入湖盆碎屑物的數(shù)量等。在不同的氣候條件下，發(fā)育著不同性質(zhì)的湖泊，不同性質(zhì)的湖泊有自己的沉積特點，如在濕潤地區(qū)，蒸發(fā)量小于降雨量，這里的湖泊的淡水湖，其堆積物為典型的淡水湖堆積；在干旱半干旱地區(qū)，蒸發(fā)量大于降雨量，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(zhì)作用下，堆積于湖盆內(nèi)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(xué)沉積和硅質(zhì)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，按巖相可劃分為：

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。礫石的大小決定于物質(zhì)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，說明其沉積于波浪所能及的水深環(huán)境中，湖泊波浪所能擾動的深度一般小于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于湖底坡度。

b.過渡帶沉積 位于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(zhì)被帶走，只有較粗的懸浮物質(zhì)可以沉積下來，一般為亞砂土及粉砂。此帶沉積受季節(jié)影響變化較大，春夏時水量大，沉積物質(zhì)略粗，秋冬季節(jié)水量小時，沉積物質(zhì)較細。粗細變化構(gòu)成薄層的水平層理，成為湖積物的典型結(jié)構(gòu)特征。

c.湖心帶沉積 湖泊中心部位，水流比較平靜，細粒懸浮物質(zhì)在此帶內(nèi)不間斷地沉積，形成層理較厚的粘土和淤泥的互層。

紋層是湖積物特征之一，它是由顏色、粒度或化學(xué)沉積物構(gòu)成的成對季節(jié)沉積物所組成的。通常夏季蒸發(fā)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(fā)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。由于粘土與淤泥互層反映季節(jié)性變化，據(jù)此可計算湖積物的年齡。

湖相碎屑沉積的分帶現(xiàn)象，在平面上呈現(xiàn)為不規(guī)則的向心環(huán)帶狀（圖5-1）。

圖5-1 湖泊動力與沉積環(huán)境分帶

Ⅰ—湖濱帶；Ⅱ—過渡帶；Ⅲ—湖心帶

（2）化學(xué)沉積 淡水湖泊的化學(xué)沉積物沉積于靜水地帶。在寒冷氣候區(qū)常形成湖成灰泥（泥灰?guī)r），在潮濕氣候區(qū)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后，與湖底的礦物或粘土顆粒混合形成鈣質(zhì)淤泥。淤泥中也混有硅質(zhì)、鐵質(zhì)及有機質(zhì)，重碳酸鈣含量達50%～95%。這種淤泥固結(jié)后形成泥灰?guī)r。湖成灰泥層理清晰，固結(jié)很硬。即使重碳酸鈣溶液沉淀時達不到成層條件，也常集中形成鈣質(zhì)結(jié)核，形成含鈣質(zhì)結(jié)核的湖相粘土層。我國第四紀湖相層中，含鈣質(zhì)結(jié)核的湖相粘土層分布很廣。

b.湖成鐵礦 湖成鐵礦形成于潮濕的溫帶和亞熱帶地區(qū)，它與森林灰化土的形成關(guān)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(tài)與有機質(zhì)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(huán)境中，F(xiàn)e（HCO3）2或FeSO4經(jīng)過氧化而形成褐鐵礦，或稱湖礦。

地貌學(xué)及第四紀地質(zhì)學(xué)基礎(chǔ)

在湖泊深部還原環(huán)境下，當Fe（HCO3）2或FeSO4與湖底有機質(zhì)分解出的CO2及H2S發(fā)生作用則形成黃鐵礦或白鐵礦的沉淀。

地貌學(xué)及第四紀地質(zhì)學(xué)基礎(chǔ)

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(xué)及第四紀地質(zhì)學(xué)基礎(chǔ)

（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(huán)境中分解，形成含豐富有機質(zhì)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%），在掩埋成巖后可形成腐泥煤。如埋于深處，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(zhì)腐泥、粘土腐泥和石灰質(zhì)腐泥。碎屑質(zhì)腐泥形成于近岸部分，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，大量的硅藻堆積后可形成硅藻土。粘土質(zhì)及石灰質(zhì)腐泥是由低等水藻殘體為主構(gòu)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(fā)展，在腐泥之上，常常堆積泥炭層。由于在湖泊的不同水深環(huán)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(chǎn)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

氣候干旱、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(qū)現(xiàn)代鹽湖分布極廣。

鹽湖的成鹽作用即是鹽湖形成發(fā)育過程（圖5-2）。隨著湖水不斷蒸發(fā)，湖泊含鹽量提高，形成不同水化學(xué)類型的鹽湖。圖5-3橫坐標示湖泊的水化學(xué)類型，由圖解中可見，無論哪一種礦化類型，按成鹽作用的先后，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(xiàn)出鹽湖發(fā)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、白云石、蘇打（Na2CO3·10H2O）、水堿（Na2CO3·H2O）和天然堿（Na2CO3、NaHCO3·2H2O）。這種湖又稱為堿湖。內(nèi)蒙古、黑龍江及吉林等省（區(qū)）分布有不少堿湖。吉林省乾安縣大布蘇堿泡子為著名堿湖，湖水很淺，冬季結(jié)冰時地面也出現(xiàn)天然碳酸鈉的結(jié)晶。碳酸鹽沉淀后，湖水進一步咸化，飽含硫酸鹽的湖水遂發(fā)生石膏（CaSO4·2H2O）、芒硝（Na2SO4·10H2O）和無水芒硝（Na2SO4）等硫酸鹽的沉淀，常見石膏、芒硝與白云石、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。硫酸鹽析出后，湖水進一步蒸發(fā)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，代表鹽湖沉積的最后階段。我國著名的柴達木茶卡鹽池、柯柯鹽池都是這一類型。與氯化鈉沉淀時的濃度相當，如湖水內(nèi)含硼酸鹽，則可形成硼砂（Na2B4O7·10H2O），西藏地區(qū)就有世界聞名的硼砂湖。

圖5-2 干旱帶現(xiàn)代湖泊成鹽作用圖解

（據(jù)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巖鹽

圖5-3 鹽湖發(fā)育圖示

（據(jù)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、一道高三地理湖泊沉積物問題？

湖中心與湖岸的距離可以影響湖泊沉積物的大小，湖中心與湖岸的距離和湖水面積大小有關(guān)，多雨時期，湖水面積擴大，水位上升，較大的沉積物沉積在岸邊。干旱時期，湖水面積縮小，水位下降，較大的沉積物也隨水位下降到湖中心，就像漏斗一樣，漏斗中間是細沉積物，漏斗四周的大沉積物往中心下沉壓住細的沉積物，所以垂直方向上由上往下湖泊沉積物由大變小說明干旱。

3、為什么湖泊沉積是氣候變化的標志

首先，湖泊沉積物是有湖泊中的動植物的尸體構(gòu)成的。不同的氣候環(huán)境下，湖泊中生活的動植物的種類和數(shù)量就會不一樣，則沉積的動植物殘體的數(shù)量也會不一樣，這樣就可以根據(jù)沉積層的厚度和顏色變化來反演古氣候。

4、如何利用湖泊沉積特點區(qū)別潮濕氣候與干旱氣候?說明原因。

利用湖泊沉積特點區(qū)別潮濕氣候與干旱氣候的方法:
（1）、潮濕氣候區(qū)湖泊的沉積作用
①機械沉積作用：當?shù)孛媪魉魅牒春?，較粗的礫、砂可形成湖灘、砂洲、砂壩及砂咀等類似于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(zhì)
沉積物---湖泥。湖泊的碎屑沉積常呈環(huán)帶狀分布。
②化學(xué)沉積：潮濕氣候區(qū)化學(xué)和生物化學(xué)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(tài)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(tài)由各種水體帶入湖泊中，通過生物化學(xué)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(qū)湖泊中生物繁多，它們的遺體大量堆積在湖底，與泥質(zhì)沉積物等混雜在一起，成為富含有機質(zhì)的沉積層。這種沉積層是形成煤、石油、油頁巖等可燃有機礦產(chǎn)的原始物質(zhì)。
（2）、干旱氣候區(qū)湖泊的沉積作用
干旱氣候區(qū)的湖泊仍然以機械沉積作用為主；但因注入水量少，蒸發(fā)量大，化學(xué)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(jié)性洪水以及河流攜帶的碎屑物以粉砂和泥質(zhì)物為主，這些細粒的物質(zhì)多沉積在湖盆中心。
②化學(xué)沉積作用：干旱氣候區(qū)湖泊隨著湖水的不斷蒸發(fā)，湖水的含鹽度會逐漸加大，可演變?yōu)橄趟螓}湖。在鹽湖中，由于水分不斷蒸發(fā)，湖水濃縮，使某些鹽類達到過飽和狀態(tài)，鹽類便可析出沉淀在湖底形成鹽層。
若氣候持續(xù)干旱，湖水逐漸變淺以至干涸，形成季節(jié)性湖泊，湖泊被沉積物填滿時，所有的鹽類物質(zhì)將全部沉淀。
鹽湖沉積分為四個階段：
①碳酸鹽階段：當湖水蒸發(fā)濃縮后，難溶礦物碳酸鹽類物質(zhì)首先達到過飽和而沉淀。方解石、鎂、鈉的碳酸鹽。
②硫酸鹽階段：湖水進一步蒸發(fā)，硫酸鹽類開始沉淀。
③氯化物階段：鹽湖進一步蒸發(fā)，易溶的鹵化物開始沉淀析出。
④沙下湖階段：鹽湖發(fā)展的最后階段，湖泊被填滿，其上部被沉積的碎屑物質(zhì)覆蓋。

5、潮濕氣候區(qū)湖泊的沉積作用

潮濕氣候區(qū)的湖泊多為吞吐湖，湖水由河流、地下水補給，水量充沛，一般為淡水湖泊。注入湖泊的水常帶入大量的碎屑物和化學(xué)溶解物質(zhì)，加上湖泊中生物繁盛，因此，其沉積作用方式既有機械沉積，也有化學(xué)沉積和生物沉積。

1.機械沉積作用

湖水機械沉積物主要來源于地表流水、地下水、風(fēng)、冰川和火山作用帶來的各種物質(zhì)，以及湖蝕產(chǎn)物和大量生物殘骸。經(jīng)水流反復(fù)作用，較粗的礫、砂沉積在沿岸一帶，形成湖灘、砂洲、砂壩及砂嘴等類似于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。在湖盆的平面上顯示出同心帶狀的分布(圖9-4)。

圖9-4 青海湖的機械沉積物平面分布圖

(據(jù)成都地質(zhì)學(xué)院，1978)

1—礫石；2—砂礫；3—砂；4—粉砂和淤泥；5—淤泥；6—生物暗礁

圖9-5 湖泊發(fā)展成湖積-三角洲平原示意圖

(據(jù)成都地質(zhì)學(xué)院，1978)

Ⅰ—初期，三角洲很??；Ⅱ—過渡時期，湖泊縮小變淺；Ⅲ—晚期，湖泊消亡，出現(xiàn)湖積-三角洲平原

入湖河流挾帶大量泥砂，在湖濱可形成三角洲。三角洲不斷擴大，相鄰的三角洲逐漸連結(jié)，使湖泊逐漸淤塞變小、消亡，最終成為被河流所貫通的湖積三角洲平原或沼澤(圖9-5)。這時很難區(qū)分是河流還是湖泊的沉積物，常統(tǒng)稱為河-湖沉積物。曾是我國第一大淡水湖的洞庭湖，注入的河流眾多，大河就有湘、資、沅、澧四水和長江的四口(松滋、太平、藕池、調(diào)弦)，它們每年帶入的大量泥沙使洞庭湖迅速縮小。據(jù)20世紀30年代出版的《辭海》記載，當時洞庭湖面積有5000km2，1954年時尚有3915km2，但至1998年只有2691km2，近幾年退耕還湖后增加約554km2，現(xiàn)今約3000km2。按如此的淤塞速度，如果沒有人工疏浚，洞庭湖不出百年即會被淤滿而消失。

湖泊的生命周期取決于氣候條件、自然地理因素和構(gòu)造作用的活動程度，其沉積作用過程就是湖泊逐漸淤塞和消亡的過程。因此，在地質(zhì)歷史中，湖泊的壽命是短暫的。

2.化學(xué)沉積作用

潮濕氣候區(qū)氣溫高，水量充沛，生物繁盛，化學(xué)風(fēng)化和生物風(fēng)化作用強烈，元素的活動性也較強，不僅易溶的元素如Cl、S、K、Na、Ca、Mg等元素能呈離子狀態(tài)被流水帶入湖中；就是一些活動性不強、難溶的元素，如Si、Mn、P、Fe、Al等，也可以呈膠體或被吸附的狀態(tài)由流水帶入湖中。由于泄水湖中水量充沛，易溶鹽類不能達到飽和狀態(tài)難以沉淀而被河水帶走。由Ca、Mg等組成的較易溶解的鹽類和由Fe、Mn、Al、Si、P等組成的難溶鹽類，可在一定條件下相繼發(fā)生沉積。

如水的Fe(OH)3的膠體溶液可以與湖水中的電解質(zhì)發(fā)生中和，或與湖水相混后因酸度降低而沉積，析出氫氧化鐵。此外帶入湖中的Fe(HC03)2溶液因生物化學(xué)作用，可以發(fā)生分解、氧化，產(chǎn)生氫氧化鐵沉淀。其反應(yīng)式為：

4Fe(HCO3)2+O2+2H2O →4Fe(OH)3↓+8CO2↑

這樣形成的氫氧化鐵，稱為褐鐵礦。它呈團塊狀、透鏡狀或不規(guī)則層狀，夾于碎屑沉積物中。與褐鐵礦共生的可能有錳礦、鋁土礦等。如江蘇太湖、蘇北平原的現(xiàn)代湖泊以及山西魯平的古近-新近紀湖泊沉積物中就有鐵錳礦床產(chǎn)出。

在生物繁盛地區(qū)，湖底的有機質(zhì)腐爛分解后放出CO2和H2S并形成強還原環(huán)境。這種環(huán)境能使重碳酸亞鐵或硫酸亞鐵轉(zhuǎn)變成黃鐵礦。其反應(yīng)式為：

Fe(HCO3)2+2H2S →FeS2↓+3H2O+CO2↑+CO↑

或FeSO4+2H2S →FeS2↓+2H2O+SO2↑

如果氣候冷濕，有較弱的氧化作用，在細菌的協(xié)同作用下可形成菱鐵礦。其反應(yīng)式為：

Fe(HCO3)2→FeCO3↓+H2O+CO2↑

在有較豐富的磷質(zhì)參與下還可形成作磷肥用的藍鐵礦(Fe3(PO4)2·8H2O)。

當重碳酸鈣Ca(HCO3)2溶液被帶入湖后，在適當?shù)臏囟?、壓力條件下，并因生物吸收了水中的CO2，使碳酸鈣過飽和而沉積下來，經(jīng)成巖作用形成石灰?guī)r及泥灰?guī)r等。

3.生物沉積作用及石油的形成

溫暖潮濕的氣候使各類生物繁盛，有生長在湖濱的喬木、淺水中的草本植物以及大量生活在水中的菌類、藻類和動物。這些生物死亡后沉于湖底，與泥質(zhì)沉積物一起構(gòu)成了湖底的有機質(zhì)泥層。湖底缺氧的環(huán)境使厭氧細菌繁殖，并對有機質(zhì)泥層發(fā)生作用，經(jīng)成巖作用轉(zhuǎn)變成膠狀腐殖煤、瀝青粘土或油頁巖。

在特殊的條件下，富含動物遺體的巨厚腐殖泥層，在較高溫度(100～200℃)和壓力(3×107Pa)的作用下，有機質(zhì)逐漸分解和合成為碳氫化合物(烴類)，經(jīng)細菌和其他復(fù)雜的物理化學(xué)過程，可以形成石油和天然氣。我國大慶、勝利和大港油田等，就是湖沼或湖成三角洲環(huán)境生成的。

在溫帶較冷地區(qū)的淡水湖泊中，常有大量硅藻繁殖，死亡后可堆積成為疏松多孔的硅藻土，是生產(chǎn)吸附劑、耐火材料、充填材料等的重要原料。

6、黃土，冰芯和湖泊沉積物分別反映了什么古氣候特征

利用古堰塞湖沉積物中連續(xù)的地質(zhì)記錄來研究區(qū)域過去氣候變化規(guī)律,這一方法是繼通過深海沉積、極地與高山冰芯、黃土、湖泊、洞穴石筍、珊瑚等沉積物中的地質(zhì)記錄來研究全球氣候變化途徑之后的又一新途徑。反映沉積物中環(huán)境信息的代用指標有多種,其中粒度特征就是其中一種,它可以反映沉積過程中的古環(huán)境、古氣候特征。通過該項研究可以建立青藏高原東部邊緣(岷江上游疊溪地區(qū))2萬年以來的古環(huán)境古氣候演化規(guī)律以及地質(zhì)環(huán)境的演化規(guī)律,找到氣候環(huán)境變化與地質(zhì)環(huán)境演化的相關(guān)性。本文采用精細粒度分析和系統(tǒng)粒度分析等方法提取了堰塞湖相沉積物的粒度特征資料,并與已有的冰川湖沉積物的研究成果進行了對比分析。通過精細分析得到了堰塞湖相沉積物多為粉土和黏土;深色沉積物與粗顆粒相對應(yīng),淺色沉積物與細顆粒相對應(yīng)的關(guān)系;并結(jié)合有機質(zhì)測試發(fā)現(xiàn):深色沉積物有機質(zhì)含量多于淺色沉積物,表明粗顆粒土代表的是雨水充沛水動力條件好且植被相對茂盛的氣候環(huán)境特征,細顆粒土則與其相反;沉積物中深淺交替的紋層厚度約為2～5 cm;這些特征與冰川湖沉積物特征差別很大,因此其代表的氣候環(huán)境意義也完全不同。通過整個剖面的系統(tǒng)粒度分析得到了整個沉積過程的粒度變化特征,并據(jù)此結(jié)合年代測試結(jié)果將整個沉積剖面劃分了7個粒度變化周期,揭示了該沉積過程中該地區(qū)經(jīng)歷了7次氣候環(huán)境的變遷。

7、為什么說湖泊形成是氣候變化的標志

湖泊沉積物是有湖泊中的動植物的尸體構(gòu)成的.不同的氣候環(huán)境下,湖泊中生活的動植物的種類和數(shù)量就會不一樣,則沉積的動植物殘體的數(shù)量也會不一樣,這樣就可以根據(jù)沉積層的厚度和顏色變化來反演古氣候.

8、湖泊在不同氣候下的沉積物有何不同

在湖泊沉積記錄與古氣候百研究中, 沉積物粒度的環(huán)境意義常常解釋為: 粗粒沉積物指示低水位時期的干旱氣候, 細粒沉積物指示高水位時期的濕潤氣候. 本文通過對云南洱海和程海現(xiàn)代沉積物粒度的研度究, 揭示了沉積物粒度在不同時間尺度、不同時間分辨率的研究中具有不同的環(huán)境指示意義. 在長時間尺度、低分辨率(百年、千年)研究中, 粗粒沉積物問指示湖泊收縮、湖水較淺的干旱氣候期; 細粒沉積物指示湖泊擴張、湖水較深的濕潤氣候期. 在短時間尺度、高分辨率(年際、10 a)研究中, 粗粒沉積物指示降雨量較大的濕潤年份; 細粒沉積物指示降雨量相對較小的干旱年份. 由于不同時間尺度研究中沉積分辨率、采答樣分辨率和定年精度的不同, 湖泊沉積物記錄所反映的環(huán)回境信息在不同尺度下因此可能存在差異. 在由以往的長時間尺度、低分辨率研究轉(zhuǎn)向短時間尺度、高分辨率研究的過程中, 不能簡單套用各種指標在長尺度研究中的答環(huán)境指示意義, 必須結(jié)合研究的時間尺度和分辨率, 綜合分析各種因素對環(huán)境記錄的影響方式和程度, 才能得出可靠結(jié)論.

9、湖泊沉積物

在湖泊作用下堆積于湖盆內(nèi)的沉積物稱湖泊沉積物(lacustrine sediment)。湖泊的沉積作用受湖泊的規(guī)模、地質(zhì)背景和氣候背景的影響。尤其是氣候?qū)此w性質(zhì)的影響比較明顯，在濕潤氣候區(qū)發(fā)育淡水湖泊，而在干旱氣候區(qū)易形成咸水湖泊，甚至鹽湖。雖然湖泊既有碎屑沉積，也有化學(xué)沉積及生物沉積，但在淡水湖與咸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(xué)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(guī)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(huán)境都不一樣，據(jù)此可將湖泊劃分為不同的環(huán)境帶(圖 4-48)，在不同的環(huán)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(huán)境分帶(據(jù)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(qū)，湖濱帶堆積寬度取決于湖底坡度，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(gòu)成礫灘，由砂沉積則形成沙灘。礫石來源于河流搬運和湖岸基巖，礫徑一般為 2～5cm，在靠近河流的入口處和基巖湖岸，礫徑較大，有時超過 10cm。礫石的巖性取決于來源，分選及磨圓極好，ab 面呈疊瓦狀排列，傾向湖心方向，傾角以小于 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于 20m。在河流注入?yún)^(qū)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(fā)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(qū)，湖濱帶沉積比較細，以砂、粘土為主，若湖水位下降，泥質(zhì)沉積物暴露則失水收縮形成泥裂。

過渡帶沉積 位于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(zhì)被帶走，只有較粗的懸浮物質(zhì)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(jié)影響變化較大，隨著洪水季節(jié)和平水季節(jié)的變化，沉積物的巖性發(fā)生水平方向的遷移，在垂向上形成粗細變化構(gòu)成的水平層理，成為湖積物典型的結(jié)構(gòu)特征。

圖 4-49 青海湖的碎屑沉積平面分布圖(據(jù)成都地質(zhì)學(xué)院 《動力地質(zhì)學(xué)》，1983，修改)

湖心帶沉積 位于湖泊中心部位，水體比較平靜，細粒懸浮物質(zhì)在這里沉積，形成粘土和淤泥的互層，發(fā)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(zhì)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(zhì)的膠體沉積，濕時柔軟滑膩，呈棕色及黑色，含水達 70% ～90%，在干燥后則較硬，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(gòu)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(fā)作用強，沉積白色碳酸鈣薄層(鍶含量較高); 冬季蒸發(fā)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(huán)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(huán)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回變化，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;后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，氣候相對干燥。

(2)淡水湖化學(xué)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(qū)能形成含碳酸鹽的湖成灰泥(泥灰?guī)r)沉積，而在潮濕氣候區(qū)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后，與湖底的礦物或粘土混合，形成鈣質(zhì)淤泥(固結(jié)后即為泥灰?guī)r)，即為湖成灰泥。淤泥中混有硅質(zhì)、鐵質(zhì)和有機質(zhì)，重碳酸鈣含量達 50%～95%。湖成灰泥水平層理發(fā)育固結(jié)堅硬; 若重碳酸鈣溶液局部集中，則形成含鈣質(zhì)結(jié)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 湖成鐵礦形成于濕潤的溫帶和亞熱帶地區(qū)，這些地區(qū)的化學(xué)風(fēng)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(zhì)學(xué)與地貌學(xué)

圖 4-50 湖泊水體水溫分層與上下對流(據(jù)任美鍔，1975)

湖成鐵礦一般規(guī)模不大，不穩(wěn)定，常含 Mn、P、S 等雜質(zhì)

有機質(zhì)沉積物 在溫暖濕潤氣候區(qū)，湖泊中生物比較繁盛，有植物、藻類、軟體動物、微生物等，這些生物死亡后，堆積在湖底還原環(huán)境中，與粘土淤泥一起組成含有機質(zhì)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(zhì)，在適當?shù)沫h(huán)境中沉積到湖底并保存下來。湖泊的有機質(zhì)沉積和保存還受湖泊的還原環(huán)境影響，其還原環(huán)境既可以由水體長期流動不暢引起，也可以由季節(jié)性水溫變化導(dǎo)致。溫帶湖泊的水循環(huán)和還原環(huán)境的形成與湖水一年四季水溫變化關(guān)系密切: 在春季(3 月)，湖泊從凍結(jié)(低于 4℃)狀態(tài) 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(chǎn)生對流(圖 4-50)，含氧水遍及湖區(qū)，有利于生物生長，但生物殘骸很快氧化，不利有機質(zhì)堆積。夏季(7月)湖泊表層水增溫高于 4℃，水密度變小，而下層水溫較低、密度較大，從而導(dǎo)致水體分層，終止上、下水體對流，底部處于缺氧狀態(tài)，引起生物死亡，并放出 CO2和 H2S，這個時期表層水體富氧而生物茂盛，下層水體缺氧有利于有機質(zhì)保存，是有機質(zhì)沉積的有利時期。熱帶和寒帶湖的水溫變化與分層現(xiàn)象不及溫帶湖明顯，熱帶湖泊多為缺氧環(huán)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(zhì)淤泥(含碳量 ＜ 20%)、腐泥(含碳量20%～50% )和泥炭(含碳量大于 50% )。腐泥可分為碎屑質(zhì)腐泥、粘土腐泥和石灰質(zhì)腐泥，碎屑質(zhì)腐泥形成于近岸地帶，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(zhì)及石灰質(zhì)腐泥是由低等的水藻殘體為主構(gòu)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(chǎn)出，若湖泊發(fā)展到沼澤化階段則形成大規(guī)模泥炭。泥炭經(jīng)過一系列的物理化學(xué)作用可轉(zhuǎn)變?yōu)槊骸?/p>

2. 咸水湖沉積

干旱氣候區(qū)的湖泊多為閉口湖，水體很少有外泄，主要消耗在蒸發(fā)上。湖水長期處在蒸發(fā)量大于補給量的情況下，湖泊逐漸萎縮，水體鹽度不斷增大，發(fā)展成咸水湖，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淀下來，先是溶解度小的碳酸鹽沉淀，然后是溶解度稍大的鹽類沉淀，沉淀順序大體為碳酸鹽→硫酸鹽→鹵化物，最后湖泊干涸，被風(fēng)成砂覆蓋消失。因此干旱氣候區(qū)湖泊化學(xué)沉積及演化可以劃分為四個階段(圖 4-51)。

圖 4-51 干旱氣候區(qū)湖泊化學(xué)沉積及演化階段(據(jù) M. T. 瓦良什科; 轉(zhuǎn)引自汪新文等，1999，修改)

碳酸鹽湖階段 碳酸鹽湖，也稱堿湖，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)、白云石(Mg(CaCO3)2)、蘇打(Na2CO3·10H2O )、水 堿(Na2CO3·10H2O )和天然 堿(Na2CO3·NaHCO3·2H2O)。在內(nèi)蒙古、吉林和黑龍江等省(區(qū))有不少堿湖發(fā)育，如吉林省乾安縣的大布蘇堿泡子為堿湖，湖水很淺，冬季凍結(jié)時有天然碳酸鈉晶體析出。

硫酸鹽湖階段 繼碳酸鹽湖階段之后，湖水進一步咸化，水體變淺，溶解度較高的硫酸鹽發(fā)生沉淀，形成石膏(CaSO4·2H2O)、芒硝(Na2SO4·10H2O)、無水芒硝(Na2SO4)等沉積物，常見石膏、芒硝與白云石和方解石等共生。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(fā)育。

氯化物湖階段 這個階段的湖泊稱為鹽湖，湖水蒸發(fā)進一步濃縮，鹽度很高，達到溶解度最大的氯化物析出階段，沉淀形成石鹽(NaCl)、雜鹵石(2CaSO4·K2SO4·MgSO4·2H2O)、光鹵石(KCl·MgCl·6H2O)和鉀鹽(KCl)等，代表咸水湖沉積的最后階段。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于這一階段的鹽湖。若湖水中含有硼酸鹽，則可形成硼砂(Na2B4O7·10H2O)，青藏地區(qū)就有這一類硼砂湖，是硼礦的重要來源。

沙下湖階段 在鹽湖階段之后，湖泊水體全部干涸，為固體鹽類充填，鹽層被風(fēng)成碎屑(沙)覆蓋，成為埋藏的鹽礦床。這是干旱氣候區(qū)湖泊演化的最后一個階段。

3. 瑪珥湖沉積

瑪珥(maar)的原意是居住在萊茵地區(qū)的德國人所指的有水的湖泊和沼澤，后來德國科學(xué)家 Steininger(1921)把德國西部 Eifel 地區(qū)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(fù)雜的結(jié)構(gòu)(圖 4-52)，包括環(huán)形壁(ring wall)、火山口沉積物(crater sediments)、火山筒(diatreme)和饋漿通道(feeder dyke)?，旂淼男纬煽梢苑譃閮蓚€階段，第一個階段是噴發(fā)期過程，在這個階段深部的巖漿上涌，與地下水相互作用產(chǎn)生強烈的爆炸噴發(fā)，這樣的過程可能會不斷重復(fù)，直到巖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(fā)后過程，火山口坑形成后，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)?，旂淼牡孛残螒B(tài)不穩(wěn)定，噴發(fā)后受重力和外力作用常發(fā)生改變，在重力作用下，較陡的火山口坑壁發(fā)生滑動和塌陷，瑪珥湖由于沉積而變淺，并演變?yōu)檎訚桑酥粮珊?，形成地貌上的低洼地?/p>

瑪珥的初始形態(tài)一般為圓形或近圓形，多數(shù)瑪珥的直徑在 750 ～1750m 之間，深度為 36 ～245m，深度與直徑之比近似于 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?，旂砗煞譃樗念? 空型，剛剛形成不久，無水也無沉積物; 湖型，積水，有沉積物，如我國的湖光巖; 沼澤型，湖水近枯，沉積物呈泥狀，表層有草甸覆蓋; 干枯型，無水，表面為耕地或雜草叢生，在地貌上為洼地，如雷州半島的田洋。

圖 4-52 瑪珥系統(tǒng)結(jié)構(gòu)圖(據(jù) Buchel，1993; 轉(zhuǎn)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(jù) Poth and Negendank，1993; 轉(zhuǎn)引自劉嘉麒，1999)

由于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(tài)系統(tǒng)，對古環(huán)境研究非常重要?，旂砗亩逊e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(zhì)、水體沉積作用形成的紋泥沉積物，以及發(fā)育后期的沼澤堆積物。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(zhì)顆粒小，富含有機物，年紋層發(fā)育，具有一年四季的變化(圖 4-53)，并形成很好的旋回。在中國也有大量的瑪珥湖發(fā)育(表 4-4)。

表 4-4 中國主要的瑪珥湖

10、湖泊的沉積物是如何來的?

一般是腐爛的動植物和大量死亡的微生物堆積形成的淤泥。望采納，謝謝～