陸殼上的大型坳陷盆地或裂谷、拉張盆地內，在湖泊環境中形成的一套有成因聯繫的沉積相組合。化學沉澱湖泊沉積和沖積平原上的洪泛盆地、三角洲平原上的小湖沉積則屬於河流沉積體系。湖泊誕生後，終將因被碎屑沉積物充填而消亡。湖泊沉積體系向上和橫向必然過渡到湖三角洲以至河流沉積體系，湖泊水域最後演化為沖積平原。湖泊沉積物一般以細碎屑沉積占優勢，與沖積平原遠端的細碎屑沉積相似。中國地質界對湖泊沉積與烴源岩和煤的密切關係認識較早，在一系列大型湖盆沉積中進行的煤、油氣勘探和開發，促進了研究工作的進展。
基本介紹
- 中文名：湖泊沉積體系
- 外文名：lacustrine depositional systems
- 學科：地質學
- 過渡演化：湖三角洲以至河流沉積體系
- 套用：煤、油氣勘探開發
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湖泊的沉積作用
影響湖泊沉積的主要因素除所處的自然地理環境外，還有湖水波浪和溫度、注入水流狀況及氣候條件。
波浪作用內陸湖泊湖水波浪的強度受水域面積和風的強度的制約。中國青海湖和鄱陽湖的面積分別為4450km和5160km，湖浪最大波長15m，波高1.5m。當風速為15m/s時，青海湖湖心波長最大達50m，波高3m，但20m深以下即為靜水。大湖的浪基面一般不超過20m。因湖浪的作用，在湖岸地帶常形成湖蝕崖、湖灘、砂嘴、濱岸砂壩等，與濱海環境相似。當湖浪與湖岸呈銳角相交時，常形成湖岸流，對碎屑的搬運沉積起重要作用。
湖水的溫度深湖常出現湖水的溫度分層和化學分層。美國密執安湖表層水溫冬季為0℃，夏季為20℃;深部水溫則終年為4℃。中國青海湖表層水溫冬季為0℃，夏季為18.9℃;底部冬季水溫為3～4℃，夏季水溫為6℃(1962年測)，表層與底層水溫差異一般以水深20～23m為界，此深度以上是動水區，以下則為相對靜水區。該界面稱溫躍層。
湖水錶層和底層的含鹽度也有所不同，一般表層鹽度低，底層鹽度高，顯示出湖水的化學分層。瑞士的蘇黎士湖即為分層型湖泊，其沉積物出現季候層理，每個年層包括一層夏季形成的微粒碳酸鹽和一層冬季形成的較薄的黑色有機泥。武昌東湖是古雲夢大澤的殘留部分，面積僅28km，最大水深4.45m，其夏季沉積物呈灰色，冬季為有機質沉積，呈黑色。
注入水流狀況注入湖盆的河水可攪亂湖水的分層，產生複雜的循環型式。
氣候條件氣候潮濕，降雨量大時，湖水位上升，湖岸坡度變緩，碎屑來源減少;氣候乾旱時，蒸發作用強，湖水位降低，無出水口，湖水含鹽度高，出現鹽度分層，當鹽類過飽和即沉澱，形成鹽類礦床。
湖泊的沉積相
主要有深湖相、濱淺湖相和湖三角洲相等三種(圖1)。大型湖盆往往被多源河流帶來的碎屑物充填，湖三角洲的沉積物數量所占比例較濱淺湖和深湖沉積物數量之和還要大得多。泥炭沼澤往往位於湖三角洲平原上。
深湖相位於浪基面以下，以細碎屑或碳酸鹽沉積為主，具深湖紋層狀泥岩、碳酸鹽和紋層狀碳酸鹽、泥岩沉積。
濱淺湖相位於浪基面以上的非河口沉積，包括濱淺湖砂壩、風坪和濱淺湖及間三角洲湖灣塊狀泥岩沉積。濱淺湖砂壩由分選好的乾淨石英砂組成，具緩傾斜的大型交錯層理;風坪沉積由砂、泥互層組成，具壓扁層理、透鏡狀層理和波狀層理。湖灣泥岩可含淡水雙殼類化石，水越淺化石個體越大，殼也越厚。
湖三角洲相包括三角洲平原，三角洲前緣和前三角洲等三種沉積組合。其沉積構造等特點與海岸三角洲相很相似，兩者間的主要區別在於它們的動物化石種類和地球化學特徵不同。水上分流河道沉積歸屬於三角洲平原沉積組合; 水下分流河道沉積歸屬於三角洲前緣沉積組合。水下分流河道沉積一般由細砂組成，具有大型板狀交錯層理，頂、底均常與深湖相泥岩直接接觸，砂岩底部常沖刷切割下伏暗色泥岩;砂岩頂部往往又被深湖暗色泥岩所覆蓋。水上分流河道砂岩具有槽狀交錯層理，底部一般不與深湖泥岩相接觸。
湖泊聚煤作用
湖濱地帶由於植物繁殖生長充填湖泊而形成泥炭堆積，因水深不同形成的植物分帶又決定了泥炭的類型(圖2)。更廣泛的聚煤作用發生在湖三角洲平原區。隨著分流河道向湖心方向進積，形成了淺水平台，是泥炭堆積的良好場所。
中國鄂爾多斯盆地東北部中侏羅世延安組含煤岩系第Ⅲ單元的湖三角洲垂向層序(圖3)，在湖三角洲前緣水下環境中，由於覆水較深，沉積物為泥和砂;煤層均分布在湖三角洲平原沉積組合中。薄煤層夾在湖灣決口扇砂體與湖灣泥岩之間，大面積穩定的數米厚的煤層形成在湖三角洲朵體被廢棄之後。厚煤層的發育可能與湖水面逐漸緩慢上升有關。
