第五节 湖 泊 相
一、概述
湖泊 (lake)是大陆上地形相对低洼和流水汇集的地区。一般而论，湖泊相对海洋来说，面积和深度都较小。湖泊四周为陆地，湖泊与周围陆地之间和湖泊本身的地形变化都较大，随之引起水动力和水化学条件的变化，使沉积物的岩性、分布和厚度的变化都较快，特别是砂体的分布，灵敏地反映了微地形的变化。
现代湖泊并不多，全球现代湖泊总面积约250x104 km2仅占陆地面积的 1.8%。我国现代湖泊的总面积也只有多，不到全国陆地面积的1%。我国最大的鄱阳湖、洞庭湖、青海湖等面积约有4000~5000km²。然而，在中—新生代时期，我国湖泊却相当多，而且面积大的湖泊也不少，如古近纪渤海湾盆地湖泊面积达早白垩世松辽盆地的湖泊面积高达晚三叠世时期的鄂尔多斯盆地的湖泊面积达其他面积上千平方千米的湖泊还有很多，而且许多湖泊的水体很深。
湖泊面积小，水体流通性差，区域气候条件对湖泊的影响很明显，如气候冷热和干湿的变化引起母岩风化速度和产物、河水流量和泥沙含量、湖水蒸发和湖面涨缩的变化，相应地引起湖泊水动力和地球化学条件的改变，使湖泊沉积的分布范围和厚度、岩性和相带、有机质类型和含量都有所不同。此外，当靠近海洋的近海湖泊与海洋间存在连通的通道时，全球性海平面变化也将引起湖泊水体性质的变化。总之区域构造、地形、气候和物源对湖泊沉积环境及其相应沉积物的控制比对海洋更为直接和明显，其中，构造和气候是对湖泊的形态和水体地球化学条件的主控因素。构造常控制湖泊的规模、形态、地貌起伏特征等，气候则控制了湖泊水体的水位、地球化学条件等。在不同大地构造区、不同气候带、不同的地理和物源区，湖泊沉积具有相当大的差别。
湖泊沉积具有良好的油气生成和储集条件，目前我国发现的大多数油气田储量主要来自中一新生代湖泊沉积。此外，湖泊沉积中还蕴藏着盐、铁、煤、油页岩、硅藻土等矿产。同时，湖泊又是一个相对独立的体系，经历了较长的地质历史，并具有较高的沉积速率，因此，湖泊沉积地层可提供区域环境、气候和事件的高分辨率连续沉积记录，是全球气候变化对比研究的重要方面。
二、湖泊的环境特征及其分类
(一)湖泊的环境特征
1. 湖泊环境的水动力特征
湖泊的水动力条件与海洋有相似之处。湖泊中也有波浪和湖流作用，从湖岸到湖心，水动力强度逐渐减弱，相应地出现沉积物由粗到细的岩性岩相分带。湖盆愈大，则与海盆相似性也愈大，尤其是与那些潮汐作用不显著的浅海。但是，一般而言，湖泊的水体比海洋小得多，无潮汐作用，波浪和湖流作用的强度也弱得多，同时，湖泊受气候、河流等外界因素影响较大。因此，湖水运动是十分复杂的。风、河水、大气加热、气压差和重力作用等因素，均可导致湖水产生不同的反映和运动。在各种作用中，湖浪和湖流作用是影响湖泊沉积最为明显的水动力作用。
1) 湖浪 (lake wave)
在风力的直接作用下，湖泊的水面可形成较强的波浪，即湖浪。湖浪的发生、停息、强度和范围主要取决于风速、风向、吹程和持续的时间以及湖泊的水深等因素。风速大，吹程远 (湖泊面积大)、持续时间长、湖水深，则产生大浪。湖浪所形成的水体波动的振幅随水体深度的增加而减小，当达到1/2个波长时，水体质点运动几乎等于零，故常把此水深的水平界面称为“浪基面”或“浪底”(wavebase)。浪基面以下的湖水较平静。由于湖泊面积小，湖浪的规模也小，浪基面的深度比海洋小得多。在风暴浪活动时期，浪基面要比平时低得多, 这一浪基面称为“风暴浪基面”(storm wave base)。
湖浪作为一种侵蚀和搬运的动力在湖滨浅水区非常活跃。湖浪对湖岸和湖底进行冲刷并搬运碎屑物质，形成各种侵蚀和沉积地形，如浪蚀湖岸、湖滩、沙嘴和障壁沙坝等。风暴浪还可在较深水区形成具有丘状交错层理的砂质堆积体，但丘状交错层理的规模比广海陆架环境的丘状交错层理小得多。
风的剪切和低的气压将造成湖水体的大规模起伏，这种波动称为假潮(seiche)。这是由于水在湖面的一端堆积，堆积的力量释放后，水就沿湖的延长方向传播，形成一种大规模波浪状起伏运动。水从任何一端回跳，都会引起湖面波动。假潮的周期与湖泊的大小和水深有关，许多大湖泊都有明显的假潮，如休仑湖潮差最大幅度达0.76m；伊利湖为2.56m，震荡周期为13~16h。
2) 湖流 (lake current)
湖流是湖水大规模的、有规律的、流速缓慢的流动。按其成因可分为风生流、河水吞吐流和入湖河水的惯性流。
风生流是由风对湖面的摩擦力和风对波浪迎风面的压力作用下使表层湖水向前运动。由于水的粘滞力作用，表层水又带动下层湖水同时向前流动。风生流的流速随深度加大而减小。风生流是大型湖泊中最常见的一种湖流，它能引起全湖广泛的、大规模的水流流动。我国许多现代湖泊在盛行风的作用下，在开敞湖面常形成闭合型环流。如青海湖盛吹西风，主环流呈顺时针方向运行 (图5-31)；云南滇池受西南季风的影响，环流呈反时针方向运行(图5-32)。
河水吞吐流是由于河湖的水量交换引起湖面倾斜，入流处水量堆积，出流处水量流失，从而形成水力梯度使湖水向前运动。吞吐流主要受河水水情控制。当汛期出入水量及湖面比降显著时，流速增大；反之，则减小。由于入湖水流不断向湖中扩散，比降减小，越向湖泊中心其流速减小。河水吞吐流流速还受湖底地形影响。
入湖河水的惯性流是指河流入湖后，由于流水的惯性作用在湖泊内继续向前运动的流体。一般河流入湖后迅速分散并与湖水混合，同时卸下其中较粗的负载，形成三角洲沉积体；而在有的情况下，河流入湖后继续向前流动，而几乎不发生扩散，即形成惯性流。惯性流的强度取决于河流的流水能量和湖泊水体的能量差异。惯性流可见于湖水任何深度，流动状态取决于两种水体密度的相对大小。由于温差，当注入河水的密度低于湖水时，河水呈羽状体出现；当河水密度大于湖水的密度时，则形成密度流，很多深湖中都出现有这种密度流，如浊流。
湖流通常很少是单一流，常相互结合形成混合湖流，因此，不同的湖泊，由于其形态、湖底地形、水情、气候条件等差异，所形成的湖流规模、形式也有很大差别。湖流的平面和垂向变化随时间、水情、地形的影响不断变化，通常流速缓慢，但在某些湖中或局部地段可具有较大流速(一般很少超过2m/s)。因此，一般湖流仅能搬运细粒(细砂及粉砂)的底负载，形成小规模的底形。
3) 湖泊的水动力特征与沉积作用
在淡水湖泊中，碎屑物质大部分是由河流以底载或悬载的形式带来的，湖泊的水动力特征控制了此类湖泊的沉积作用。从沉积水动力条件角度，可将淡水湖泊湖区划分为以河流作用为主的区域和以波浪作用为主的区域 (图5-33)。前者包括河口附近的三角洲沉积区，以及扩散更广的河水羽状流 (惯性流)区；后者主要受风力所制约(与风速、持续时间和方向等有关)。在浪基面之上，表现为岸滩侵蚀以及碎屑物质向岸外搬运，这个过程在大型湖泊中尤为明显。
在浪基面以下，湖底以沉积作用为主。当坡度足够大 (大于5°)时，松软物质将顺坡运动，转化为沉积物重力流。与三角洲前缘沉积物滑塌所产生的沉积物重力流一样，它们在深湖湖底或平原区中再沉积下来。
2.湖泊的物理化学条件
水体分层是湖泊体系的重要特点之一。
表层水温度随季节的变化产生密度分层，即上部为湖面温水层，下部为较冷的、密度较大的湖底静水层，这两层被温跃层隔开 (图5-34)。温度分层现象在水体较深的湖泊中比较显著，而在浅水湖泊中不明显。在水深较大的湖中，湖面温水层由于连续循环而含充足的氧，而下部水层为缺氧的静水层。河流把磷酸盐和硝酸盐等营养盐带入湖泊，加速了上部水层中生物的繁衍。这些悬浮有机物质的沉淀导致下部水层缺氧，形成一个大部分生物不能生存的营养环境，这种情况在热带地区最明显。
热带地区由于高温，湖水的原始溶解氧含量较低，而且缺乏季节性湖水对流作用，湖底水是永久缺氧的，富含有机质的沉积物能在湖底聚集并保存起来。我国云南抚仙湖存在湖水的热分层现象 (图5-35)。而浅湖，如太湖、鄱阳湖或云贵高原水深15m以内的湖泊，垂直分层均不明显。湖水分层也有种种变化，夏季表层水温比底层高，属于正温层分布；冬季表层水温 (小于4℃)比底层低，属于逆温层分布。两种相反的垂直分层，在春秋两季相互更替时，湖水上下交换，便是所谓回水，这种湖称双循环湖；在高原和寒冷区，表层水温从未超过4℃，每年只有一次回水 (如夏季)，这种湖属单循环湖。有些深湖的底部水体稳定，只有上部水层参加上下循环，称局部循环湖，它是形成富含有机质沉积、发育纹层的良好环境，与全循环湖形成对照 (汪品先，1991)。
盐度分层作用可促进温度分层。由于蒸发作用和卤水的补给使盐度增高，从而产生密度差，随之高盐度水体下沉到湖底。一个盐跃层把低盐度的表层水和通常含硫化氢的高盐度的底层水分开，这一现象也称为湖泊水体的化学分层。
湖水的含盐度变化较大，由小于1%至大于25%，这与含盐度一般为3.5%的海水则有明显的不同。湖水含盐度的变化，既可直接反映出湖泊的化学类型，又能间接反映湖泊盐类物质积累或稀释的环境条件。决定湖泊含盐度高低的主要因素是气候和流域地球化学特征。干旱气候条件下的湖泊含盐度普遍高于潮湿气候条件下的湖泊含盐度。同时，湖泊内水动力条件和生物作用等对湖泊含盐度平面分布影响较大，特别是湖流、波浪等水动力促使了湖水含盐度的均匀分布，尤其是开阔湖面更为均匀。此外，湖泊汇集了来自不同源区河流的流水，故湖水的化学成分变化较大。湖泊的地球化学特点在一定程度上反映了源区物质和盆地气候条件的变化。
湖泊沉积环境中除盐度之外，湖泊沉积物的稳定同位素、稀有元素等与海洋也有一定的差别。如湖泊中¹⁸O/¹⁶O、¹⁵C/¹²C的比值比海相中的低；而海相碳氢化合物的硫同位素³⁴S/³²S的比值较为稳定，湖相中变化大；微量元素 B、Li、F、Sr在淡水湖泊中含量比海洋中少，Sr/Ba 比值在淡水湖泊沉积中常小于1。
3.湖泊的生物特征
取决于盐度条件，湖泊环境中常发育良好的淡水生物群，也可以发育微咸水一咸水生物，如腹足类、瓣鳃类等底栖生物，以及介形虫、叶肢介、鱼类等浮游和游泳生物，此外还常发育有藻类等低等植物。石油的生成首先依赖于各种生物体中有机质的大量产生。对于陆相湖盆来说，沉积物中的有机质除部分来自陆生植物残体外，主要是湖盆水域水生生物的大量繁殖和富集。
我国东部中一新生代湖泊十分发育，多次受到海侵影响，其生物特色表现为：
- 具有海相生物与陆相生物混生标志。典型的陆相化石有壳变形虫、轮藻、淡水植物的种子、孢粉与海相有孔虫、半咸水介形虫混生。例如，原地埋葬的广盐性有孔虫砂杆虫、希望虫，半咸水介形虫正星介等；异地埋葬的河流上游搬运来的轮藻藏卵器，潮水冲来具有强烈磨损的海相介形虫花室虫等。
- 广盐性生物发育丰富，具有大量广盐性有孔虫、介形虫、硅藻等。例如，广盐性钙质壳有孔虫希望虫、诺宁虫、卷转虫、假上穹虫等；广盐性胶结壳有孔虫砂粟虫、砂杆虫、砂轮虫、拟单栏虫等；广盐性介形虫瘤正星介、中华丽花介、新单角介、细花介等；广盐性硅藻有圆筛藻、马鞍藻、布纹藻等。
- 生物壳体形态变异，表现为壳壁变薄、壳饰减弱、壳体变小、壳体畸形等。
(二)湖泊的分类
由于研究的目的不同，湖泊的分类方案很多。本书分别从湖泊的成因、盐度、沉积物和可容空间特点等方面介绍几种常见的分类方法。
1.湖泊的成因分类
按照成因可将湖泊划分为构造湖、河成湖 (如鄱阳湖)、火山湖 (如吉林长白山的天池)、岩溶湖(石灰岩发育区岩溶作用形成的湖泊)、冰川湖 (如瑞士的康斯坦茨湖)等。其中，在地质历史上，存在时间较长、面积较大、矿产较多和最有研究价值的是构造湖。构造湖可进一步分为断陷型(裂谷型)、坳陷型、前陆型三个基本类型和一些复合类型 (如断陷一坳陷复合型)。
断陷型 (裂谷型)湖泊多分布在断陷盆地的各个凹陷内，其构造活动以断陷为主，横剖面呈两侧均陡的地堑型或一侧陡一侧缓的箕状型 (图5-36 (a))。陡侧为正断层，断层倾角高达30°~70°，落差几千米，具有同生断层的性质；缓侧一般为宽缓的斜坡。箕状湖盆内部可分为陡坡带、缓坡带和深洼陷带，沉降中心位于陡坡带坡底，沉积中心位于中部偏陡坡侧。凹陷内部还有主干断层控制的次级沉积中心和水下隆起分布。我国东部古近纪的一些含油气盆地，如渤海湾盆地、南襄盆地、江汉盆地、苏北盆地等，均属于断陷型湖泊，并以箕状居多，多数具有大陆边缘裂谷性质，少数为山间小断陷湖泊；我国中西部内陆的一些断陷型湖泊多属山间或山前的小断陷湖泊，多沿区域大断层分布，往往位于次一级断层与主断层的交汇处。
坳陷型湖泊及其所在的沉积盆地以坳陷式的构造运动为特点，表现为较均一的整体沉降，湖底的地形较为简单和平缓，边缘斜坡宽缓，中间无大的凸起分割，水域统一形成一个大湖泊 (图5-36 (b))。沉积中心与沉降中心一致，接近湖泊中心，但在演化过程中略有迁移。在坳陷型湖泊中，粗粒和富含碎屑的相带将集中分布于湖泊边缘，而较细的沉积物则发育于碎屑沉积物非补偿的盆地中心区域 (如白垩纪的松辽盆地)。
前陆型湖泊是指沿造山带大陆外侧分布的沉积盆地，分布于活动造山带与稳定克拉通之间的过渡带 (图5-36 (c))。在山前出现强烈沉降带，向克拉通方向沉降幅度逐渐减小，沉积底面呈斜坡状。自近造山带向克拉通可分为冲断带、沉降带、斜坡带和前缘隆起，沉积剖面呈不对称算状。在我国中西部中生代较为发育。
2.湖泊的盐度分类
湖泊按照盐度有两种划分方案，一种是按照含盐度可将湖泊分为淡水湖泊和咸水湖泊，以正常海水的含盐度的3.5%为划分界线；另一种划分方案是按照湖泊盐度划分出四类：
湖水盐度小于0.1%，称为淡水湖；
湖水盐度0.1%~1%,称为微 (半)咸水湖;
湖水盐度1%~3.5%，称为咸水湖；
湖水盐度大于3.5%，称为盐湖。
3.按沉积物的性质和气候环境分类
湖泊的沉积类型主要取决于气候条件和物质来源，尤其是气候条件对湖泊的沉积模式起着控制作用。库卡尔 (Kukal, 1971) 和赛利 (R. C. Selly, 1976) 根据气候条件的干燥程度、地理环境和沉积物供给的充分程度将湖泊划分出六种类型 (图5-37)。
4.按可容空间、水和沉积物产生速率分类
沉积物可容空间(主要是构造产生)、水和沉积物充填速率 (主要是气候的函数)的相对平衡控制了湖泊的发育、分布和特征以及地层结构 (Carroll等，1999)。可容空间与盆地内最低点和盆地水系溢出点之间的高差有关。溢出点限制了湖泊高水位期的最终高度，它是与海相体系对比的关键点。溢出点高度通常是由隆起控制的，被侵蚀作用和河流袭夺所改造。和湖平面一样，沉积物和水的供给与气候有紧密的联系。按可容空间与水和沉积物产生速率之间的关系将古湖盆分为三类: 过充填(overfilled)、平衡充填(balanced fill) 和欠充填(underfilled)(图5-38)。在过充填湖盆中，水和沉积物的注入速率一般大于可容空间增长的速率。由于水的注入量几乎与流出量是相等的，所以气候影响湖平面波动很小。这类淡水湖盆与河流体系和沼泽有紧密联系。湖盆既可能很深，也可能很浅，这主要取决于构造控制的盆地几何形态。河流—湖泊相在盆地充填中占主导。
在平衡充填湖盆中，可容空间的增长几乎与水、沉积物的注入速率相等。前期水和沉积物供给充足，充填湖盆一直到溢出面，并且甚至形成流出面，但是湖平面可能很快再下降到溢出面。不稳定深湖相在盆地充填中占主导，并且通过进积和干裂作用记录了岸线的迁移。
在欠充填湖盆中，可容空间的速率持续超过水和沉积物的供给速率。湖平面不可能或很少达到溢出点，蒸发相是典型的盆地充填相，也可能与风成的和冲积扇地层形成互层。
大部分湖盆充填从过充填 (淡水湖泊)开始，经平衡充填(咸水湖泊)到欠充填 (超咸水湖泊)，然后又回到平衡充填和过充填。这个演化的早期部分可能由可容空间的增加或者气候湿度的减小所引起，但是后期部分主要由湖盆构造变化所产生。
三、湖泊沉积模式及其储集砂体类型
(一)湖泊的亚相类型及特征
湖泊类型众多，这里主要介绍较大型陆源碎屑深水湖盆相模式。这类盆地规模大，地质记录多，也是湖相油气最重要的聚集场所。其相带的划分可以参考海相模式，并考虑地貌和湖水深度两个基本条件，把湖泊相划分为滨岸、浅湖、深湖三个基本亚相，及受地形、水深和物源控制的三角洲 (长轴方向或缓坡)、扇三角洲、辫状三角洲 (短轴方向或陡坡，浅水)、近岸水下扇 (陡坡、深水)、湖底扇 (深洼带)、风暴沉积 (浅湖)等亚相(图5-39)。
1.滨岸亚相
滨岸亚相位于浪基面与洪水期岸线以上广阔的平缓地带。在大型湖盆迎风一侧 (如美国大盐湖、中国青海湖)发育了与无障壁海岸类似的微相单元，由陆向湖可以划分出湖岸沙丘、前滨和临滨三个微相 (图5-40)。
1)湖岸沙丘
湖岸沙丘发育在洪水期岸线以上广阔的平缓地带，其成因与海岸沙丘类似。现今的青海湖岸沙丘主要集中分布在青海湖东岸滨湖平原和湖西岸滨岸带上。风成砂堆积成外貌呈新月形或链状金字塔形沙丘与沙山，平行于湖岸方向呈带状展布，宽2km，长可达12km。沉积物为细粉砂，分选性、磨圆度均较好。滨岸沙丘形态呈新月形沙丘和新月形沙丘链，迎风坡向湖一侧坡度缓。在迎风坡发育风成波痕，形状不对称。
2)前滨
前滨沉积位于洪水面与枯水面之间，其相带的宽度变化很大，主要取决于洪水期和枯水期的水位差和湖岸地形。如箕状断陷湖泊，陡岸区滨湖相带很窄；而坡度平缓的缓岸区滨湖相带宽度很大，可达数千米。
前滨带是湖泊沉积物堆积的重要地带，发育沿岸沙坝。沉积物的组分和分布受湖岸地形、水情、盛行风情 (速度、风向等)以及湖流的影响，沉积类型非常复杂。主要沉积物有砾、砂、泥和泥炭。砾质沉积一般发育在陡峭的基岩湖岸，砾石来自裸露的基岩，在地层中常呈透镜状层出现。砾石层具叠瓦状组构，扁平砾石最大扁平面向湖倾斜，最长轴多平行岸线分布。砂质沉积主要是在汛期被河流带到湖中，又被波浪和湖流搬运到前滨带堆积下来。由于经过河流的长距离搬运，又经过湖浪的反复冲刷，一般都具有较高的成熟度，分选磨圆都比较好。主要成分为石英、长石，也混有一些重矿物。沉积构造主要是各种类型的水流交错层理和波痕。前滨砂常形成厚度较大的滩坝围绕在湖泊外围。砂体的宽度及粒度变化与盛行风情的强度和风向有关。在迎风岸，波浪较大，砂体宽度大，粒度较粗，分选性高；在背风岸，发育程度相对要差一些。滨湖砂质沉积中化石较稀少，可有植物碎屑、鱼的骨片、介壳碎屑等，有时可见双壳类介壳滩，在细砂及粉砂层中常见有潜穴。泥质沉积和泥炭沉积物主要分布在平缓的背风湖岸和低洼的湿地沼泽地带。泥质层具水平层理，粉砂层具小型波痕层理。有的湖泊泥炭沼泽极为发育，尤其是在湖泊演化的晚期阶段，整个湖泊可完全被沼泽化。所以滨湖带又是重要的聚煤环境。
前滨带是周期性暴露环境，在枯水期由于许多地方出露在水面之上，常形成许多泥裂、雨痕、脊椎动物的足迹等暴露构造。因此，各种暴露构造的出现及沼泽夹层就成为前滨沉积相区别于其他相类型的重要标志。
前滨还是三角洲、辫状三角洲和扇三角洲平原部分的分布区。
3)临滨
临滨指枯水期最低水位线至正常浪基面深度之间的地带，水浅但始终位于水下，遭受波浪和湖流扰动，水体循环良好，氧气充足，透光性好，各种生态的水生生物繁盛。植物有各种藻类和水草，动物主要是淡水腹足、双壳、鱼类、昆虫、节肢等，它们常呈完好的形状出现在地层中。岩性由灰绿、杂色泥岩与砂岩组成，并常见鲫粒灰岩和生物碎屑灰岩。炭化植物屑也是一个重要组分，砂岩常具较高的结构成熟度，多为钙质胶结，显平行层理、浪成沙纹层理和中小型交错层理等多种层理，还常见浪成波痕、垂直或倾斜的虫孔、水下收缩缝等沉积构造。
临滨区有多种砂体发育，如三角洲、辫状三角洲和扇三角洲的前缘部分、滩坝 (近岸、远岸沙坝)等，它们对油气的聚集非常有利。
2.浅湖亚相
浅湖亚相位于正常浪基面以下、风暴浪基面以上的湖底范围，地处弱还原环境，沉积物主要受湖流和风暴浪作用的影响，一般的波浪作用已很难影响沉积物表面，在平面分布上位于湖泊内部，在断陷湖盆中偏于靠近边界断层一侧或深洼外侧中。
岩石类型以粘土岩为主，常具有粉砂岩、化学岩的薄夹层或透镜体，粘土岩常为有机质较丰富的灰绿、灰色泥页岩或粉砂质泥页岩。水平层理发育，间有细波状层理。各种化石类型丰富，保存较好，可见菱铁矿等自生矿物。除此之外，还可有风暴沉积而构成岩性圈闭。
风暴沉积在湖泊中也广泛发育，虽然规模比海洋风暴小，但具海洋风暴沉积的特征。风暴沉积是原始沉积物 (滨浅湖地区的浅水沉积如三角洲、扇三角洲、滩坝等砂体)经过风暴浪的扰动和改造又在正常浪基面和风暴浪基面之间沉积下来的沉积物，并发育丘状交错层理、渠模、生物逃逸迹、递变层理等沉积构造，垂向上相序具有似鲍玛序列的特征 (图5-41)。
3.深湖亚相
深湖亚相位于湖盆中水体最深部位，在断陷湖盆中偏于靠近边界断层的断陷最深的一侧。波浪作用已完全不能涉及，水体安静，地处缺氧的还原环境。
岩性的总特征是粒度细，颜色深，有机质含量高。岩石类型以质纯的泥岩、页岩为主，并可发育有石灰岩、泥灰岩、油页岩，层理发育，主要为水平层理和细水平纹层。无底栖生物，常见介形虫等浮游生物化石，保存完好。黄铁矿是常见的自生矿物，多呈分散状分布于粘土岩中。岩性横向分布稳定，沉积厚度大，是最有利于生油的地带。
在许多深湖亚相中，都有湖泊重力流的形成，是岩性圈闭油藏勘探的重要目标。
在垂向上，湖泊相由深湖—浅湖—滨岸构成变浅、变粗的反序 (图5-42)。
4.三角洲
三角洲砂体是湖泊中最常见的砂体之一，是在河流与湖泊共同作用下形成的。其基本特点与河流入海形成的三角洲十分相似，但由于湖水作用的强度和规模一般要比海洋小得多，且没有潮汐作用，因此湖泊三角洲主要为河控三角洲，平面上多呈鸟足状或舌状。但也不排除一些规模较小的三角洲或间歇性河流形成的三角洲受到湖泊波浪的改造，具有浪控三角洲的特征。其沉积特征及沉积模式见三角洲相相关内容。湖泊三角洲一般发育在湖盆缓坡带或湖盆的长轴方向上，多出现于湖盆深陷后的抬升期，如我国松辽盆地大庆长垣三角洲、东营凹陷东营三角洲等著名含油气三角洲均发育于该时期。图5-43 为东营凹陷东营三角洲剖面图，其顶积层、前积层和底积层的三层结构特征明显。
5.扇三角洲
扇三角洲是湖泊中常出现的砂体。在湖盆发育初期，地形陡，湖泊小，斜坡陡，任何一侧都可发育扇三角洲。随着湖盆扩大，陡坡、缓坡清楚分异时，扇三角洲多分布于短轴陡坡一侧，而正常三角洲分布于长轴缓坡侧。其沉积特征及沉积模式见扇三角洲相相关内容。
6.水下重力流沉积扇体
水下重力流沉积扇是指重力流所携带的沉积物在深湖内发生卸载而形成的扇形堆积体或沉积体。目前，对于此类扇体的名称较混乱，如水下扇、水下冲积扇、湖底扇、近岸水下扇、斜坡扇、浊积扇等等。本教材根据扇体的分布位置、物质来源以及形成机制，结合我国东部古近纪断陷式湖盆中水下重力流扇的沉积特征，将其归纳为三种类型：近岸水下扇、湖底扇和滑塌浊积岩 (扇)。
1)近岸水下扇
近岸水下扇发育在陡岸靠近断层下降盘的深水区，在盆地的深陷扩张期有较多的分布。现以泌阳凹陷南面边界大断层下降盘在渐新世核桃园组三段发育的双河镇近岸水下扇体为例阐述近岸水下扇的特征。该扇体面积厚度达500m，平面为扇形，倾向剖面上扇体呈楔状，根部紧贴基岩断面，由近源至远源可细分为内扇、中扇和外扇三个单元 (图5-44)。
内扇主要发育一条或几条主要水道，沉积物为水道充填沉积、天然堤及漫流沉积。主要由杂基支撑的砾岩、碎屑支撑的砾岩夹暗色泥岩组成。杂基支撑的砾岩常具漂砾结构，砾石排列杂乱，甚至直立，不显层理，顶底突变或底部冲刷，并常见到大的碎屑压入下伏泥或凸于上覆层中，一般认为是碎屑流沉积。碎屑支撑的砾岩和砂砾岩多为高密度浊流沉积产物，单一序列由下往上常由反递变段和正递变段组成，有时上部还可出现模糊交错层砂砾岩。SP曲线多为低幅齿状，亦可见箱状。
中扇为辫状水道区，是扇的主体。由于辫状水道缺乏天然堤，水道宽且浅，很容易迁移。水道的迁移常将水道间地区的泥质冲刷掉，因而垂向剖面上为许多砂岩层直接叠置，中间无或少泥质夹层，但冲刷面发育，形成多层楼式叠合砂砾岩体。中扇以砾质砂质高密度浊流沉积为特色。单一序列多为0.5~2.0m。向盆地方向粒度变细，分选变好，水道浊积岩以砂质高密度浊流层序为主，水道不明显的浊积砂层顶部可出现低密度浊流沉积序列。水道之间的细粒沉积以显示鲍玛序列上部段为主。扇中自然电位曲线为箱形、齿化箱形、齿化漏斗—钟形等。
外扇为深灰色泥岩夹中薄层砂岩，砂层可显平行层理、水流沙纹层理，以低密度浊流Tbcde沉积序列为主，自然电位曲线多为齿状。
2)湖底扇
湖底扇这一概念是由海底扇借用来的，在湖泊中一般指带有较长供给水道的重力流沉积扇，因此，有人也称为远岸浊积扇。在湖滨斜坡上若有与岸垂直的断槽，岸上洪水携带的大量泥沙通过断槽进行搬运，直达深湖区发生沉积，形成离岸较远的重力流沉积扇。实际上是由一条供给水道和舌形体组成的重力流扇体系，可与 Walker (1978，1979)的海底扇相模式相对比。典型的例子有东营南斜坡梁家楼湖底扇 (图5-45)。湖底扇也可进一步划分为供给水道、内扇、中扇和外扇几个相带。
供给水道沉积物较复杂，可以是充填水道的粗碎屑物质，如碎屑支撑的砾岩和紊乱砾岩、砾状泥岩和滑塌层等，也可以完全由泥质沉积物组成。
内扇由一条或几条较深水道和天然堤组成。内扇水道岩性为巨厚的混杂砾岩和碎屑支撑的砾岩和砂砾岩组成，天然堤沉积显鲍玛序列，为经典浊积岩。
中扇辫状水道发育典型的叠合砂 (砾)岩，单一层序粒级变化由下向上是砾岩一砂砾岩或砾状砂岩一砂岩，主要为砾质至砂质高密度浊流沉积。中扇前缘区水道特征已不明显，粒度变细，以发育具鲍玛层序的经典浊积岩为主。
外扇为薄层砂岩和深灰色泥岩的互层，以低密度浊流沉积层序Tbcde和Tcde为主。
与海底扇相模式相似，远岸浊积扇体也可以是由多个舌形体组成的复合体，在垂向剖面上总体呈水退式反旋回，而其中每一个单一砂层均呈正韵律特征。
3)滑塌浊积岩
滑塌浊积岩大多是由浅水区的各类砂体，如三角洲、扇三角洲和浅水滩坝等，在外力作用下沿斜坡发生滑动，再搬运形成的浊积岩体 (图5-46)，其砂体形态有席状、透镜状和扇状等。滑塌浊积岩体的岩性变化大，与浅水砂体的岩性密切相关。
以三角洲为物源的滑塌浊积岩体的粒度较细，沉积剖面中以砂岩、粉砂岩及暗色泥岩为主。砂岩中常见完整的和不完整的鲍玛层序，并普遍发育有明显滑动和滑塌作用的特征标志，常有滑动面、小型揉皱、同生断层、变形构造和底负载构造，以及具有砂泥混杂结构的混积岩。垂向上可以看到三角洲与滑塌浊积层的上、下层序连续沉积的关系，横向上反映出三角洲与前缘深水斜坡上滑塌浊积层的分布关系。东营凹陷内东营三角洲砂体的前方和侧缘，在前三角洲泥和湖底泥中发现了许多浊积岩透镜体，呈马蹄形分布，这些小的滑塌浊积岩小砂体叠加连片，形成了储量可观的岩性油藏。
湖盆边缘的扇三角洲砂体厚度大，形成一定坡度，处于不稳定状态，很容易产生滑塌再搬运，在其前方深洼处形成滑塌浊积岩体。这类滑塌浊积岩的成分与提供其物源的扇三角洲相似，粒度比其后方的扇三角洲细，但仍含大量的粗碎屑物质。沉积剖面以砂砾岩、砂岩和深灰色泥岩的互层为主。除发育完整的和不完整的鲍玛序列的浊流沉积外，尚发育大量不宜用鲍玛层序描述的高密度浊积岩，并常见滑动和滑塌构造及各种泄水构造。
7.重力流水道砂体
在深水重力流沉积体系中除了扇状浊积砂体外，还有非扇状重力流砂体，即重力流水道砂体。在湖泊沉积环境，特别是我国东部断陷型湖盆中，断槽型重力流沉积最为典型，即断层控制所形成的断槽。断槽按断层的控制特点可分单断式和双断式，单断式指一条断层控制所形成的箕状断槽，双断式指两条倾向相反的断层控制所形成的地堑状断槽，在我国断陷型湖盆以单断式断槽较常见。
断槽型重力流分布广泛，在湖盆的陡岸、中央隆起带、斜坡带均有分布。断槽型重力流的类型多样，按重力流的来源方向可分为拐弯型和直流型 (图5-47)；按重力流的物质来源可分为洪水型和滑塌型。其中，洪水型断槽重力流是指山区洪水携带沉积物直接流入断槽而成；滑塌型断槽重力流是指三角洲或扇三角洲前缘发生滑塌，然后流入断槽中而成。
重力流水道砂体多分布于半深湖、深湖的暗色泥岩中，具有良好的成藏条件，并易形成岩性油气藏，是半深湖、深湖沉积区有利的含油气储集砂体。
(二)湖盆沉积演化
1.断陷型湖泊
断陷型湖泊在其发育过程中经历了初期裂陷、中期深陷扩张和晚期抬升收缩三个演化阶段，各发育阶段的沉积特征不同。
1)断陷型湖泊的初期裂陷阶段
这一时期湖泊中的沉积物的分布较复杂，受构造活动、气候和物源影响较大。有的断陷型湖泊在一开始断陷作用表现得较强烈，造成了明显的地形高差，为形成粗碎屑沉积物提供了条件。湖泊边缘发育有洪积扇、扇三角洲沉积，向盆地方向可出现浅水湖泊或膏盐湖；有的断陷型湖泊的初期裂陷活动较弱，地形起伏较小，湖盆处于一种浅水充氧的环境，形成大面积分布的洪水成因的砂体。
2)断陷型湖泊的中期深陷扩张阶段
这一阶段的湖泊常表现为山高、坡陡、水深的特征。若陆源碎屑物质供给的速度赶不上湖盆的沉降速度，湖盆处于欠补偿状态，则湖水愈来愈深，面积也逐渐扩大。这时最主要的沉积是厚层暗色泥岩、页岩，生油有机质的数量大、质量好，是断陷湖泊的主要生油岩沉积时期。
对于单断式湖盆来说，陡坡带主要发育有近岸水下扇、扇三角洲等沉积砂体，缓坡带主要发育有三角洲、滩坝等沉积砂体，湖盆的轴向上也主要发育河流、三角洲砂体，深湖区还发育了丰富的湖底扇、滑塌浊积岩等砂体。
3)断陷型湖泊的晚期抬升收缩阶段
湖盆经过深陷扩张期后，盆地基底又逐渐抬升，并由于大量沉积物的充填，地形起伏减小，湖泊变浅且有所缩小，特别是深湖区明显缩小甚至消失。这时各类近岸浅水砂体十分发育，短轴陡坡和缓坡的扇三角洲、长轴的三角洲最为普遍。盆地消失后的披覆沉积由河流相粗碎屑沉积组成。
2.坳陷型湖泊
坳陷型湖泊的构造演化以较均匀的整体升降活动为主。如我国松辽盆地中生代、新生代湖盆经历了四个演化阶段：初期的热隆张裂阶段、中期的裂陷扩张阶段、晚期的坳陷阶段和后期的萎缩褶皱阶段。
湖盆的沉积中心和沉降中心一致，接近湖泊的中心，演化过程中略有迁移。裂陷扩张阶段，深湖区面积大，但水深不一定很深，滨浅湖相带较窄并呈环状分布于深湖区的周围，生油岩分布范围大且质量好，该时期砂体较不发育。短轴陡坡方向可能发育有近岸水下扇、扇三角洲。短轴缓坡和长轴方向变化较大，若有充足的陆源碎屑，可发育三角洲、滩坝等砂体；反之，则为泥滩沉积。深湖区可发育一些滑塌浊积岩。
进入湖盆抬升收缩阶段，由于地形平缓和湖水不深，故近岸浅水砂体发育，尤其是长轴方向的河流—三角洲砂体最为典型。
3.前陆型湖泊
前陆型湖盆早期冲断带位于沉积基准面或湖平面之下，进入湖泊的水系及相应的碎屑物质供给区主要来自克拉通方向，且碎屑物中石英含量较高。若冲断带不断抬升，并位于基准面之上，进入湖泊的水系及相应碎屑物供给区则是双向的，既有来自克拉通方向的，也有来自冲断带方向的，后者碎屑物中富含岩屑、长石。
冲断带一侧相带窄，主要发育扇三角洲砂体；靠近克拉通一侧相带宽，主要发育河流一三角洲砂体。沉降中心位于山前沉降带，沉积中心向克拉通方向偏移。
四、古代湖泊沉积的识别标志及其与油气关系
(一) 古代湖泊沉积的识别标志
1.岩石类型
岩石类型以粘土岩、砂岩和粉砂岩为主，砾岩分布于陡岸一侧。砂岩一般比海相的复杂，成分成熟度相对低，但与河流相相比则较高，石英含量可达70%以上。我国东部中生代、新生代湖相沉积砂岩中以长石砂岩、岩屑质长石砂岩分布最普遍。
粘土岩在碎屑湖泊沉积中广泛分布，且由湖岸向中心增多。形成于深水的湖相粘土岩中常含丰富的有机质，成为良好的生油岩。
碎屑湖泊沉积中也可出现类型多样的化学岩和生物化学岩，如生物碎屑灰岩、泥灰岩、油页岩等，其沉积厚度及分布范围较为局限。
2.沉积构造
深湖区的粘土岩多发育水平层理。在近岸浅水地区可见交错层理等。
湖泊沉积可见较发育的波痕，且波峰的走向绝大多数与滨岸平行，不对称波痕的陡坡向岸方向倾斜。此外，还常见泥裂、雨痕等暴露成因构造。
3. 生物化石
生物化石丰富是碎屑湖泊沉积的重要特征。常见的生物种类有介形虫、瓣鳃类、腹足类等，在有海侵的影响下可含有海相化石。
藻类也是湖泊中较发育的生物。轮藻为淡水环境所特有，蓝绿藻、硅藻和部分绿藻也是常见的类型。其中，蓝绿藻与海相见到的呈叠层状构造不同，常呈树枝状或分离的结核团块状构造；红藻在湖相中未曾见到过。此外，陆生植物的根、干、叶、孢子、花粉等大量出现也是湖相重要特征。尽管海相也出现植物化石，但可据其种属和数量远离滨岸越来越少这种梯度变化来加以鉴别。
4.垂向相序
碎屑湖泊沉积多出现由深湖至滨岸的下细上粗的反旋回层序，并以此区别于下粗上细的间断性正旋回的河流相沉积。
5.分布范围及沉积厚度
湖泊相沉积的分布范围比河流相大，比海相小，相带、岩性和厚度大致呈环带状分布，而且岩性和厚度横向变化比河流相稳定，但稳定程度比海相差。
(二)湖泊沉积与油气关系
碎屑湖泊相常具有油气生成和储集的良好条件，目前我国发现的大多数油气田都分布在碎屑湖泊相沉积中。就生油条件而论，深湖和半深湖亚相水体深，地处还原或弱还原环境，适于有机质的保存和向石油的转化，是良好的生油环境。在这种环境中形成的暗色粘土岩可成为良好的生油岩，如我国的松辽盆地、渤海湾盆地和苏北盆地的生油岩系就分别是白垩系和古近系半深湖亚相的暗色泥岩，其厚度可达千米以上。碎屑湖泊沉积中发育各种类型的砂体，如三角洲砂体、水下重力流砂体、滨浅湖滩坝砂体等，它们常因具有分布广、厚度大、近油源、粒度适中、生储盖组合配套等特点而成为油气储集的良好场所。东营凹陷是渤海湾盆地中富油气凹陷之一，古近纪为典型的断陷型盆地，盆地北部陡坡带主要发育了近岸水下扇、扇三角洲、辫状河三角洲等储集砂体，南部斜坡带主要发育了三角洲、滨浅湖滩坝等储集砂体，中部长轴带以河流三角洲沉积为特征，洼陷带发育了湖底扇、滑塌浊积扇等储集砂体。
从湖泊的发育和演化来看，湖泊裂陷扩张期，湖盆大幅度持续稳定下沉，有利于深湖亚相的发育，即有利于以粘土岩为主的生油岩系及盖层的形成；湖盆的抬升收缩期，有利于三角洲、滨浅湖滩坝等储油砂体的形成。若湖泊的发育具有多旋回性，在垂向剖面上可出现多个生储盖组合，而且第一个组合的盖层即为第二个组合的生油层，从而造成生储盖组合的垂向叠合。目前勘探结果表明，潮湿气候区多旋回近海湖盆的中部旋回生储盖组合最发育，油气资源最丰富。