第十九章 湖泊相

第一节 湖泊沉积环境特点及其沉积作用

湖泊是大陆上地形相对低洼和流水汇集的地区，也是沉积物堆积的重要场所。现代湖泊约占大陆面积的1.8%，它们拦截了由河流搬运而来的大量沉积物。湖泊的规模相差悬殊，最大可达数十万平方公里，小的则不到一平方公里，很少见到古代大型湖泊超过25万平方公里。相对海洋来说，湖泊不仅面积小，而且寿命较短。湖泊的形状也是多样的，如圆形、椭圆形、三角形、不规则状等。大型湖泊的环境特点与海洋既有某些相似之处，亦有明显的区别。湖泊成因类型多种多样，但是，构造活动和气候变化常是湖泊生成、发展的最主要控制因素，尤其是古代封闭湖泊沉积物是古气候的重要敏感标志。

现代陆地上发育着许多大小和类型不同的湖泊，是研究古代湖相沉积的最好借鉴。在地质历史记录中，中、新生代有不少湖相沉积的分布，中、新生代湖泊是中国最主要的油气聚集场所。湖泊沉积物具有重要的经济价值，除了富含油气资源外，也是油页岩、蒸发矿物以及铁矿的沉积场所。

一、沉积环境特点和湖泊分类

(一) 沉积环境特点

1. 湖泊的水动力特征

湖泊的水动力作用与海洋有些近似，主要表现为波浪和岸流作用。但湖泊缺乏潮汐作用，这是与海洋的重要区别之一。在特别大的湖泊中可能出现潮汐作用，但难以产生较明显的湖流。

在风力的直接作用下，湖泊的水面可形成较强的波浪，称湖浪。它所引起的水体波动的振幅达到湖浪1/2波长的水深时，水体质点运动几乎等于零，故通常把相当于湖浪1/2波长的水深界面称为波浪基准面，简称浪基面或浪底。浪基面以下湖水基本不受湖浪的干扰，成为静水环境。波浪的大小取决于风的吹程，风吹程越大，湖浪越大。一般来说，湖泊面积比海洋小，风的吹程相对较短，波浪的规模也小于海洋，浪基面的深度也就小得多，常常不超过20m。风成波浪是湖泊动力的一个主要因素，在大面积浅湖中，波浪运动会影响整个湖底。

湖浪作为一种侵蚀和搬运沉积物的动力在滨浅湖地区表现得较为明显。当湖浪的推进方向与湖岸斜交时，可形成沿岸流。湖浪和沿岸流的冲刷和搬运作用可形成各种侵蚀地形和沉积砂体，如浪蚀湖岸以及湖滩、沙坝、沙嘴、堤岛等。

湖泊四周紧邻陆地，常有众多的河流注入，不仅有大量碎屑物质倾入湖盆，而且河道在湖底可以继续延伸，从而改变了砂体的分布状况，因此对有些湖泊来说河流的影响往往超过湖浪和岸流的作用。

在湖泊沉积过程中，常常存在重力流沉积作用。在较深湖地区，重力流是搬运沉积物的主要水动力类型。

2. 湖泊的物理化学条件

湖泊对大气的温度变化较为敏感，由于水的密度在4℃时最大，气温的变化使处于此温度的水体沉降至湖底，冬夏季节湖水易出现温度分层现象 (图19-1），造成了表层水与底层水的地球化学条件的差异。湖泊温度分层的稳定性随气候变化而变化，会造成含氧量和盐类物质的重新分配。湖水的温度在表层变化较大，进而造成湖水运动形式的复杂化。湖水水位多在几米到几十米的范围内变化，短期湖水变化受控于支流流量和蒸发量，长期湖水变化受控于构造和气候作用。

湖水的含盐度变化较大，由小于1%至大于25%，这与含盐度一般在3.5%的海水具有明显的不同。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也较大，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。除盐度外，湖泊中的稳定同位素、稀有元素等与海洋也有一定差别。如湖泊中¹⁸O与¹⁶O、¹³C与¹²C的比值比海相中的低，而海相碳氢化合物的硫同位素³⁴S与³²S的比值较为稳定，湖相中变化大。微量元素 B、Li、F、Sr在淡水湖泊中含量较海洋中少，Sr与 Ba的比值在淡水湖泊沉积中常小于 1。

3. 生物学特征

湖泊环境中常有发育良好的淡水生物群，如淡水的腹足类、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，此外还常发育有轮藻、蓝藻等低等植物。

(二) 湖泊的分类

湖泊可从湖水的含盐度、沉积物特点、自然地理条件、成因等方面进行分类。

按照含盐度可将湖泊分为淡水湖泊和咸水湖泊，并以正常海水的含盐度3.5%作为它们的分界限； 另一种划分方案是以含盐度0.1%作为淡水湖和微咸水湖的界限，以含盐度1%作为微 (半) 咸水湖和咸水湖的界限，以含盐度3.5%作为咸水湖和盐湖的界限 (吴萍、杨振强等, 1979)。

按照沉积物特征可将湖泊分为碎屑沉积湖泊和化学沉积湖泊。前者以陆源碎屑沉积为主，后者以化学盐类沉积为主，两者之间亦常有许多过渡类型。就其分布而论，前者较后者更为广泛。

按照湖泊所处的地理位置可分为近海湖泊和内陆湖泊，按地貌分为高原湖、平原湖。

按照湖泊成因可分为构造湖 (断陷湖、坳陷湖)、河成湖 (如鄱阳湖、洞庭湖)、火山湖(如长白山的天池)、岩溶湖和冰川湖等。

在地质历史中，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成因的湖泊。构造控制地形，地形控制沉积，构造运动是控制沉积体系展布的基本因素。就张性盆地而言，按湖泊所在区域的构造运动特点，可将湖泊分为断陷型、坳陷型和断—坳过渡型三大类湖泊 (表19-1)。中国石油工作者最常采用的湖泊分类方案是综合考虑构造作用、气候和地理位置及含盐度所划分的湖泊类型，例如近海断陷淡水湖、内陆坳陷盐湖等 (吴崇筠，1993)。

表19-1 中国东部中、新生代湖泊类型 (据吴崇筠，1993)

湖泊盐度	构造和地理位置
	断陷湖泊		坳陷湖泊		断陷—坳陷过渡型湖泊
	近海湖泊	内陆湖泊	近海湖泊	内陆湖泊	近海湖泊	内陆湖泊
淡水湖泊	近海淡水断陷 湖泊	内陆淡水断 陷湖泊	近海淡水坳 陷湖泊	内陆淡水坳 陷湖泊	近海淡水断陷— 坳陷过渡型湖泊	内陆淡水断陷— 坳陷过渡型湖泊
盐水湖泊	近海盐水断陷 湖泊	近海内陆断 陷湖泊	近海盐水坳 陷湖泊	内陆盐水坳 陷湖泊	近海盐水断陷-- 坳陷过渡型湖泊	内陆盐水断陷— 坳陷过渡型湖泊

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起着控制作用。因此，库卡尔 ( Kukal，1971) 等根据气候干旱程度、地理环境、沉积物类型及其供应的充分程度，首先划分出永久性 (稳定性) 湖泊和暂时性 (间歇性) 湖泊。永久性湖泊进一步划分为陆源碎屑沉积型、化学沉积型、生物沉积型、湖沼沉积型等4种湖泊类型。暂时性湖泊又可进一步划分为干盐湖沉积型和盐沼沉积型两类 (图19-2)。

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起着控制作用。因此，库卡尔 ( Kukal，1971) 等根据气候干旱程度、地理环境、沉积物类型及其供应的充分程度，首先划分出永久性 (稳定性) 湖泊和暂时性 (间歇性) 湖泊。永久性湖泊进一步划分为陆源碎屑沉积型、化学沉积型、生物沉积型、湖沼沉积型等4种湖泊类型。暂时性湖泊又可进一步划分为干盐湖沉积型和盐沼沉积型两类 (图19-2)。

二、碎屑沉积作用

(一) 深水沉积作用

湖泊深水沉积作用主要包括悬浮物质的垂向沉积作用和重力流快速沉积作用湖盆深部的碎屑沉积作用几乎都是以悬浮方式进行的。这种分布的特殊性质取决于湖水的密度分层和河流补给物的密度 (图19-1)。河水在河口附近湖面散开的地方，悬浮负载中较粗粒级的物质将首先沉积下来，而极细粒级的沉积物将远离河口，搬运到湖泊中央发生沉积。在咸水湖泊里，像在海洋环境中一样，粘土的絮凝作用可以加速沉积物的沉降。

在湖水密度允许河水形成潜流的地方，较粗的沉积物可以在整个湖底上散开形成重力流。以这种方式运行的密度流，其密度之所以会偏高，部分原因是因其呈混浊状态，而与持续影响较长并以温度差异为主要驱动机制的造山幕的浊流不同。水很清的潜流也可能存在，并且能改造沉积物。这种潜流系统最终可以在河口前沿形成水下沉积扇，它具有水道、天然堤及朵体等部分，在许多方面与海底浊积扇相类似。在湖泊里，还会形成滑塌成因的浊流。

递变层是由洪水潜流形成的； 滑塌，至少在温带地区，是由不规律的灾害性洪水或快速沉积作用引起的，它不受季节控制。在北极地区及季风气候地区，纹层状的湖底沉积物很像是季节性的沉积物。在由冰川供给的地方，这些沉积物称做“季候泥”或“韵律层”。供给量的变化也可能是由于浮游植物尤其是硅藻生产力的变化所引起的。

底层水体的性质影响沉积物沉积期后的历史。在底部呈还原状态的湖泊中，沉积物可以有较高的有机质含量，尽管有机质腐烂排出来的气体可能扰乱纹理，但是纹理还是保存得很好。硫化物矿物由于硫化物还原细菌的作用沉淀下来。含氧的底层水体可以使底栖的动物群生存，沉积物的纹理可能受到掘穴生物的扰动。

(二) 浅水沉积作用

湖泊浅水沉积作用主要发生在湖泊边缘的河口地区。在其他地方，主要是湖浪作用形成湖滩、沙嘴及障壁，这些过程和产物与后述的海洋的相应过程和产物略有不同。在湖泊浅水地区，波浪的作用取决于沉积地形坡度和湖泊规模，通常较低的波浪能量和常常发生的水面涨落所形成的沉积物与海滨的沉积物相比，它的沉积物较细，分选性不好，成分成熟度也较差。

河口的沉积作用取决于悬浮负载和底负载的相对重要性，以及河水与湖水的密度关系。

在具有河水溢流和沉积物以悬浮负载为主时，由于湖盆的能量比较低，会形成河流控制的三角洲。当河水中以底负载为主时，沉积物便迅速在河口堆积，可能使三角洲前缘沉积斜坡发生倾斜，在小于沉积物的静止角时，可形成吉尔伯特型的三角洲。在地形起伏大的地方，冲积扇可直接入湖，形成沉积物粒度较粗的扇三角洲。因此，扇三角洲沉积层序就可能是一个由冲积扇沉积覆盖的、具有陡的前积层的吉尔伯特型的三角洲层序。假如这种斜坡很陡并伸入深水，那么沉积物质就很难在湖岸堆积成三角洲或冲积扇，并且较粗的碎屑可能由滑动和其他块体流机制带到深水发生重力流沉积。

三、化学和生物沉积作用

由化学活动和生物活动沉淀和沉积的沉积物的性质，是与湖水的化学状态、水系类型及气候条件密切相关的。当具有贯穿水系的湖泊发生化学作用和生物沉积作用时，包括形成蒸发岩在内的化学沉积作用的速率很高，几乎接近于内陆水系的湖泊情况，后者主要存在于干热或半干旱环境中。

(一) 高纬度地区的湖泊

某些北极或亚北极区的湖泊，在边缘沼泽地区，特别是紧靠河流注入的河口部位，堆积了褐铁矿。有人认为这种沉淀作用是由于细菌活动造成的 ( Harder，1919)，它经常呈豆石状，向湖中心逐渐减少。

在某些北极的湖泊里，硅藻在整个湖相沉积物中都是一种重要的组分。

冬季结冰一直到湖底的一些湖泊，因为春天融水而将湖泊淹没时，冻结的底层沉积物又被漂浮到水面，所以这种湖泊可能不存在有效的化学沉积作用和生物沉积作用。

(二) 温带地区的湖泊

如果在湖泊汇水面积里存在大量的钙质岩石，就可能沉淀出碳酸钙。另外，在湖泊边缘生长的某些大型植物，其叶和茎能沉淀出由低镁方解石组成的表层包壳，在叶落或植物死亡后表层沉积物便增加了这种低镁方解石。然而，更重要的是蓝藻的活动，由于这种蓝藻生长在早已存在的碎屑颗粒外面，起到沉淀和粘结碳酸钙的作用，从而形成颗粒的外壳。随着时间的推移，这些包有外壳的颗粒又进一步发育成核形石。这些核形石在小于一定粒径时随波浪作用而运动，因此大致上呈球形，它长得越大也就越稳定，最后形成盘形。

在较深的湖底，碳酸盐通常形成泥灰岩层，与富含有机质层成纹层状互层。这些季节性发育的富含有机质的薄层往往是由于浮游植物季节性沉淀的结果，特别是在湖水垂向分层—底层水静止并产生还原环境的地方 ( Davis, 1900; Nipkow, 1928; Thiel, 1933)。在许多温带的湖泊里，发现有厘米级大小的铁锰结核，很典型的是，它与砂砾底质相伴生 ( Cal- vert 和 Price, 1977)。

(三) 干旱地区的湖泊

干旱地区内陆水系的湖泊，通常是大量化学沉积物的沉淀场所。这里，我们只讨论多年盐湖，即那些存在多年 (几十年，几百年，甚至几千年) 而不干涸的盐湖，多年盐湖可能是较浅的，例如犹他州的大盐湖 (约12m)；也可能是较深的，例如死海 (约400m)。如果气候发生变化，较浅的盐湖也可能很快变成干盐湖。

在多年盐湖里，蒸发作用能导致表层的卤水浓缩及表层水里盐类矿物的成核作用。这种浓缩的卤水和盐类矿物向下沉到湖底，而密度低、浓度小的湖水返流到卤水之上。假定在日益干燥气候下的一个非碱性湖里，由于继续蒸发可能产生如下化学沉积序列 ( Hardie， Smoot, Eugster, 1978):

(1) 石盐+少量石膏+痕量碳酸盐；

(2) 石膏+少量碳酸盐 (例如现在的死海)；

(3) 碱性土碳酸盐；

(4) 淡水相的生物化石 (或许含有边缘咸水湖相的生物化石) 和相关砂泥岩。

在硫酸盐浓度高的湖泊里，硫酸钠可能在湖底和边缘沉淀。犹他州的大盐湖，在低温条件下芒硝 的可溶性比石盐小，在冬天芒硝在石盐之前沉淀； 在夏天干热的环境中，芒硝脱水变成无水芒硝 (Na₂SO₄)，但在较高纬度的湖泊里仍然是芒硝。

内陆水系的湖泊对气候的极小变化也十分敏感，特别是表现在沉淀作用的程度上。浅的内陆水系湖泊时常容易完全干涸，形成互层的多年湖泊化学沉积物与干盐湖成因的沉积物。

第二节 湖泊沉积模式

根据沉积岩的颜色、成分、结构、沉积构造、厚度等沉积标志以及洪水面、枯水面、浪基面的位置，考虑气候背景，将湖泊划分成深湖和半深湖、滨浅湖、扩张湖等亚相类型 (图19-3)。位于浪基面之下的沉积环境称为深湖和半深湖，介于浪基面与枯水面之间的沉积环境称为滨浅湖，介于枯水面与洪水面之间的沉积环境称为扩张湖。也有人将位于浪基面之下的沉积环境称为深湖和半深湖，介于浪基面与枯水面之间的沉积环境称为浅湖，介于枯水面与洪水面之间的沉积环境称为滨湖。关于湖泊沉积亚相的划分要充分考虑古气候、古地形坡度和古构造背景。

一个理想的陆源碎屑湖泊的沉积模式具有沉积物围绕湖盆呈环带状分布的特点，即从湖岸至湖盆中央大致依次出现砂砾岩、砂岩、粉砂岩、泥岩 (图19-4)。然而，实际情况要比理想的湖泊沉积模式复杂得多，这是因为湖泊沉积物的发育往往受湖盆大小、湖底地形、湖岸陡缓、距源区远近、陆源物质供应的充分程度、气候条件以及构造背景等因素的控制。例如，湖盆面积小、靠近物源、碎屑物质供应充分，湖盆中央亦可被砂质充满； 若定向风盛行，湖滨砂砾沉积仅可见于湖泊的一侧； 若湖岸陡，滨湖沉积不发育； 若湖泊中有浊流作用，在深湖地区亦可发育粗粒沉积物质。

我国青海湖就是一个以碎屑沉积为主的微咸水湖泊，沉积物质具明显的分带性。砾石沉积仅在湖的南北有零星分布，砂从滨湖至水深12m的浅湖区呈环带状分布，水深12~29m的湖底均为各种淤泥沉积，砂岛一带有鲬粒砂和风成砂 (图19-5)。

一、半深湖和深湖沉积

深湖和半深湖亚相位于浪基面以下的水体较深部位，为缺氧的还原环境。岩性以灰黑色、深灰色、灰褐色泥页岩为特征，常见油页岩、薄层泥灰岩或白云岩夹层。发育水平层理及细波状层理。化石较丰富，浮游生物为主，保存较好，底栖生物不发育，可见菱铁矿和黄铁矿等自生矿物。岩性横向分布稳定，垂向上常具连续的完整韵律，沉积厚度大。

长期稳定持续下沉、沉积中心与沉降中心吻合的大型湖盆中深湖亚相沉积厚度大、分布广，有的厚逾千米，面积超过整个湖盆的60%。但有些气候干旱、面积小的内陆湖盆，不发育甚至缺少深湖亚相。在实际工作中，半深湖与深湖亚相常难以区分，相对来说半深湖亚相泥岩颜色的暗度和岩性纯度稍次，可见少量底栖生物和少量粉砂夹层。通常将两者合并起来，称为深湖和半深湖亚相或深湖亚相。

半深湖亚相或深湖亚相常发育浊流沉积砂体，可构成岩性圈闭。

二、滨、浅湖和扩张湖沉积

(一) 浅湖沉积

浅湖沉积位于滨湖亚相内侧至浪基面以上的地带，水体较滨湖区深，基本位于水下，沉积物受波浪和湖流作用的影响较强。

岩石类型以浅灰色、灰绿色粘土岩和粉砂岩为主，可夹有少量薄层或透镜体状化学岩。陆源碎屑供应充分时可出现较多的细砂岩。砂岩胶结物以泥质、钙质为主，分选和圆度较好。层理类型多以水平、波状层理为主，水动力强度较大的浅湖区具小型交错层理，砂泥岩交互沉积时，可形成透镜状层理(图19-6)。有时层面可见对称浪成波痕和较为丰富的生物扰动构造。

水生生物繁茂，生物化石丰富，保存完好，以薄壳的腹足、瓣鳃类等底栖生物为主，亦出现介形虫和鱼类等化石，少见菱铁矿、鲬绿泥石等弱还原条件下的自生矿物。

若湖底地形平缓，砂质供应充分，在宽阔的浅湖地带可形成具席状展布的砂质浅滩或局部砂质堆积加厚的沙坝沉积。它们常出现于湖成三角洲的两侧，沿湖岸呈线状分布，多是由于湖流对三角洲的改造使碎屑物质沿岸再分配形成的，构成三角洲—滩坝沉积体系。滩、坝沉积也可分布于水下隆起和岛屿的周围。在沉积层序上常呈现为下细上粗的反旋回沉积。

若湖底地形较陡，浅湖沉积范围较窄，则岩性变化明显。有些浅水湖泊，浅湖亚相可占主体。

浅湖亚相处于弱氧化—弱还原环境，可具有一定的生油能力。

(二) 滨湖亚相

滨湖亚相位于湖盆边缘，其沉积环境特点是：(1) 距岸最近，接受来自湖岸的粗碎屑物质； (2) 水动力条件复杂，击岸浪和回流的冲刷、淘洗对沉积物的改造作用强烈； (3) 水位较浅，沉积物接近水面，有时出露水面，氧化作用强烈； (4) 沉积物类型受水动力强度和地形坡度的影响较大而表现出多种特点。

地形坡度决定了滨湖沉积宽度，若地形陡，则宽度窄。由于滨湖地带沉积环境复杂，因此沉积物类型表现出多样性，可有高能的粗粒砾岩沉积，也可有低能的粘土沉积。在气候湿润、湖岸开阔的滨湖区，若陆源碎屑物质供应充分，可形成砂质湖滩沉积。击岸浪的冲刷、簸选和淘洗，使碎屑物质成熟度增高，分选、圆度好，由岸边向湖心方向粒度由粗变细，沿湖岸附近常出现重矿物富集带，湖滩砂岩中可出现倾角平缓、向湖倾斜的中小型交错层理(图19-7)，多是在击岸浪和回流作用不太强的情况下形成的。在湖滩上经常出现由湖浪从浅水地带搬运来的底栖生物化石碎片，有时可集中而形成生物介壳滩。在气候干旱的滨湖区，可见鲕粒灰岩或生物碎屑灰岩沉积。

当湖岸较陡、滨湖水动为作用较强，击岸浪对湖岸的侵蚀产生粗碎屑，或近物源河流有粗碎屑物质的充分供应，滨湖地区也可形成分布范围较窄的砾质湖滩沉积。

若湖滨地形平缓，水动力较弱，波浪作用不能波及岸边，物质供应以泥质为主，则可形成滨湖泥滩或泥坪或滨湖沼泽。其沉积以泥岩和粉砂岩为主，常发育水平层理及季节性韵律层理和块状层理，并见有泥裂、雨痕、垂直潜穴、生物扰动构造，以及植物的根、叶、枝干等化石碎片。

在湖泊演化的晚期，整个湖泊可被沼泽化，发育泥炭沉积，形成煤层。

在研究古代湖相沉积时，由于浅湖和滨湖往往缺乏明显的亚相鉴别标志而难于区分，故通常也可笼统地称为滨浅湖亚相 (图19-8)。

(三) 扩张湖和湖湾沉积

扩张湖或称为洪水漫湖亚相，是指枯水期湖面与洪水期湖面之间宽缓的沉积地带。扩张湖沉积物主要在气候较干旱的洪水期发生堆积，此时河水能量大，输入大量泥砂沉积物。当湖水逐渐收缩至枯水期，扩张期沉积物逐渐暴露于地表，河流规模变小甚至断流，泥滩受到暴晒发生大量泥裂并氧化成红色。因此在地层剖面上表现为河流砂砾岩、泥质岩与分布稳定的湖相杂色泥岩、泥灰岩的频繁互层。大面积扩张湖沉积物多形成于气候干旱、沉降缓慢、地形平缓、面积较大的坳陷型盆地，断陷湖泊不易发育扩张湖沉积。

湖湾是指湖泊近岸地区因受某种阻隔而与湖内广大湖区的湖水交流不畅而呈半封闭水体的地带。湖湾的形成常是因为近岸沙坝、沙嘴的生长，三角洲砂体向前延伸、水下隆起遮挡等作用造成的。湖湾内水体浅而安静，沉积物主要为暗色粉砂质泥页岩，中间夹薄层白云岩或油页岩。气候温湿时，水生植物生长繁盛，可发育成泥炭沼泽，形成碳质页岩和薄煤层，富含黄铁矿晶体。在泥质湖湾沉积中，发育水平层理和季节性韵律层理，有时见块状层理、泥裂、雨痕、生物潜穴。气候干旱时，可沉积钙质页岩、白云岩以及膏盐层，泥岩呈红色。

湖湾暗色泥岩中可见少量的特殊浅水生物，如渤海湾盆地古近纪湖湾沉积中出现有拟田螺、土星介、轮藻等化石。在气候干旱地区，湖湾中可发育膏盐和白云岩沉积。在物源为碳酸盐岩的湖湾地区，可发育泥灰岩、鲕状灰岩、生物灰岩及白云岩。

实际上，在湖泊中还发育三角洲、重力流、滩坝等多种沉积类型。由于这些沉积类型的特殊性，故将有专门章节加以论述。

(四) 滩坝沉积类型及其沉积模式

湖盆中的滩坝沉积包括了滩和坝两类沉积体。滩是指湖盆滨浅湖处受波浪冲洗与改造形成的分布范围较广、沉积厚度较薄的砂 (砾) 沉积体； 坝用于表述那些细长的脊、堤和隆起物，主要由砂、砾或其他未固结的物质组成，由波浪或水流作用建造而成，经常发育在河口处和湖湾处，也常出现在滩沉积体的附近。实际研究中，因难以区分滩和坝，常将滩坝一起描述。

根据古地理位置、物源供给条件以及形成滩坝的水动力条件，可把陆相湖盆中发育的滩坝划分成4种成因类型，即位于湖岸线拐弯处的砂质滩坝及生物滩、鲕粒滩，如东营凹陷沙三段和辽东湾盆地东营组的滩坝沉积； 水下古隆起处的生物滩、鲕粒滩及砂质滩坝，如东濮凹陷沙一段的生物滩、鲬粒滩； 三角洲侧缘的砂质滩坝，如惠民凹陷沙三段夏口地区的滩坝； 浅湖地区的砂质滩坝及生物滩、鲕粒滩，如东濮凹陷沙二段和和廊固凹陷沙三段中的滩坝。

1. 湖岸线拐弯处滩坝沉积模式

在断陷湖盆发展的早期，如东营凹陷沙三段时期，湖盆刚刚形成不久，湖盆周缘母岩区的地势高差较大，湖盆边缘参差不齐，形成部分湖岸线向陆方向凹的湖湾。当湖浪和沿岸流侵蚀、搬运大量碎屑物质流经上述湖湾地区时，由于湖岸线的拐弯变化，造成沿岸流和湖浪扩散、能量消耗，使得经过淘洗的砂粒沉积下来，形成平行岸线伸展的长条状湖岸沙嘴，并逐步发展为条带状滩坝。这些滩坝沉积物由成分和结构成熟度均高的砂岩和粉砂岩组成，常显示下细上粗的反韵律。韵律下部为滩坝外缘沉积，由粉砂岩和砂质泥岩不等厚互层组成，具水平纹理和波状交错层理； 中部为滩坝主体，由分选磨圆好的中、细砂岩组成，具大型低角度交错层理； 上部为滩坝内缘沉积，由互层粉砂岩和灰绿色泥岩构成，具水平纹理、生物钻孔以及植物根等沉积构造 [图19–9 (a)]。

2. 水下古隆起处滩坝沉积模式

断陷湖盆水下古隆起的成因主要包括以下3种类型，即构造活动造成的隆起、火山喷发形成的隆起以及持续性古地形隆起。一般来说，这些隆起相对地远离陆源碎屑供给区，多受湖浪和岸流的综合作用，从而使得在陆源碎屑供给相对较少的地区，局部发育鲬粒灰岩和生物灰岩，构成颤粒滩和生物滩。鲕粒灰岩呈块状，其中的正常鲕和表鲕的核心多为陆源碎屑。生物灰岩中含有大量的螺化石和介形虫化石，含量高达95%。生物灰岩中厚层，可见波状层理，在垂向上，多下伏浅灰色砂岩、粉砂岩，上覆灰色泥岩，整体构成湖进序列 [图19-9 (b)]。

3. 三角洲侧缘滩坝沉积模式

当断陷湖盆处于盆地发育的断陷晚期和断坳时期，在断陷湖盆的缓坡，常发育小型的短轴三角洲。这种三角洲的河流作用不十分强烈，携带的沉积物沿盆地短轴方向进入湖盆后，易受到湖浪和岸流的重新改造，使沉积物沿湖岸线方向发生侧向移动，从而在三角洲侧缘形成滩坝沉积 [图19-9(c)]。这种滩坝多由灰绿色泥岩和粉细砂岩构成。粉细砂岩成分和结构成熟度均高，常含有鲕粒，发育波状交错层理和小型槽状交错层理。概率图为跳跃总体含量达70%以上的两段式。自然电位曲线多为齿化漏斗形和宽幅对称指形，在地震剖面上多响应丘形反射。这种滩坝的垂向序列整体显示下细上粗的反韵律，其中砂岩厚度可占整个韵律厚度的70%~80%。

(a) 湖岸线拐弯处滩坝沉积模式； (b) 水下古隆起处滩坝沉积模式； (c) 三角洲侧缘滩坝沉积模式；(d) 开阔浅湖滩坝沉积模式

4. 开阔浅湖滩坝沉积模式

开阔浅湖滩坝位于平均枯水面与浪底之间。当垂直岸线或斜交湖岸的波浪由湖盆中央向湖岸运动时，波浪触及浪底，形成升浪，并继续向岸方向运动形成碎浪，波浪能量消耗较大，使得较粗粒碎屑沉积下来，形成开阔浅湖滩坝。此类滩坝由浅灰色粉、细砂岩及泥质粉砂岩构成，砂粒分选和磨圆均较好，有时可见一些鲫粒。根据这类滩坝的详细沉积特征，可进一步确定出近岸滩、坝、远岸滩等3个次级单元(图19-9)。近岸滩临近湖平面，薄层砂岩中发育浪成交错层理，在垂向上，与棕褐色泥岩薄层间互，构成厚0.4~2m的反韵律。沙坝以发育厚层槽状交错层理、平行层理为特征，在垂向上常与灰绿色块状泥岩构成下泥上砂、厚约3m的反韵律。远岸滩靠近浪基面分布，发育透镜状层理、砂泥间互层理及丰富的生物扰动构造，在垂向上与灰色、灰绿色泥岩互层，构成厚约 2m的反韵律。在湖退序列中，开阔浅湖滩坝自下而上总体显示泥岩颜色由灰色变为棕褐色、粒度由细变粗再变细、砂岩厚度由薄变厚再变薄的复合反韵律 [图19-9(d)]。

三、湖泊沉积序列

湖泊是大陆上流水汇集的地带，故在平面上它总是与河流相沉积共生，并为河流沉积所包围，松辽盆地白垩系淡水陆源碎屑湖泊沉积就是一例。从盆地边缘至湖盆中央，沉积相序的组合大致是依次出现冲积扇、河流—湖成三角洲、滨湖和浅湖——半深湖—深湖和重力流沉积，但由于湖盆的构造背景、湖底地形、陆源物质供应的充分程度等多种因素的影响，往往不可能出现如此完整的相序，这在结构不对称的断陷湖盆中表现得尤为明显。

在断陷湖盆缓坡一侧，或沿湖盆长轴，从陆上至湖盆，地形较平缓，滨湖和浅湖沉积相带较宽，河流、湖成三角洲较发育，在三角洲前缘深湖方向还可能形成深水浊积扇，从而构成河流三角洲—深水浊积扇沉积体系。在广阔的滨浅湖地带，沿三角洲侧缘或平行湖岸可发育滩坝沉积，形成三角洲—滩坝沉积体系。在断陷湖盆陡坡一侧或沿湖盆短轴，陆上和水下地形坡度大，近物源，滨浅湖相带较窄，不出现三角洲和滩坝沉积，河流相缺失或很少，有时冲积扇直接入湖形成扇三角洲或形成完全位于水下的近岸浊积扇。

湖泊沉积物垂向沉积序列复杂多变，其主要受地壳升降运动、气候变化或相对湖平面变化的控制，形成单旋回和多旋回的沉积序列。从发育历史来看，能保存地史记录的湖相沉积多半是在构造盆地的背景上发育起来的。然而，任何湖泊不论其发育的背景如何，其发展的总趋势在多数情况下都是以退缩、充填而告终。因此，湖泊相的垂向组合，往往是以较深湖或深湖亚相开始，向上递变为滨湖和河流相沉积，构成下细上粗的反旋回垂向层序。当然，自下而上出现河流相——湖泊相—河流相这样完整旋回的垂向组合也是有的，但不论是哪种情况，其总的趋势是以滨湖和河流沉积作为旋回的结束 (图19-8, 图19–10)。

湖盆一般经历早期裂陷、中期深陷扩张、晚期坳陷消亡的发育过程。在湖盆发展演化的早期，湖盆面积较小，常见滨浅湖和扇三角洲沉积，形成多种类型储层； 在湖盆裂陷扩张期，半深湖、深湖亚相及重力流沉积最为发育，形成烃源岩和储层； 在湖盆发展演化的晚期，即湖盆抬升收缩期，滨浅湖、三角洲及滩坝沉积发育，形成多种类型有效储层。在一个地质时期内，湖盆多次沉降和抬升，构成了湖泊相发育的多旋回性，而且在每个一级旋回的背景上还可发育次级旋回，从而构成了利于油气生成、储集、封堵的生储盖组合。

由于湖泊四周常为陆源碎屑物源区，提供丰富的陆源碎屑物质，在湖泊中形成多种成因类型的砂体，构成了可储集油气的重要场所。中国中、新生代油气田大部分储层都形成于湖泊中沉积成因的砂体，考虑到这些砂体的特殊性，将有专门章节介绍这些砂体的成因和沉积特征，这里先总结一下它们的整体特征 (表19-2)。

表19-2 中国中、新生代主要砂体类型和基本沉积特征

砂体类型	冲积扇	河流 (曲流河、辫状 河、网状河)	曲流河 三角洲	扇三角洲 和辫状河 三角洲	滩坝	近岸水下扇	湖底扇 风暴砂
沉积环境和 位置	盆地边缘山麓 干旱环境	盆地边缘平原 干旱或潮湿 环境	盆地缓坡边 缘潮湿环境	盆地陡坡边缘 干旱或潮湿 环境	盆地缓坡边 缘浅水潮湿 环境	盆地陡坡边 缘水下潮湿 环境	盆地中央深 水潮湿环境
主 要 沉 积 作用	明显的河流和 泥石流作用	明显的牵引流 作用	明显的牵引 流作用	明显的牵引流 作用	明显的牵引 流作用	明显的重力 流作用	明显的重力 流作用
主要岩性	杂色、混杂结 构砂砾岩	杂色、浅灰色 砂砾岩	浅灰色砂岩	浅灰色砂岩、 砂砾岩	浅灰色砂岩	浅 灰 色 砂 岩、砂砾岩	浅 灰 色 砂 岩、砂砾岩
伴 生 泥 岩 特征	红色、质杂泥 岩， 基本 无 化石	红 色、灰绿 色、质杂 泥 岩， 见植 物 化石	灰绿色、灰 色质较纯泥 岩， 见植物 化石和浅水 化石	灰绿色、灰色 质较纯泥岩， 见植物化石和 浅水化石	灰绿色、灰 色质较纯泥 岩， 见植物 化石和浅水 化石	灰色质纯泥 岩， 见深水 化石	灰色质纯泥 岩， 见深水 化石
砂体特征	平面扇形， 剖 面透镜状、不 规则层状	平面鞋带状， 剖面透镜状、 不规则层状和 墙状	黄丽香 镜状	平面舌状、扇 形， 剖面透镜 状、楔状	平 面 条 带 状、席状， 剖面板状、 透镜状	平面舌状、 扇形， 剖面 透 镜 状、 楔状	平面扇形， 剖 面 透 镜 状、楔状
湖 盆 演 化 阶段	盆地演化早期	盆地演化早期 和晚期	盆 地 演 化 中、晚期	盆地演化早、 中期	盆 地 演 化 中期	盆 地 演 化 中期	盆 地 演 化 中期
典型实例	准噶尔盆地西 北缘三叠系	鄂尔多斯盆地 长庆侏罗系， 济阳坳陷孤岛 新近系	松辽盆地长 垣白垩系， 济阳坳陷胜 坨古近系	辽河坳陷西斜 坡古近系， 准 噶尔盆地腹部 侏罗系	东营凹陷南 斜坡古近系	东营凹陷北 部 陡 坡 古 近系	东营凹陷中 央古近系， 东濮凹陷胡 状集古近系

第三节 古代湖泊鉴别标志及湖泊与油气关系

一、湖泊沉积鉴别标志

(一) 岩石类型较单一，缺少碳酸盐岩沉积

自生矿物及其组合明显不同于海水形成的组合。岩石类型以粘土岩、砂岩和粉砂岩为主，砾岩少见，仅分布于滨湖地区，多是由击岸浪的剥蚀作用所致。砂岩一般比海相的复杂，各种类型都有出现，与河流相相比，矿物成熟度高，石英含量可达70%以上。我国东部中、新生代湖相沉积砂岩中以长石砂岩、长石石英砂岩和岩屑质长石砂岩分布最普遍。砂岩的粒度比河流相的细，分选也较好，因而与海相较难区分，其粒度概率曲线也与海相成因者近似。

粘土岩在碎屑湖泊沉积中广泛分布，且由湖岸向中心增多。形成于较深水还原环境的湖相粘土岩常含丰富的有机质，成为良好的生油岩系，我国油气田的生油岩系大多为湖相成因的粘土岩。

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，如石灰岩、泥灰岩、硅藻土、油页岩等，其沉积厚度及分布范围较为局限。

(二) 沉积构造多样，多见水平层理

层理类型多样，但以水平层理最为发育。由于湖泊的范围有限，浪基面深度小，湖泊广大地区多处于浪基面以下，故在此地区的粘土岩多发育水平层理，有时亦为块状层理。在近岸地区可见交错层理、斜波状层理等。

湖泊沉积可有较发育的波痕，以往认为对称波痕是湖泊与河流相区别的一种标志，但根据皮卡德 ( Picard)等人的研究，波痕的对称性并非为湖泊所独有，而且湖泊也发育不对称波痕，但其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。泥裂、雨痕、搅混构造也常见到。

(三) 生物化石丰富

生物化石丰富是碎屑湖泊沉积的重要特征。常见的生物种类如介形虫、瓣鳃类、腹足类等，没有海相生物化石。

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者不同，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的重要特征，尽管海相也出现植物化石，但以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。受海侵影响，可见海相化石与分异度较低的湖相化石群伴生。

(四) 垂向层序多呈反韵律

碎屑湖泊沉积多出现由深湖至滨湖的下细上粗的反旋回层序，以此区别于下粗上细的间断性正旋回的河流相沉积 (图19-8, 图19-10)。

(五) 分布范围及沉积厚度变化多，深水沉积范围大

湖泊沉积厚度和分布范围依赖于湖泊规模和发育时间。一般来说，湖泊相沉积相变明显，分布范围比河流相大，比海相小。在坳陷型湖盆中，相带、岩性和厚度大致呈环带状分布； 在断陷型湖盆中，相带、岩性和厚度呈不对称分布。湖相沉积中，深水沉积范围大、沉积厚度大。湖相沉积岩性和厚度的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，目前我国发现的绝大多数中、新生代油气田，诸如大庆、胜利、辽河、大港、中原、南阳、苏北、江汉等油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。当湖泊长期持续稳定下陷，而且其沉降得以补偿时，深湖区可形成巨厚的暗色泥岩，可成为良好的生油岩系。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—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、深水浊积扇砂体、滨浅湖滩坝砂体等，它们常因分布广、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 (图19-11)。

从湖泊的发育和演化来看，湖泊下陷扩张期，湖盆大幅度持续稳定下沉，有利于深湖、半深湖亚相的发育，即有利于以粘土岩为主的生油岩系及盖层的形成； 湖盆的抬升和收缩，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 (图19–10，图19–11)。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。