第二十九章 湖泊碳酸盐沉积
湖相碳酸盐岩是指在内陆湖盆中形成的碳酸盐岩，包括淡水湖盆碳酸盐岩、半咸水一咸水湖盆碳酸盐岩和盐湖中的碳酸盐岩。
第一节 湖相碳酸盐岩沉积条件与分布规律
一、湖泊碳酸盐岩的沉积条件
湖泊碳酸盐岩尽管在类型和岩性特征等方面与海相碳酸盐岩非常相似，但其形成条件和沉积环境 (如水体深浅、湖面升降、水体运动能量、沉积地形、生物繁衍和陆源碎屑供给等情况) 都有很大的差别。比较之下，湖相沉积更明显地受古气候、古水动力条件和古水介质性质等因素的控制。
气候对湖泊碳酸盐沉积的影响远比对海洋显著得多。如松辽盆地早白垩世泉头组至嫩江组时期的古气候，基本上为温暖潮湿性气候，但是各组段又具有周期性干湿变化。当气候温暖湿润、湖盆开阔时，降雨量大，地表径流可向湖盆带入大量陆源碎屑物质和 Ca2+、Mg2+等成分，易于形成碎屑岩或混积岩； 而在干旱期，河流作用不甚明显，入湖陆源碎屑迅速减少，水体清澈，适宜生物繁衍，导致碳酸盐和生物碳酸盐沉积相对发育； 当气候更趋于干燥、湖盆面积收缩时，水体混浊、浓缩、咸化并形成不利于生物生长的环境，从而抑制了生物碳酸盐沉积的发育，可形成膏盐沉积。
淡水——半咸水碳酸盐沉积的发育程度与该盆地的生态环境密切相关。在适合大量不同类型生物繁衍的环境中，如浅水区的滩、坝、堤、岛等地形较高部位，或古岛屿周围的断阶带、斜坡带、水下古隆起带以及由浅水向深水过渡的陡坡上缘，均可形成一定规模的碳酸盐沉积。这些水下正向古地貌单元，由于具有水体清洁、阳光充足、能量偏高、营养丰富等有利于碳酸盐沉积的特征，因此生物沉积作用明显，易于形成生物灰岩、礁灰岩或颗粒碳酸盐岩。一般情况下，浅水区游离氧的含量较高，其可使不稳定的负二价硫被氧化成高价，形成二价硫低值区。具有这一化学性质的沉积区，有利于碳酸盐泥或钙质生物壳的形成，它们除部分出现在滨岸带外，大多数沉积于半深湖至深湖环境，或多分布于高有机碳或高二价硫的地区。
在浅水高能环境中，由于沉积介质筛选作用加强，可形成大量的碳酸盐颗粒沉积。总之，湖盆中的物理、化学和生物作用都会影响到湖相碳酸盐沉积，其性质和作用亦有别于海相环境 (赖特和周书欣, 1989)。
(一) 物理作用
风力是湖泊环境中的主要物理作用。水的运动主要是由风以及风的吹程引起的，而潮汐的作用与海洋相比甚为微弱。风成波浪在浅水区可产生明显的沉积物运动，阻碍了轮藻等有根植物的生长，致使这些植物只能生长在不受风波干扰的较深水的湖底。风成波浪作用对各种异化颗粒的形成也是相当重要的。在多种原因形成的水流中，风驱水流占有相当重要的地位。大多数湖泊粒屑灰岩是内源异化颗粒经过古湖泊中风浪及其产生的湖流的搬运、分选和再分配的结果，因此可以根据水动力学原理预测其分布。此外，近岸浅水温度的升高和受到河水注入的影响也可形成水流，影响湖泊碳酸盐的沉积。密度流、紊流和沉积物重力流等，可在斜坡带、湖泊台地前积带及深水带形成各种再沉积的湖泊碳酸盐岩。
(二) 化学作用
化学作用主要是表现在碳酸钙物质在硬水湖中和在卤水湖中的沉积过程。湖泊中碳酸钙物质既有来自陆源碎屑的和生物的，也有经化学作用沉积的。在化学沉积作用中，温度和CO₂压力是最重要的控制因素。温度的升高和CO₂压力的降低将导致介质中碳酸盐呈饱和或过饱和状态，并引起碳酸盐的沉积。但是，由于温度升高所形成的碳酸钙的过饱和程度是很小的，而CO₂的逸散则是湖泊中碳酸盐沉积的一个特别重要的原因。导致沉积的温度因素在昼夜和季节性温度波动较大的湖滩带比较重要。对间歇湖来说，在春季对流时，由于湖底静水层的冷水被带到湖面并迅速升温而易于造成碳酸钙过饱和沉淀，尤其是在生物光合作用很强的时候，常因生物效应失去大量CO₂而引起碳酸钙沉淀。
在开放型的低盐度湖泊中，最常见的碳酸盐矿物是低镁方解石。其他含钙碳酸盐矿物的出现, 取决于 Mg与 Ca的比值 ( Muller, 1982)。例如, 高镁方解石发生沉积要求的 Mg与 Ca的比值为2 ∶ 12， 白云石要求的 Mg与 Ca的比值为7 ∶12 (在盐度较低时也可在低于该比值条件下发生)，而文石则要求 Mg与Ca的比值大于12时才能沉积。
在干旱、封闭条件下，湖水盐度逐渐升高，初期的沉积物主要是方解石和文石。伴随Ca²⁺、Mg²⁺和CO₃²⁻的沉淀，必将引起湖水盐度的变化，并导致或影响卤水的最终演变。若最初的湖水中所含的 Ca²⁺和Mg²⁺远远高于 HCO₃⁻,在初期沉积后，卤水就会富含碱土而失去 和HCO₃⁻。 当 HCO₃⁻与 Ca²⁺的比值较低时，可形成小规模的碳酸钙沉积；当 HCO₃⁻与Ca2⁺的比值和 HCO₃ 与Mg²⁺ 的比值近于一致时，可引起碳酸盐的广泛沉积；随着 Ca²⁺的不断减少, Mg²⁺ 与Ca²⁺|的比值随之逐渐增加，直到形成高镁方解石、白云石和菱镁矿。
在古代湖相沉积物中，常发现有铁质碳酸盐矿物——菱铁矿。菱铁矿是化学作用环境中较为敏感的矿物，它的形成不仅需要游离的低价硫和弱还原条件，而且还需要低钙和低的氧化还原电位等条件的配合。在湖相沉积早期成岩环境中，易具备上述条件，因此，菱铁矿在地层中多以结核形式产出。
(三) 生物作用
由生物直接沉积的湖泊碳酸盐，主要来源之一是轮藻及隐藻类植物。它们或以植物体直接钙化或以植物体包壳形式再现隐藻结构，同时也经常通过粘结或障积作用使灰泥沉积。钙化藻类通常由低镁方解石组成，但在盐湖中也可由高镁方解石组成。包括蓝藻细菌在内的湖泊植物群，在间歇性硬水湖和盐碱系统中形成了广泛的碳酸盐沉积物，并在生物礁、叠层石和类核形石的形成过程中也起着重要作用； 包括软体动物和介形类在内的湖泊动物群遗体，是湖泊碳酸盐生物沉积的另一重要组成部分。
二、湖相碳酸盐岩的分布规律
就世界范围来看，从古生代到新生代，都有湖相碳酸盐岩的分布。我国湖相碳酸盐岩的分布在时代上主要集中于中、新生代，自三叠纪到新近纪的古湖盆乃至现代湖盆中均有分布； 其在空间上则遍布全国各类陆相盆地中。
湖相碳酸盐岩的分布主要受控于构造背景、气候和物源供给等方面的因素。有利于湖相碳酸盐岩发育的条件是：
(1) 湖相碳酸盐岩较多地形成于温热的气候条件。
(2) 在湖盆形成、发育和萎缩这3个发展阶段中，湖相碳酸盐岩一般发育于构造活动相对稳定、湖盆水体持续扩张的发育阶段。
(3) 在构造活动缓和、湖盆沉降与沉积作用缓慢补偿，尤其是在缓慢湖侵、湖水开阔的条件下，最有利于湖相生物碳酸盐岩和颗粒碳酸盐岩的形成。
(4) 在陆源物质不易影响到的地区，如湖盆中的水下隆起，尤其是碳酸盐岩水下隆起等部位，有利于湖相碳酸盐岩的发育。
(5) 水介质矿化度较高和生物较为繁盛的、水体清澈的湖盆。
第二节 湖相碳酸盐岩沉积类型与沉积模式
湖泊碳酸盐岩的沉积类型，依其地质产状，大体可分为三类：一是骨架碳酸盐岩的岩体，主要为礁、礁丘和生物层； 二是颗粒碳酸盐岩的岩体，主要为滩、堤、坝和沙嘴； 三是泥晶碳酸盐岩的岩体，主要为层状岩体。每类岩体的特征与成因，都与岩石性质密切相关。
一、湖泊骨架碳酸盐岩
(一) 湖泊生物礁
湖成生物礁是指湖泊造架生物形成的岩隆，以东营凹陷西部平方王礁体为例。该礁发育于沙四段上部，呈弧形、堤状，最大残余厚度49.5m，向周缘逐渐变薄尖灭 (图29-1)。
平方王礁体形成于清水区，水体清澈，有利于生物的生长和碳酸钙的沉淀； 形成于水下低隆起上 (包括斜坡带的上部)，这里水体循环好，阳光充足，适宜生物繁殖和碳酸盐沉积；形成于咸水至半咸水湖泊期，造成了淡水生物和海源生物繁盛共存。
礁体主要由中国枝管藻及山东龙介虫建造而成。礁体可分为4个微相，即礁核微相、前礁微相、礁缘微相、后礁微相。前礁微相向礁前湖泊尖灭，而后礁微相则逐渐消失于礁后半封闭水域中，其平面、剖面特征见图29-1。礁核微相的岩石类型有中国枝管藻白云岩、龙介虫栖管——枝管藻白云岩、球粒白云岩及白垩等。礁核部位最宽约4km，钻遇最大厚度28.5m。礁后微相以泥晶白云岩，含部分管藻屑、生物碎片及核形石等。反映礁后部位由于受到礁核微相的障蔽，水动力弱。礁前微相以亮晶藻砾屑白云岩、亮晶螺灰岩为主，螺壳较厚，个体完整，该相带水体活跃，适宜于喜在迎风坡繁殖的腹足类生活。这里坡度大，易滑塌，碳酸盐颗粒大小混杂。礁缘微相以泥晶粒屑灰岩及含粒屑泥晶灰岩为特征，夹泥岩薄层，孔隙性差。各微相的沉积特征及岩石类型如图29-1所示。
平方王礁体纵向上微相变化明显，单体规模小，相邻的微相叠加，类似的微相重复频繁。如BS3-9井碳酸盐岩总厚度30m，由礁后及礁后湖泊两个微相重复12次； BS3-12井碳酸盐岩总厚度42m，由礁核、礁后及礁前湖泊3个微相重复10次。因此，礁体是在水体进退、升降较为频繁的条件下，由不同时期沉积的不同礁体，以不同相带相互叠加而成的。
(二) 湖泊礁丘
礁丘，是以生物(包括微生物) 建造作用为主导，由骨架岩、颗粒碳酸盐岩和泥晶碳酸盐岩共同组成，但以泥晶碳酸盐岩为重要或主要成分的半深水岩隆，是生物礁和深水泥丘间的过渡性岩体，其岩体特征及形成过程也介于礁与深水泥丘之间。我国已知的湖泊礁丘碳酸盐岩体见于济阳坳陷沾化凹陷的义和庄凸起的东部陡坡带半深湖相区 (图29–2)。凸起由奥陶系碳酸盐岩组成，没有硅铝酸盐物源，陡坡带沉积区水体清澈，碳酸盐浓度高，有利于厚层碳酸盐岩沉积。礁丘呈扁平的透镜体，沿义和庄东部的陡坡发育。礁丘大致发育过程是：义东陡坡发育的藻类沉积物达到一定厚度时，发生滑塌后堆积于深水灰泥之上，随着堆积物增加，水体变浅，繁殖枝管藻类造架生物形成骨架岩，但很快又下沉，被细粒沉积物覆盖，完成一个礁丘的沉积韵律。礁体群厚 160m，岩石类型及岩体组成为：泥晶灰岩 (含砂屑) 占56%，泥晶藻屑白云岩占24%，亮晶藻屑 (包括球粒) 白云岩占9%，枝管藻 (即骨架碳酸盐岩，包括龙介虫栖管) 白云岩占11%。以泥晶碳酸盐岩为主，骨架岩仅占次要地位。这种以静水沉积为主又含骨架岩的沉积是礁丘的特点。义东礁丘被薄层泥灰岩及泥岩分隔为6个透镜体。2号透镜体骨架结构发育，由3个礁丘组成，每个礁丘可分出礁丘底、礁丘核及礁丘帽3个微相(图29–2)。礁丘底由含生物碎屑的泥晶灰岩组成，含颗粒。礁丘核微相以泥晶及亮晶藻屑白云岩为主，间夹含砾屑的枝管藻骨架白云岩，后者呈层状、漂砾状及枕状。单井见该微相最大连续厚度9m。礁丘帽由经过分选的亮晶颗粒白云岩组成。
(三) 湖泊生物层
湖泊生物层由湖相造架生物形成，主要发育于盆地缓坡带，但陡坡混水区也有发现。生物层以济阳坳陷东营凹陷沙一段“针孔灰岩”层最典型，一般厚2~5m(图29–3)。东营凹陷北部陈家庄凸起的南坡发育前震旦系硅质变质岩，粗碎屑物源多，常为混水区，对骨架岩的发育不利，这样便形成了薄层生物层。东营凹陷南部的缓坡，是鲁西隆起的一部分，由奥陶系石灰岩组成，入湖水质好，但沉积区坡度小，也只能形成薄层骨架生物层。生物层以管状藻白云岩为主体，并混有多种颗粒组分，成层分布，管状藻白云岩常覆于颗粒碳酸盐沉积之上，形成砾屑白云岩、鲕粒白云岩、藻团粒白云岩、管粒藻生物骨架岩序列，也就是说生物层常在水进层序的上部。
二、湖泊颗粒碳酸盐岩
湖泊颗粒碳酸盐岩根据其岩体形态及水深，分为堤、坝、洲、滩等4种类型。颗粒碳酸盐岩体在我国各主要含湖泊碳酸盐岩的沉积盆地中都能见到，但以东部诸盆地的中、新生界及四川盆地的侏罗系较发育，尤其是渤海湾盆地，几乎各坳陷均有发育。如辽河坳陷西部凹陷的渐新统盘山北部湖湾相区，见有球粒滩相碳酸盐沉积； 黄骅坳陷古近纪湖区孔店岛西端的台坪及孔店岛西坡，见有面积约200km²的生物—鲕粒滩； 而港西岛东则有厚10~20m，面积50km²的鲕粒坝； 冀中坳陷饶阳凹陷沙三段古任丘石灰岩岛东南的滨、浅湖相区，发育藻滩相灰质沉积，而济阳坳陷则滩、洲、堤、坝发育俱全(图29–4)。通常，堤、坝型颗粒碳酸盐岩体具有大体相似的平面与剖面形态，即多呈长条形，长可几百米到几千米甚至更长，宽多在1~2km以下，厚几米到几十米。不同的是前者没有沉积时露出水面的痕迹，如济阳坳陷垦利油田的垦利颗粒石灰岩堤，颗粒石灰岩上被湖相暗色泥岩覆盖，侧面向暗色泥岩渐变尖灭，显示了沉积期始终处于水下的特点。而颗粒石灰岩坝则有露出水面遭受风化淋滤的痕迹，如济阳坳陷沾化凹陷的义南湾口坝，颗粒石灰岩体中可见多次沉积的间断面。颗粒滩型碳酸盐岩体具有形态宽缓的特点，垂直岸线方向变化较大，平行岸线方向变化较小。如东营凹陷永安镇湖滩型颗粒石灰岩体，叠合面积达百余平方公里，单层厚1~5m，累计厚可达20~30m。沙洲式颗粒石灰岩体，常见连接岛屿和陆地的特征。沙嘴式颗粒灰岩体呈伸入湖相泥岩发育区的线形或指状体，济阳坳陷孤岛凸起西侧的沙嘴式颗粒石灰岩体很典型。这类岩体长可达几百米至几公里，厚可达几米至几十米，但其宽度较小，且可与泥岩突变接触 (图29-4)。
渤海湾地区颗粒碳酸盐发育普遍，类型较多，而且勘探程度较高，这就为认识各类颗粒碳酸盐沉积的成因提供了良好的条件。渤海湾地区颗粒碳酸盐岩分布多有以下特点：
第一，湖湾地区的颗粒石灰岩比岸线向湖突出的呷角地区的沉积厚、分布广。
第二，水下隆起顶部及斜坡带上部，岩体厚度大而面积广。如济阳坳陷惠民凹陷中央隆起带，厚度大于10m的颗粒碳酸盐岩发育区为96km²，占全凹陷 10m以上颗粒碳酸盐岩分布区的44%，其中厚度大于40m的有40km²； 而隆起南部的凹陷中，最厚仅有6.5m，且分布范围有限。
第三，岛屿向岸侧比离岸侧好。以孤岛为例，东边离岸六口井最厚的仅有4.5m，相反，该岛对着陈家庄凸起一侧，有六口井钻遇的岩体厚度超过10m，两口井超过30m。
第四，岩体厚度、相带宽度与古坡度密切相关，一般1°~3°利于颗粒碳酸盐岩发育。
第五，岩体厚度、相带宽度和粒径也有一定关系。粒径粗的碳酸盐岩往往沉积厚度较大，但相带宽度小； 一般细砂级颗粒碳酸盐岩厚度较大且相带也较宽。
第六，一些地区颗粒石灰岩可以和砂层相毗邻，但在三角洲砂岩发育的古河口附近，颗粒石灰岩发育较差。
上述特点说明，除原地埋藏的生物灰岩外，各湖盆中颗粒组分都曾发生过广泛的搬运和再分配。模拟计算证明，能够起到这种作用的只有风浪和风成湖流。因此，风浪和湖流在颗粒碳酸盐岩的形成过程中起着相当重要的作用。根据湖盆大小和形状、坡度、古风向等因素，可以预测湖泊颗粒碳酸盐岩沉积的类型、规模及展布方向。
三、灰泥碳酸盐岩
层状体是各类碳酸盐岩都可出现的产状，但更多的是泥晶碳酸盐岩的典型产状，薄层至纹层尤其如此。因为，泥晶碳酸盐岩主要是化学沉积，因此只要湖水具备析出CaC03的条件，一般都会在较大的范围内较均匀地形成碳酸盐岩层。即使其厚度极小，乃至纹层时，也较少突然尖灭消失。我国绝大多数含碳酸盐盆地都有这类碳酸盐岩发育。母岩区石灰岩发育时，如四川盆地和渤海湾盆地，更是如此。因湖水中[M+][CO32-]>Ksp，(M为 Fe和Ca等金属离子的摩尔浓度，Kₛₚ为容度积)，这是造成泥晶碳酸盐岩发育的最基本条件。湖水中CaCO₃的饱和度主要与钙离子、碳酸根的含量及pH值高低有关。当阳离子以钙为主时，饱和度随矿化度增加，否则反而降低。这样，母岩区石灰岩发育时，便对此类岩石形成有利。在干旱盆地，如柴达木等我国西部一些中、新生代盆地，泥晶碳酸盐岩多以厚几十厘米的薄层乃至纹层出现在砂泥岩相区和膏岩相区之间的过渡带，纵向上也处于中间过渡层段。而在渤海湾盆地则主要有两种产状，一是中薄层石灰岩、泥云岩、泥灰岩组合，主要出现在湖湾及浅湖区充氧条件下，可见生物化石； 二是片状和纹层状含泥灰 (云) 岩。深色者有机质含量高，为冬季沉积物。常含介形虫碎片，有时含有大量颗石藻化石，后者出现时，有机质中γ(蜡烷含量) 较高。
四、湖相碳酸盐岩沉积模式
在总结了我国渤海湾地区古近系湖相碳酸盐岩沉积特征后，周自立等人提出了综合性的湖相碳酸盐岩沉积模式 (图29–4)。该模式表达了以下几个方面内容。
(1) 从盆地边缘到盆地中心，碳酸盐沉积的类型呈有规律的变化：依次是湖滩型碳酸盐沉积(灰泥滩和粒屑滩)、堤坝型碳酸盐沉积和藻礁及礁丘型碳酸盐沉积、生物粒屑滩、藻滩、泥晶石灰岩和泥晶白云岩，后两者常以纹层状碳酸盐岩出现。在盐度较高的碳酸盐沉积区，常与盐岩互层。这个碳酸盐沉积模式，与一般海相碳酸盐岩模式的相同点是：厚层粒屑滩坝和骨架碳酸盐岩都出现在高能带，这是因为无论海相还是湖相碳酸盐岩的分布都是由水动力条件和生物生活条件所控制。它的显著不同点是海相蒸发岩 (包括白云岩) 一般在盆地的边缘，即封闭、半封闭台地范围，海盆的中部为泥质和灰泥沉积。而陆相盆地正好相反，蒸发岩在盆地当中或位于主要入河水系的相反一侧。这个截然相反的特点是由湖相盆地的宏观封闭性和海相盆地的宏观开放性所决定的。
(2) 湖相碳酸盐岩的平面分布与湖盆岸线的曲折性，湖盆坡度的差异性，以及岛屿在湖盆中所处位置，水下隆起和水下高地的深浅有明显的依存关系。弯曲的湖湾、宽缓的坡度、较浅的水下隆起利于碳酸盐沉积的发育。
(3) 骨架碳酸盐沉积的地貌分布有3种情况：第一种情况是濒临深水的、平缓的水下高地或水下隆起的顶部，这些位置常受较大断裂的控制。例如，东营凹陷平方王礁体底面的水下隆起，被NW、NE两组大断裂切割，礁体发育时期是个明显的平缓构造台地，水深在10m以内。第二种情况是凸起边缘的陡坡带，如沾化凹陷义和庄东坡向深水过渡部位，适宜礁丘发育，陡坡由断层发育形成。第三种情况是凸起边缘斜坡和岛屿周围，如沾化凹陷义129、义42、桩67等井所见，岩体分布范围及厚度较小，形成生物层。在有陆源碎屑注入的斜坡向湖心一侧也可有小型骨架岩，如沙一段“针孔砂岩”生物层。
根据以上特点可以预测与大断层有关的台地，是勘探骨架碳酸盐岩的有利地区，以盐度适宜(28‰~32‰) 的清水区更佳。
(4) 颗粒碳酸盐岩主要发育于多条水系入湖区以外、岸线曲折的湖盆湾口、岛屿的近陆一侧、水下隆起的顶部及斜坡凹折带。以水动力较强、沉积水体较咸、较清为背景。岸线曲折湖湾口极易在横向流作用下形成湾口坝，也易形成屏障沉积和沙嘴等自由沉积体。水下隆起顶部的波浪能量在此部位较易大量释放，使得颗粒大量沉积。
(5) 盆地物源区碳酸盐岩的有无，输入盆地硅铝酸盐岩屑的多寡，对湖相碳酸盐沉积的影响比海相碳酸盐岩影响显著。在物源区碳酸盐岩发育的情况下，注入湖泊的地表水或地下水中碳酸盐浓度高，利于湖相碳酸盐沉积。输入盆地的碎屑物质多，说明淡水补给多，对水体及碳酸盐颗粒起稀释作用，不利于碳酸盐颗粒的形成和沉积。所以，在渤海湾盆地诸次级盆地中，缓坡带碳酸盐岩沉积比较发育，而陡坡带则较差。缓坡带物源区古生界碳酸盐岩发育，而陡坡带则因长期断裂剥蚀，硅铝质变质岩裸露，碎屑颗粒入湖较多，形成浑水区，使盆内碳酸盐颗粒难以成层。所以在渤海湾地区，周边山系碳酸盐岩较发育的盆地，或者盆地靠碳酸盐物源的一侧，湖相碳酸盐岩沉积也较发育。
根据淡水湖泊的物源发育状况和相带发育的不同特点，可将我国淡水湖泊碳酸盐沉积划分为湖礁型、湖滩型和湖叠层石型3种模式 (图29-5)。
第三节 湖相碳酸盐岩的鉴别标志与油气关系
一、湖相碳酸盐岩的鉴别标志
湖相碳酸盐岩结构组分较复杂多样，但总体上与海相碳酸盐岩的组分类型是一致的。颗粒类型包括内碎屑、鲕粒、藻粒、球粒、生物碎屑、陆源碎屑等。亮晶胶结物、碳酸盐泥、晶粒和生物格架也是重要的组分类型。以下主要描述颗粒、生物格架和陆源碎屑等湖相碳酸盐岩有特色的组分类型，这些特征可以用于鉴别湖相碳酸盐岩。
(一) 颗粒
(1) 内碎屑：以砂屑和粉屑为主，少见砾屑，反映与海相碳酸盐岩相比，湖相碳酸盐岩形成时水体能量较低，可由泥晶方解石或泥晶白云石组成。砂屑表面有时被藻纹层包覆，与核形石相似。
(2) 面粒：分布很普遍，既单独成岩，又可作为重要组分分布于其他岩石类型中。缅粒类型十分丰富，有正常鲕、表鲕、放射鲕、偏心鲕、复鲕等多种类型，以表鲕、放射鲕为主，在高能环境下，可见破碎鲬。鲕粒核心一般为砂屑、藻粒或生物碎屑，也有陆源物质，如石英砂粒等。湖相鲕粒有一个很大的特色，即多与藻活动有关，有的颗粒中可见鲕粒一藻粒—颤粒的发育过程，即在内层颤的外面有藻管垂直生长的痕迹，在此之外又有藻的同心层包裹颗粒； 另有一些颗粒，藻的活动粘结了多个鲬粒和砂屑，形成藻团粒。
(3) 球粒：是湖相沉积中常见的结构组分，多小于0.2mm，呈浑圆或圆形，大小近似，集群产出。其内部皆为泥晶或微晶结构，色暗而富有机质。粪粒多具一致形态，密集分布，并常与虫管伴生。湖相沉积的球粒具有分布广、成因多样等特点。生物成因的球粒 (粪粒和藻球粒) 多与生物或生物屑伴生，或产于藻灰泥、藻架孔隙甚至虫孔中； 化学凝聚形成的球粒边缘更为模糊，泥质成分明显增多，有时可形成泥质球粒。
(4) 藻粒：分布也较广，富集时形成藻粒云(灰) 岩，如冀中坳陷沙三段上部的藻滩相。藻粒主要包括核形石(藻灰结核)、藻团块和藻屑。藻粒常具有清晰的内部结构，如东营凹陷平方王沙四段的藻粒具有放射状的藻管。
(5) 生物颗粒：是湖相碳酸盐岩中分布最广的颗粒类型，它常富集成生物或生屑灰(云) 岩。构成湖相沉积的化石颗粒以软体动物 (如瓣鳃类、腹足类、介形虫和钙藻类生物)为主。
(二) 生物格架
骨架生物种类很多，仅济阳坳陷兰绿藻和红藻门就有10属14种，主要的造架生物是中国枝管藻 ( Ladosiphonia sinonsis)、山东枝管藻及龙介虫的栖管化石。在手标本上, 枝管藻呈微细管状，平行或辐射状丛生。在薄片中，其横切面呈圆环状，管径0.03~0.05mm，其纵切面为拉长管状。这些藻类生物营底栖固着生活，可以固定软泥和其他碳酸盐沉积物，所形成的碳酸盐建造有抗风浪的作用。生物骨架组分在东营凹陷平方王沙四段上部、沾化凹陷义和庄凸起的东部陡带、邵家洼陷沙河街组均有分布。
由造架生物组成或与生物 (特别是藻类) 沉积作用有关的湖相礁碳酸盐岩，是我国东部湖盆沉积的一个重要特点。以广东三水、苏北等盆地、黄骅、济阳坳陷为代表，各沉积区内均有不同规模的藻礁，如多毛纲虫管骨架、藻类与虫管组成的礁体。由于世界各地新老湖相
沉积中多无礁碳酸盐岩分布，加之我国各湖成礁体多与龙介虫栖管有关，且常有不同数量海产介形虫、有孔虫等伴生，故不少学者认为这类礁碳酸盐岩的形成与近海湖盆的多次海侵密切相关 (王英华等, 1993)。
(三) 陆源碎屑
陆源碎屑的普遍混入是我国湖相碳酸盐岩的重要特色之一。除湖相生物礁以外，其他各类碳酸盐岩中都不同程度地有陆源碎屑的混入。陆源颗粒的出现反映出与海相碳酸盐岩相比，湖泊碳酸盐沉积环境的近物源和不稳定的特点。
湖相碳酸盐岩的形成与生物活动关系密切，除内碎屑和陆源碎屑外，上述各种颗粒类型都与生物活动密切相关，生物活动还形成各种生物扰动构造，甚至在沉积物形成以后，在同生期，生物活动还可形成泥晶套，对后期成岩作用产生影响。
二、湖泊碳酸盐岩的生油能力
国外湖相碳酸盐岩作为生油岩的实例较多，如波斯湾上侏罗统的阿拉伯组和古近——新近系的塔斯马利石灰岩都是重要的生油岩。总体来说，我国湖相碳酸盐岩由于在湖盆中分布面积有限，且厚度小，其生油意义不大，但在某些厚度较大的地区，也可以成为有效的生油岩。如四川盆地侏罗系大安寨组油层主要是一组湖相碳酸盐岩含油气层系，厚80~100m。半深湖相的介壳灰岩中含有大量的瓣鳃类、腹足类和介形虫等化石，有机质丰富，并在还原条件下得以保存，具有良好的生油条件。
三、湖泊碳酸盐岩的储油条件
湖相碳酸盐岩成为产油层已很常见了。如大庆油田白垩系介形虫灰岩、四川盆地中侏罗统大安寨油层介壳灰岩，济阳坳陷古近系纯化镇组灰 (云) 岩，黄骅坳陷古近系沙河街组沙三段的灰 (云) 岩，冀中坳陷古近系沙河街组沙三段的灰 (云) 岩以及苏北盆地古近系阜宁组二段的生物灰岩等，都是良好的油气储层，甚至是高产油气层。在国外，如巴西的坎波斯盆地、美国的绿河盆地、前苏联的滨里海盆地等均有以湖相碳酸盐岩为油气储层的。
受复杂成岩作用的影响，湖相碳酸盐岩的储集空间较为复杂，与海相碳酸盐岩相似。由于碳酸盐岩的矿物转变、易溶和脆性较强的原因，孔隙类型远比伴生砂岩储层的孔隙类型丰富。由于湖相碳酸盐岩孔隙类型多、形成条件复杂，致使孔隙度和渗透率变化极大，如孔隙度为1%~3%即可储油 (川中大安寨油层)，而有些碳酸盐岩储层最高孔隙度可达50% (济阳坳陷平方王生物藻礁白云岩)。碳酸盐岩储层孔隙度一般为10%~35%, 有利于油气富集，但储层渗透率偏低，一般均在100x10-3 um2以下，个别井可达4000x10-3 um2一般来说，滩相和生物礁相碳酸盐岩具有较理想的物性条件。