湖泊與地理環境專題
⑴ 湖的建設對地理環境的影響
湖泊是氣候變化風向標，巨大的蒸發量是調節湖區「小氣候」的重要因素。也是影響周邊動植物分布的主要因素。
我國青藏高原分布有眾多的各種湖泊。
青藏高原湖泊是氣候環境變化的記錄檔案庫：湖泊以高解析度沉積物敏感地記錄著區域氣候環境變化歷史，它可進行全球變化的區域對比在藏北海拔4520米的錯鄂湖盆鑽取的近210米深的湖泊沉積岩芯記錄了第四紀280萬年來的氣候環境變化歷史；在若爾蓋盆地海拔3400米鑽取的300米湖泊沉積岩芯分析結果揭示了近100萬年來的氣候與環境變化過程；西昆侖山甜水海湖盆海拔4840米鑽取的57米湖泊岩芯反映24萬年來氣候與環境變化歷史成為全球海拔最高的有關氣候環境變化過程的湖泊沉積記錄。
青藏高原湖泊是區域氣候的調節器：青藏高原湖泊在區域氣候和水分循環過程中扮演著重要角色，湖面蒸發為山地降水提供了水汽來源，山地冰雪融水又為湖泊生存補給水源，同時大湖面的存在對區域溫度場也產生重要影響。
青藏高原湖泊是維系區域生態系統和保持生物多樣性的平衡器：青藏高原湖泊的廣泛存在，為維系寒區生態系統提供了基礎，湖泊成為生物的良好棲息地和繁衍場所，也是低緯度寒區生物基因天然的保存庫高原嚴酷的環境條件，一旦湖泊消失，就很容易形成荒漠。
⑵ 湖泊面積大量減少對地理環境的影響
1.不利於防洪 、加劇洪澇災害：雨季容易爆發洪水。旱季無水可用，對周圍生態平回衡造成不良影響答。
2.影響生物多樣性，影響當地小氣候
3.湖泊減少之後湖泊本身生態系統受到影響，甚至毀滅性的打擊。依附於湖泊生態系統的湖邊生態系統也隨之受到影響，進而擴大影響。
⑶ 湖泊對自然地理環境的影響
湖泊對自然地理環境的影響
湖泊能夠調節河川徑流、發展灌溉、提供工業和飲用的水源、繁衍水生生物、溝通航運，並且還有改善區域生態環境以及開發礦產等多種功能，在國民經濟的發展中發揮著重要作用同時，湖泊及其流域是人類賴以生存的重要場所。
(一)提供水源:濕地常常作為居民生活用水、工業生產用水和農業灌溉用水的水源.溪流、河流、池塘、湖泊中都有可以直接利用的水.其它濕地,如泥炭沼澤森林可以成為淺水水井的水源；
(二)補充地下水:我們平時所用的水有很多是從地下開采出來的,而濕地可以為地下蓄水層補充水源.從濕地到蓄水層的水可以成為地下水系統的一部分,又可以為周圍地區的工農生產提供水源.如果濕地受到破壞或消失,就無法為地下蓄水層供水,地下水資源就會減少.(三)調節流量,控制洪水:濕地是一個巨大的蓄水庫,可以在暴雨和河流漲水期儲存過量的降水,均勻地把徑流放出,減弱危害下游的洪水,因此保護濕地就是保護天然儲水系統.(四)保護堤岸,防風:濕地中生長著多種多樣的植物,這些濕地植被可以抵禦海浪、台風和風暴的沖擊力,防止對海岸的侵蝕,同時它們的根系可以固定、穩定堤岸和海岸,保護沿海工農業生產.如果沒有濕地,海岸和河流堤岸就會遭到海浪的破壞.(五)清除和轉化毒物和雜質:濕地有助於減緩水流的速度,當含有毒物和雜質(農葯、生活污水和工業排放物)的流水經過濕地時,流速減慢,有利於毒物和雜質的沉澱和排除.此外,一些濕地植物像蘆葦、水湖蓮能有效地吸收有毒物質.再現實生活中,不少濕地可以用做小型生活污水處理地,這一過程能夠提高水的質量,有益於人們的生活和生產.(六)保留營養物質:流水流經濕地時,其中所含的營養成分被濕地植被吸收,或者積累在濕地泥層之中,凈化了下游水源.濕地中的營養物質養育了魚蝦、樹林、野生動物和濕地農作物.(七)防止鹽水入侵:沼澤、河流、小溪等濕地向外流出的淡水限制了海水的回灌,延安植被也有助於防止潮水流入河流.但是如果過多抽取或排干濕地,破壞植被,淡水流量就會減少,海水可大量入侵河流,減少了人們生活、工農業生產及生態系統的淡水供應.(八)提供可利用的資源:濕地可以給我們多種多樣的產物,包括木材、葯材、動物皮革、肉蛋、魚蝦、牧草、水果、蘆葦等,還可以提供水電、泥炭薪柴等多種能源利用.(九)保持小氣候:濕地可以影響小氣候.濕地水份通過蒸發成為水蒸氣,然後又以降水的形式降到周圍地區,保持當地的濕度和降雨量,影響當地人民的生活和工農業生產.(十)野生動物的棲息地:濕地是鳥類、魚類、兩棲動物的繁殖、棲息、遷徒、越冬的場所,其中有許多是珍稀、瀕危物種。
⑷ 湖泊在自然環境中的作用有哪些
湖泊具有調節河川徑流、發展灌溉、提供工業和飲用的水源、繁衍水生生物、溝通航運，改善區域生態環境以及開發礦產等多種功能，在國民經濟的發展中發揮著重要作用同時，湖泊及其流域是人類賴以生存的重要場所。
湖泊本身對全球變化響應敏感，在人與自然這一復雜的巨大系統中，湖泊是地球表層系統各圈層相互作用的聯結點，是陸地水圈的重要組成部分，與生物圈、大氣圈、岩石圈等關系密切，具有調節區域氣候、記錄區域環境變化、維持區域生態系統平衡和繁衍生物多樣性的特殊功能。
(4)湖泊與地理環境專題擴展閱讀：
湖泊的分類：
一、構造湖
是在地殼內力作用形成的構造盆地上經儲水而形成的湖泊。其特點是湖形狹長、水深而清澈，如雲南高原上的滇池、洱海和撫仙湖；青海湖、新疆喀納斯湖等。
二、火山口湖
系火山噴火口休眠以後積水而成，其形狀是圓形或橢圓形，湖岸陡峭，湖水深不可測，如長白山天池深達373米，為中國第一深水湖泊。
三、堰塞湖
由火山噴出的岩漿、地震引起的山崩和冰川與泥石流引起的滑坡體等壅塞河床，截斷水流出口，其上部河段積水成湖，如五大連池、鏡泊湖等。
四、岩溶湖
是由碳酸鹽類地層經流水的長期溶蝕而形成岩溶窪地、岩溶漏斗或落水洞等被堵塞，經匯水而形成的湖泊，如貴州省威寧縣的草海。
參考資料來源：網路—湖泊
⑸ 湖泊對地理環境的影響
湖泊是氣候變化風向標，巨大的蒸發量是調節湖區「小氣候」的重要因素。也是影響周邊動植物分布的主要因素。
我國青藏高原分布有眾多的各種湖泊。
青藏高原湖泊是氣候環境變化的記錄檔案庫：湖泊以高解析度沉積物敏感地記錄著區域氣候環境變化歷史，它可進行全球變化的區域對比在藏北海拔4520米的錯鄂湖盆鑽取的近210米深的湖泊沉積岩芯記錄了第四紀280萬年來的氣候環境變化歷史；在若爾蓋盆地海拔3400米鑽取的300米湖泊沉積岩芯分析結果揭示了近100萬年來的氣候與環境變化過程；西昆侖山甜水海湖盆海拔4840米鑽取的57米湖泊岩芯反映24萬年來氣候與環境變化歷史成為全球海拔最高的有關氣候環境變化過程的湖泊沉積記錄。
青藏高原湖泊是區域氣候的調節器：青藏高原湖泊在區域氣候和水分循環過程中扮演著重要角色，湖面蒸發為山地降水提供了水汽來源，山地冰雪融水又為湖泊生存補給水源，同時大湖面的存在對區域溫度場也產生重要影響。
青藏高原湖泊是維系區域生態系統和保持生物多樣性的平衡器：青藏高原湖泊的廣泛存在，為維系寒區生態系統提供了基礎，湖泊成為生物的良好棲息地和繁衍場所，也是低緯度寒區生物基因天然的保存庫高原嚴酷的環境條件，一旦湖泊消失，就很容易形成荒漠。
⑹ 湖泊變化對區域地理環境的影響
⑺ 湖泊的古地理特徵
4. 3. 1 碎屑湖泊環境的古地理特徵
4. 3. 1. 1 古地理面貌 ( 砂體形態)
湖泊四周緊鄰陸源碎屑物源區，砂體十分發育，分布廣 ( 圖 4. 21; 表 4. 4) ，但不同位置的砂體，由於湖底坡度、水深、離物源遠近、水動力條件及形成機制不同，其形態和規模存在差異。
表 4. 4 湖盆主要砂體類型的沉積特徵
續表
( 據於興河，2002)
圖 4. 21 斷陷湖盆砂體類型示意( 據姜在興，2003)
4. 3. 1. 2 岩石類型及其組合特徵
岩石類型以黏土岩、砂岩和粉砂岩為主。礫岩少見，僅分布於濱湖地區，多是由擊岸浪的剝蝕作用所致。砂岩一般比海相復雜，各種類型都有出現; 與河流相相比，礦物成熟度高，石英含量可達 70% 以上。我國東部中、新生代湖相沉積砂岩中以長石砂岩、長石石英砂岩和岩屑質長石砂岩分布最普遍。砂岩的粒度比河流相細，分選也較好，因而與海相較難區分，其粒度概率曲線也與海相成因者近似。
黏土岩在碎屑湖泊沉積中廣泛分布，由湖岸向中心增多。形成於較深水還原環境的湖相黏土岩常含豐富的有機質，成為良好的生油岩系。我國油氣田的生油岩系大多為湖相成因的黏土岩。
碎屑湖泊沉積中也可出現類型多樣的化學岩和生物化學岩，如石灰岩、泥灰岩、硅藻土、油頁岩等，其沉積厚度及分布范圍較為局限。
4. 3. 1. 3 沉積構造特徵
層理類型多樣，但以水平層理最為發育。由於湖泊的范圍有限，浪基面深度小，湖泊廣大地區多處於浪基面以下，故在此地區的黏土岩多發育水平層理，有時亦為塊狀層理。在近岸地區可見交錯層理、斜波狀層理等。
湖泊沉積可有較發育的波痕。以往認為對稱波痕是湖泊與河流相區別的一種標志，但根據 Picard 等的研究，波痕的對稱性並非為湖泊所獨有。而且湖泊亦發育不對稱波痕，但其波峰的走向絕大多數與濱岸平行，不對稱波痕的陡坡向岸方向傾斜。泥裂、雨痕、攪混構造亦常見到。
4. 3. 1. 4 生物化石特徵
豐富的生物化石是碎屑湖泊沉積的重要特徵。常見的生物種類有介形蟲、瓣鰓類、腹足類等，沒有海相生物化石。
藻類也是湖泊中較常發育的生物。輪藻為淡水環境所特有。藍綠藻、硅藻和部分綠藻也是常見的類型。其中藍綠藻與海相中呈疊層狀構造不同，常呈樹枝狀或分離的結核團塊狀構造; 紅藻在湖相中未曾見到。此外，陸生植物的根、干、葉、孢子花粉等大量出現也是湖相重要的特徵。盡管海相也出現植物化石，但可以其種屬和數量遠離濱岸越來越少這種梯度變化來鑒別。
4. 3. 1. 5 結構特徵
濱淺湖灘壩砂體顆粒的圓度較好，以次圓狀—次稜角狀為主，稜角狀顆粒較少見。粒度概率圖以跳躍總體為主，含量為 70% 以上，分為 2 ～3 個次總體，斜率高，反映了砂體在濱淺湖區受多組多向水流反復沖刷的特點 ( 圖 4. 22) 。
4. 3. 1. 6 測井電性特徵
深湖相剖面的自然電位曲線為近基線的平滑線。濱湖相泥以高自然伽馬、井眼垮塌為特徵，濱湖砂壩測井曲線表現為箱型、微齒化。淺湖砂壩表現為自下而上呈漏斗型 ( 圖4.23) 。
圖 4. 22 濱淺湖灘壩砂體沉積粒度概率曲線 ( 臨 41 －3 井)
圖 4. 23 依南 2 井濱淺湖沉積序列( 據顧家裕等，2003)
4. 3. 1. 7 地震反射特徵
一般來說，濱淺湖地震相外形呈楔狀，近岸帶頂部有削蝕和頂超的表現，底部為下超或上超，由連續性差—中等和中—弱振幅的發散同相軸組成，向斜坡近緣方向同相軸非系統性側向終止，向湖心方向頻率增加，相位增多。濱淺湖灘壩沉積地震反射特徵總體上表現為中振幅、中連續、中頻相或中振幅、中高連續、中頻相。由於水體動盪，會出現同相軸短小彎曲、連續性較差的蠕蟲狀相 ( 圖 4. 24) 。
圖 4. 24 惠民凹陷中央隆起帶沙四上亞段灘壩沉積地震相特徵
深湖地震相外形為席狀，內部結構為平行反射，頂底接觸關系整一。當沉積物為泥岩夾粉砂岩薄層時，成層性較好，呈高頻、中—強振幅和連續性好的強反射。若是成層不好的巨厚塊狀泥岩，則呈低頻、弱振幅、不連續的弱反射或無反射。
4. 3. 1. 8 垂向沉積序列
湖泊相沉積的垂向組合受地殼升降運動的控制，其發展的總趨勢在多數情況下都是以退縮、充填而告終。因此，湖泊相的垂向組合往往是以較深湖或深湖亞相開始，向上遞變為濱湖和河流相沉積，構成下細上粗的反旋迴垂向沉積層序 ( 圖 4. 25) 。
在湖盆發展演化的湖盆下陷擴張期，半深湖、深湖亞相及重力流沉積最為發育; 湖盆抬升收縮期，濱淺湖、三角洲及灘壩沉積發育，在一個地質時期內湖盆多次地沉降和抬升，構成了湖泊相發育的多旋迴性，而且在每個一級旋迴的背景上還可發育次級旋迴。
4. 3. 1. 9 碎屑湖泊沉積模式及岩相古地理特徵
( 1) 沉積模式
根據沉積岩的顏色、成分、結構、沉積構造、厚度等以及洪水面、枯水面和浪基面的位置，碎屑湖泊可以區分出深湖、半深湖、濱淺湖等次級環境單元。理想的陸源碎屑湖泊的沉積模式具有沉積物圍繞湖盆呈環帶狀分布的特點，從湖岸至湖盆中央大致依次出現砂礫岩、砂岩、粉砂岩和泥岩。
1) 斷陷型湖泊: 斷陷型湖泊所在凹陷區的構造活動以斷陷為主，橫剖面呈兩側均陡的地塹型或一側陡、一側緩的箕狀型。斷陷型湖泊鄰近物源，岩性和厚度變化快，深水區偏向陡坡一側，沉積中心往往與沉降中心一致。斷陷湖泊發育的不同時期，由於區域構造運動和其他沉積條件發生變化，沉積特點有所不同。初期裂陷階段，受斷陷作用、氣候和物源影響，有利於形成粗碎屑沉積物，湖盆邊緣發育沖積扇、扇三角洲，向盆地方向出現淺水湖泊或膏鹽湖。中期深陷擴張階段，深水沉積發育，可形成巨厚、有機質豐富的生油岩，陡坡帶發育近岸水下扇、扇三角洲，緩坡帶發育河流、三角洲，深湖區還可發育湖底扇、滑塌濁積岩等 ( 圖 4. 21) 。
圖 4. 25 中國東部某坳陷古近系某組沉積相綜合圖( 據趙澄林，2001b)
2) 拗陷型湖泊: 拗陷型湖泊以拗陷式構造活動為特點，構造演化表現為較均勻的整體升降，湖底地形起伏不大，沉積中心往往與沉降中心一致，位於湖盆中央。在深陷擴張期，深湖區面積可以很大，但水體不一定很深，濱淺湖相帶較窄，呈環帶狀分布於深湖周圍，該時期砂體不發育。短軸陡坡方向可能發育有近岸水下扇、扇三角洲。短軸緩坡和長軸方向變化較大，若陸源碎屑充足，可形成三角洲、灘壩，反之則形成泥灘沉積，深湖區發育一些滑塌濁積岩。湖盆收縮階段，地形平緩，湖水不深，近岸淺水砂體發育 ( 圖4. 26) 。
圖 4. 26 松遼盆地白堊系青山中組二段、三段沉積相圖( 據田在藝等，1983，轉引自姜在興，2003)
3) 斷陷 － 拗陷過渡型湖泊: 盆地兼有斷陷和拗陷性質。如柴達木盆地，在侏羅紀—白堊紀時僅在北緣和西緣有些小的斷陷盆地，古近紀時發展成為拗陷型盆地，具有二元結構的構造格局 ( 圖 4. 27) 。
圖 4. 27 斷陷 － 拗陷過渡型湖泊結構示意( 據吳崇筠，1992)
4) 前陸型湖泊: 前陸型湖盆早期沖斷帶位於沉積基準面或湖平面之下，進入湖泊的水系及相應的碎屑特質供給主要來自克拉通方向，碎屑物中石英含量高，當沖斷帶不斷抬升，並位於基準面之上時，進入湖泊的水系及相應碎屑供給區是雙向的，既有來自克拉通方向的，也有來自沖斷帶方向的，後者碎屑物中富含岩屑、長石。沖斷帶一側相帶窄，主要發育扇三角洲砂體，靠近克拉通一側相帶寬，主要發育河流 － 三角洲砂體。
( 2) 相帶組合特徵
湖泊是大陸上流水匯集的地帶，故在平面上湖泊相總是與河流相沉積共生，並為河流相沉積所包圍。在斷陷湖盆地緩坡一側，或沿湖盆長軸，從陸上至湖盆，地形較平緩，濱湖和淺湖沉積相帶較寬，河流、湖成三角洲較發育，在三角洲前緣深湖方向還可能形成深水濁積扇，從而構成河流三角洲 － 深水濁積扇沉積體系。在廣闊的濱淺湖地帶，沿三角洲側緣或平行湖岸還可以發育灘壩沉積，形成三角洲 － 灘壩沉積體系。在斷陷湖盆陡坡一側或沿湖盆短軸，陸上和水下地形坡度大，近物源，濱淺湖相帶較窄，不出現三角洲和灘壩沉積，河流相缺失或很少，有時沖積扇直接入湖形成扇三角洲或形成近岸濁積扇。
柴達木盆地北緣在早侏羅世形態大多為邊緣箕狀斷陷，內部具有邊斷內超的特點，形成了湖泊相和湖沼相，但由於特殊的構造背景和古地理條件，使得扇三角洲和辮狀河三角洲很發育，主要為沖積扇或辮狀河直接入湖面形成。主要沉積相類型為: 河流 － 沼澤相、扇三角洲、淺湖和深湖 － 半深湖相，其中淺湖分布最為廣泛 ( 圖 4. 28) ，深湖 － 半深湖主要分布於昆特依斷陷和冷湖四號構造南部，形成早侏羅世兩個沉積中心。早侏羅世晚期—中侏羅世，在地層形成於起伏和緩的背景下，主要發育扇三角洲、濱、湖、淺湖、半深湖、深湖 ( 圖 4. 29) 。於鄂博梁斷裂南側，鴨湖伊北次凹、小丘林、魚卡等地形成多個沉降中心。中侏羅世沉積體系平面上表現為從賽什騰北端的潛西至魚卡為辮狀河 － 曲流河 －三角洲、濱淺湖 － 半深湖、深湖。沉積和沉降幅度比早侏羅世要小，控制沉積的同沉積斷層不發育，距離物源區相對較遠，粒度相對偏細。晚侏羅世湖盆范圍向東北退縮，主要發育河流和淺湖相沉積 ( 圖 4. 30) 。
圖 4. 28 柴達木盆地北緣早侏羅世 A ( 早期) 、B ( 晚期) 岩相古地理圖( 據王玉華等，2004)
圖 4. 29 柴達木盆地北緣中侏羅世岩相古地理圖( 據王玉華等，2004)
圖 4. 30 柴達木盆地北緣晚侏羅世岩相古地理圖( 據王玉華等，2004)
4. 3. 2 碳酸鹽岩湖泊環境的古地理特徵
湖相碳酸鹽岩結構組分較復雜多樣，總體上與海相碳酸鹽岩的組分類別一致，顆粒類型包括內碎屑、鮞粒、藻粒、球粒、生物碎屑、陸源碎屑等，亮晶膠結物、碳酸鹽泥、顆粒和生物格架也是重要的組分類型。顆粒、生物格架和陸源碎屑等湖相碳酸鹽岩具有特色的組分類型，可以用來鑒別湖相碳酸鹽岩。
4. 3. 2. 1 顆粒
( 1) 內碎屑
內碎屑以砂屑和粉屑為主，少見礫屑，反映與海相碳酸鹽岩相比，湖相碳酸鹽岩形成時水體能量較低。可由泥晶方解石或泥晶白雲石組成。砂屑表面，有時被藻紋層包覆，與核形石相似。
( 2) 鮞粒
鮞粒分布很普遍，既單獨成岩，又可作為重要的組分分布於其他岩石類型中。鮞粒類型十分豐富，有正常鮞、表鮞、放射鮞、偏心鮞、復鮞等多種類型，以表鮞、放射鮞為主，在高能環境下，可見破碎鮞。鮞粒核心一般為砂屑、藻粒或生物碎屑，也有陸源物質，如石英砂粒等。湖相鮞粒有一個很大的特色，即多與藻活動有關。有的顆粒中可見鮞粒—藻粒—鮞粒的發育過程，即在內層鮞的外面有藻管垂直生長的痕跡，此外又有藻的同心層包裹顆粒; 另有一些顆粒，藻的活動粘結多個鮞粒和砂屑，形成藻團粒。
( 3) 球粒
球粒是湖相沉積中常見的結構組分，直徑多小於 0. 2mm，呈渾圓或圓形，大小近似，集群產出。其內部皆為泥晶或微晶結構，色暗而富含有機質。糞粒多具一致形態，密集分布，並常與蟲管伴生。湖相沉積的球粒具有分布廣、成因多樣等特點。生物成因的球粒( 糞粒和藻球粒) 多與生物或生物屑伴生，或產於藻灰泥、藻架孔隙甚至蟲孔中; 化學凝聚形成的球粒邊緣更為模糊，泥質成分明顯增多，有時可形成泥質球粒。
( 4) 藻粒
藻粒分布也較廣，富集時形成藻粒雲 ( 灰) 岩，如冀中坳陷沙河街組二段上部的藻灘相。藻粒主要包括核形石 ( 藻灰結核) 、藻團塊和藻屑。藻粒常具有清晰的內部結構，如平方王沙河街組四段藻粒具有放射狀的藻管。
( 5) 生物顆粒
生物顆粒是湖相碳酸鹽岩中分布最廣的顆粒類型，它常富集成生物或生屑灰 ( 雲)岩，構成湖相沉積的化石顆粒以軟體動物 ( 如瓣鰓類、腹足類和介形蟲，鈣藻類生物)為主。
4. 3. 2. 2 生物格架
骨架生物種類很多。如濟陽坳陷藍綠藻和紅藻就有 10 屬 14 種，主要的造架生物是中國枝管藻、山東枝管藻及龍介蟲的棲管化石。在手標本上，枝管藻呈微細管狀，平行或輻射狀叢生。在薄片中，橫切面呈圓環狀，縱切面為拉氏管狀。這些藻類生物底棲固著生活，可以固定軟泥和其他碳酸鹽岩沉積物，所形成的碳酸鹽建造有抗風浪的作用。生物骨架組分在東營凹陷平方王沙河街組四段上部、沾化凹陷、義和庄凸起的東部陡帶、邵家窪陷沙河街組均有分布。
由造架生物組成或與生物 ( 特別是藻類) 沉積作用有關的湖相礁碳酸鹽岩，是中國東部湖盆沉積的一個重要特點。以三水、蘇北等盆地，黃驊、平邑、濟陽坳陷和孤島凹陷為代表，各沉積區內均有不同規模的藻礁，如多毛綱蟲管骨架、藻類與蟲管組成的礁體。由於世界各地新老湖泊沉積中無礁碳酸鹽岩分布，加之我國各湖成礁體多與龍介蟲棲管有關，且常有不同數量的海相介形蟲、有孔蟲等伴生，不少學者認為這類礁碳酸鹽岩的形成與近海湖盆的多次海侵密切相關。
4. 3. 2. 3 陸源碎屑
陸源碎屑的普遍混入是我國湖相碳酸鹽岩的重要特色之一。除湖相生物礁以外，其他各類碳酸鹽岩中都不同程度地有陸源碎屑的混入。陸源顆粒的出現反映出與海相碳酸鹽岩相比，湖泊碳酸鹽岩沉積環境具近物源和不穩定的特點。
湖相碳酸鹽岩的形成與生物活動關系密切，除內碎屑和陸源碎屑外，上述各種顆粒類型都與生物活動密切相關，生物活動還形成各種生物擾動構造，甚至在沉積物形成以後，在同生期，生物活動還可形成泥晶套，對後期成岩作用產生影響。
4. 3. 2. 4 地震反射特徵
湖相碳酸鹽岩沉積一般規模較小，砂岩體橫向分布范圍較大。往往作為強振幅連續反射的標准層。圖 4. 31 是冀中坳陷饒陽凹陷中部大王莊古近系碳酸鹽岩的地震特徵。剖面上有兩組靠得很近的強反射，對應著兩期碳酸鹽岩沉積。T4反射波連續穩定，振幅強，是沙河街組一段下部碳酸鹽岩的反射。T5反射波亦呈較連續的強反射，但波形出現亂崗狀或波狀扭曲，分叉合並，在剖面左邊還可見疊瓦狀前積反射特徵，反映了沙河街組三段上部的碳酸鹽岩沉積。
圖 4. 31 大王莊碳酸鹽岩的地震特徵( 據陸邦干，1989)
4. 3. 2. 5 碳酸鹽岩湖泊沉積模式及岩相古地理特徵
( 1) 沉積模式
碳酸鹽岩湖泊沉積主要出現在乾燥氣候區，少數在溫暖氣候區。一般為內流湖，沉積物缺乏陸源碎屑物質，而以碳酸鹽 － 膏鹽物質為主，或兩者兼有。碳酸鹽湖除鈣質沉積外，在岩相分帶、層序結構等方面與碎屑型湖泊非常相似。一般來講，湖盆邊緣相和湖盆相的沉積特點是有著明顯差別的，碳酸鹽岩沉積主要發育在湖盆邊緣淺水地帶，沉積類型
可有淺灘、生物礁和疊層石等，深水區域中較少。周自立等 ( 1987) 根據湖水相對深淺、水動力學條件和自然地理部位，從整個湖泊碳酸鹽岩的沉積條件、沉積特徵及其與陸源碎屑岩的組合關系分析研究，建立了湖相碳酸鹽岩沉積相模式 ( 圖 4. 32) 。
圖 4. 32 湖相碳酸鹽岩沉積相模式( 據周自立等，1987)
( 2) 岩相古地理特徵
湖成碳酸鹽岩中湖泊生物礁是重要的骨架碳酸鹽岩體，東營凹陷平方王礁體就是發育於沙河街組四段上部的典型代表 ( 圖 4. 33) 。該區陸源碎屑岩分布的盆地東部和東北部的濱湖相，由青坨子凸起和陳家莊凸起提供的大量硅鋁變質岩碎屑形成渾水區，與藻礁沉積區之間有深湖區相隔。礁體的西部與林樊家構造相鄰，該構造由中生界或孔店組泥質粉砂岩組成，為局部低隆，它為盆地提供了一些細的陸源碎屑物質，但只能就地沉積於盆地邊緣凹陷區。礁體北部臨濱縣凸起，有下古生界海相灰岩，可以通過化學風化和溶解作用使大量 CaCO3進入湖中，有利於礁體的形成。
圖 4. 33 藻礁發育期岩相古地理圖( 據薛叔浩，2002)
在沙河街組四段上部沉積之前古湖盆分為 3 部分，自東向西為盆地主體 ( 砂礫岩組合 － 泥岩組合) 、盆內低隆起 ( 礁相碳酸鹽岩組合) 和邊緣凹陷 ( 泥岩及薄層泥晶白雲岩組合) 。藻礁發育於盆地低隆起區及其斜坡帶的上部。該隆起被 NW 向和 NE 向兩組大斷裂所切斷。
顆粒碳酸鹽岩在中國各主要含湖泊碳酸鹽岩沉積盆地中都能見到。如黃驊坳陷古湖區在孔店島西端的台坪及孔店島西坡 ( 圖 4. 34a) ，以螺灰岩及藻鮞粒灰岩為主，與砂堤灰岩、泥晶灰岩組成向上變細的水進式沉積序列。在古地形凹溝中或坡度突然變陡處厚度增大。另一種是鮞粒灘，由鮞粒灰岩、泥晶灰岩及白雲質灰岩組成正旋迴序列。
遼河坳陷球粒灘分布於西部凹陷，盤山北部湖灣區，湖底為玄武岩形成的水下低隆起，上覆以球粒為主的粒屑灘，含鮞 ( 圖 4. 34b) 。
圖 4. 34 黃驊、遼河坳陷顆粒碳酸鹽岩沉積相及其分布( 據謝天閻，1984，轉引自薛叔浩，2002)