湖泊与地理环境专题
⑴ 湖的建设对地理环境的影响
湖泊是气候变化风向标，巨大的蒸发量是调节湖区“小气候”的重要因素。也是影响周边动植物分布的主要因素。
我国青藏高原分布有众多的各种湖泊。
青藏高原湖泊是气候环境变化的记录档案库：湖泊以高分辨率沉积物敏感地记录着区域气候环境变化历史，它可进行全球变化的区域对比在藏北海拔4520米的错鄂湖盆钻取的近210米深的湖泊沉积岩芯记录了第四纪280万年来的气候环境变化历史；在若尔盖盆地海拔3400米钻取的300米湖泊沉积岩芯分析结果揭示了近100万年来的气候与环境变化过程；西昆仑山甜水海湖盆海拔4840米钻取的57米湖泊岩芯反映24万年来气候与环境变化历史成为全球海拔最高的有关气候环境变化过程的湖泊沉积记录。
青藏高原湖泊是区域气候的调节器：青藏高原湖泊在区域气候和水分循环过程中扮演着重要角色，湖面蒸发为山地降水提供了水汽来源，山地冰雪融水又为湖泊生存补给水源，同时大湖面的存在对区域温度场也产生重要影响。
青藏高原湖泊是维系区域生态系统和保持生物多样性的平衡器：青藏高原湖泊的广泛存在，为维系寒区生态系统提供了基础，湖泊成为生物的良好栖息地和繁衍场所，也是低纬度寒区生物基因天然的保存库高原严酷的环境条件，一旦湖泊消失，就很容易形成荒漠。
⑵ 湖泊面积大量减少对地理环境的影响
1.不利于防洪 、加剧洪涝灾害：雨季容易爆发洪水。旱季无水可用，对周围生态平回衡造成不良影响答。
2.影响生物多样性，影响当地小气候
3.湖泊减少之后湖泊本身生态系统受到影响，甚至毁灭性的打击。依附于湖泊生态系统的湖边生态系统也随之受到影响，进而扩大影响。
⑶ 湖泊对自然地理环境的影响
湖泊对自然地理环境的影响
湖泊能够调节河川径流、发展灌溉、提供工业和饮用的水源、繁衍水生生物、沟通航运，并且还有改善区域生态环境以及开发矿产等多种功能，在国民经济的发展中发挥着重要作用同时，湖泊及其流域是人类赖以生存的重要场所。
(一)提供水源:湿地常常作为居民生活用水、工业生产用水和农业灌溉用水的水源.溪流、河流、池塘、湖泊中都有可以直接利用的水.其它湿地,如泥炭沼泽森林可以成为浅水水井的水源；
(二)补充地下水:我们平时所用的水有很多是从地下开采出来的,而湿地可以为地下蓄水层补充水源.从湿地到蓄水层的水可以成为地下水系统的一部分,又可以为周围地区的工农生产提供水源.如果湿地受到破坏或消失,就无法为地下蓄水层供水,地下水资源就会减少.(三)调节流量,控制洪水:湿地是一个巨大的蓄水库,可以在暴雨和河流涨水期储存过量的降水,均匀地把径流放出,减弱危害下游的洪水,因此保护湿地就是保护天然储水系统.(四)保护堤岸,防风:湿地中生长着多种多样的植物,这些湿地植被可以抵御海浪、台风和风暴的冲击力,防止对海岸的侵蚀,同时它们的根系可以固定、稳定堤岸和海岸,保护沿海工农业生产.如果没有湿地,海岸和河流堤岸就会遭到海浪的破坏.(五)清除和转化毒物和杂质:湿地有助于减缓水流的速度,当含有毒物和杂质(农药、生活污水和工业排放物)的流水经过湿地时,流速减慢,有利于毒物和杂质的沉淀和排除.此外,一些湿地植物像芦苇、水湖莲能有效地吸收有毒物质.再现实生活中,不少湿地可以用做小型生活污水处理地,这一过程能够提高水的质量,有益于人们的生活和生产.(六)保留营养物质:流水流经湿地时,其中所含的营养成分被湿地植被吸收,或者积累在湿地泥层之中,净化了下游水源.湿地中的营养物质养育了鱼虾、树林、野生动物和湿地农作物.(七)防止盐水入侵:沼泽、河流、小溪等湿地向外流出的淡水限制了海水的回灌,延安植被也有助于防止潮水流入河流.但是如果过多抽取或排干湿地,破坏植被,淡水流量就会减少,海水可大量入侵河流,减少了人们生活、工农业生产及生态系统的淡水供应.(八)提供可利用的资源:湿地可以给我们多种多样的产物,包括木材、药材、动物皮革、肉蛋、鱼虾、牧草、水果、芦苇等,还可以提供水电、泥炭薪柴等多种能源利用.(九)保持小气候:湿地可以影响小气候.湿地水份通过蒸发成为水蒸气,然后又以降水的形式降到周围地区,保持当地的湿度和降雨量,影响当地人民的生活和工农业生产.(十)野生动物的栖息地:湿地是鸟类、鱼类、两栖动物的繁殖、栖息、迁徒、越冬的场所,其中有许多是珍稀、濒危物种。
⑷ 湖泊在自然环境中的作用有哪些
湖泊具有调节河川径流、发展灌溉、提供工业和饮用的水源、繁衍水生生物、沟通航运，改善区域生态环境以及开发矿产等多种功能，在国民经济的发展中发挥着重要作用同时，湖泊及其流域是人类赖以生存的重要场所。
湖泊本身对全球变化响应敏感，在人与自然这一复杂的巨大系统中，湖泊是地球表层系统各圈层相互作用的联结点，是陆地水圈的重要组成部分，与生物圈、大气圈、岩石圈等关系密切，具有调节区域气候、记录区域环境变化、维持区域生态系统平衡和繁衍生物多样性的特殊功能。
(4)湖泊与地理环境专题扩展阅读：
湖泊的分类：
一、构造湖
是在地壳内力作用形成的构造盆地上经储水而形成的湖泊。其特点是湖形狭长、水深而清澈，如云南高原上的滇池、洱海和抚仙湖；青海湖、新疆喀纳斯湖等。
二、火山口湖
系火山喷火口休眠以后积水而成，其形状是圆形或椭圆形，湖岸陡峭，湖水深不可测，如长白山天池深达373米，为中国第一深水湖泊。
三、堰塞湖
由火山喷出的岩浆、地震引起的山崩和冰川与泥石流引起的滑坡体等壅塞河床，截断水流出口，其上部河段积水成湖，如五大连池、镜泊湖等。
四、岩溶湖
是由碳酸盐类地层经流水的长期溶蚀而形成岩溶洼地、岩溶漏斗或落水洞等被堵塞，经汇水而形成的湖泊，如贵州省威宁县的草海。
参考资料来源：网络—湖泊
⑸ 湖泊对地理环境的影响
湖泊是气候变化风向标，巨大的蒸发量是调节湖区“小气候”的重要因素。也是影响周边动植物分布的主要因素。
我国青藏高原分布有众多的各种湖泊。
青藏高原湖泊是气候环境变化的记录档案库：湖泊以高分辨率沉积物敏感地记录着区域气候环境变化历史，它可进行全球变化的区域对比在藏北海拔4520米的错鄂湖盆钻取的近210米深的湖泊沉积岩芯记录了第四纪280万年来的气候环境变化历史；在若尔盖盆地海拔3400米钻取的300米湖泊沉积岩芯分析结果揭示了近100万年来的气候与环境变化过程；西昆仑山甜水海湖盆海拔4840米钻取的57米湖泊岩芯反映24万年来气候与环境变化历史成为全球海拔最高的有关气候环境变化过程的湖泊沉积记录。
青藏高原湖泊是区域气候的调节器：青藏高原湖泊在区域气候和水分循环过程中扮演着重要角色，湖面蒸发为山地降水提供了水汽来源，山地冰雪融水又为湖泊生存补给水源，同时大湖面的存在对区域温度场也产生重要影响。
青藏高原湖泊是维系区域生态系统和保持生物多样性的平衡器：青藏高原湖泊的广泛存在，为维系寒区生态系统提供了基础，湖泊成为生物的良好栖息地和繁衍场所，也是低纬度寒区生物基因天然的保存库高原严酷的环境条件，一旦湖泊消失，就很容易形成荒漠。
⑹ 湖泊变化对区域地理环境的影响
⑺ 湖泊的古地理特征
4. 3. 1 碎屑湖泊环境的古地理特征
4. 3. 1. 1 古地理面貌 ( 砂体形态)
湖泊四周紧邻陆源碎屑物源区，砂体十分发育，分布广 ( 图 4. 21; 表 4. 4) ，但不同位置的砂体，由于湖底坡度、水深、离物源远近、水动力条件及形成机制不同，其形态和规模存在差异。
表 4. 4 湖盆主要砂体类型的沉积特征
续表
( 据于兴河，2002)
图 4. 21 断陷湖盆砂体类型示意( 据姜在兴，2003)
4. 3. 1. 2 岩石类型及其组合特征
岩石类型以黏土岩、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。
黏土岩在碎屑湖泊沉积中广泛分布，由湖岸向中心增多。形成于较深水还原环境的湖相黏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黏土岩。
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。
4. 3. 1. 3 沉积构造特征
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，故在此地区的黏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 Picard 等的研究，波痕的对称性并非为湖泊所独有。而且湖泊亦发育不对称波痕，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、搅混构造亦常见到。
4. 3. 1. 4 生物化石特征
丰富的生物化石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，没有海相生物化石。
藻类也是湖泊中较常发育的生物。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。其中蓝绿藻与海相中呈叠层状构造不同，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。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的特征。尽管海相也出现植物化石，但可以其种属和数量远离滨岸越来越少这种梯度变化来鉴别。
4. 3. 1. 5 结构特征
滨浅湖滩坝砂体颗粒的圆度较好，以次圆状—次棱角状为主，棱角状颗粒较少见。粒度概率图以跳跃总体为主，含量为 70% 以上，分为 2 ～3 个次总体，斜率高，反映了砂体在滨浅湖区受多组多向水流反复冲刷的特点 ( 图 4. 22) 。
4. 3. 1. 6 测井电性特征
深湖相剖面的自然电位曲线为近基线的平滑线。滨湖相泥以高自然伽马、井眼垮塌为特征，滨湖砂坝测井曲线表现为箱型、微齿化。浅湖砂坝表现为自下而上呈漏斗型 ( 图4.23) 。
图 4. 22 滨浅湖滩坝砂体沉积粒度概率曲线 ( 临 41 －3 井)
图 4. 23 依南 2 井滨浅湖沉积序列( 据顾家裕等，2003)
4. 3. 1. 7 地震反射特征
一般来说，滨浅湖地震相外形呈楔状，近岸带顶部有削蚀和顶超的表现，底部为下超或上超，由连续性差—中等和中—弱振幅的发散同相轴组成，向斜坡近缘方向同相轴非系统性侧向终止，向湖心方向频率增加，相位增多。滨浅湖滩坝沉积地震反射特征总体上表现为中振幅、中连续、中频相或中振幅、中高连续、中频相。由于水体动荡，会出现同相轴短小弯曲、连续性较差的蠕虫状相 ( 图 4. 24) 。
图 4. 24 惠民凹陷中央隆起带沙四上亚段滩坝沉积地震相特征
深湖地震相外形为席状，内部结构为平行反射，顶底接触关系整一。当沉积物为泥岩夹粉砂岩薄层时，成层性较好，呈高频、中—强振幅和连续性好的强反射。若是成层不好的巨厚块状泥岩，则呈低频、弱振幅、不连续的弱反射或无反射。
4. 3. 1. 8 垂向沉积序列
湖泊相沉积的垂向组合受地壳升降运动的控制，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沉积层序 ( 图 4. 25) 。
在湖盆发展演化的湖盆下陷扩张期，半深湖、深湖亚相及重力流沉积最为发育; 湖盆抬升收缩期，滨浅湖、三角洲及滩坝沉积发育，在一个地质时期内湖盆多次地沉降和抬升，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。
4. 3. 1. 9 碎屑湖泊沉积模式及岩相古地理特征
( 1) 沉积模式
根据沉积岩的颜色、成分、结构、沉积构造、厚度等以及洪水面、枯水面和浪基面的位置，碎屑湖泊可以区分出深湖、半深湖、滨浅湖等次级环境单元。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，从湖岸至湖盆中央大致依次出现砂砾岩、砂岩、粉砂岩和泥岩。
1) 断陷型湖泊: 断陷型湖泊所在凹陷区的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。断陷型湖泊邻近物源，岩性和厚度变化快，深水区偏向陡坡一侧，沉积中心往往与沉降中心一致。断陷湖泊发育的不同时期，由于区域构造运动和其他沉积条件发生变化，沉积特点有所不同。初期裂陷阶段，受断陷作用、气候和物源影响，有利于形成粗碎屑沉积物，湖盆边缘发育冲积扇、扇三角洲，向盆地方向出现浅水湖泊或膏盐湖。中期深陷扩张阶段，深水沉积发育，可形成巨厚、有机质丰富的生油岩，陡坡带发育近岸水下扇、扇三角洲，缓坡带发育河流、三角洲，深湖区还可发育湖底扇、滑塌浊积岩等 ( 图 4. 21) 。
图 4. 25 中国东部某坳陷古近系某组沉积相综合图( 据赵澄林，2001b)
2) 拗陷型湖泊: 拗陷型湖泊以拗陷式构造活动为特点，构造演化表现为较均匀的整体升降，湖底地形起伏不大，沉积中心往往与沉降中心一致，位于湖盆中央。在深陷扩张期，深湖区面积可以很大，但水体不一定很深，滨浅湖相带较窄，呈环带状分布于深湖周围，该时期砂体不发育。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，若陆源碎屑充足，可形成三角洲、滩坝，反之则形成泥滩沉积，深湖区发育一些滑塌浊积岩。湖盆收缩阶段，地形平缓，湖水不深，近岸浅水砂体发育 ( 图4. 26) 。
图 4. 26 松辽盆地白垩系青山中组二段、三段沉积相图( 据田在艺等，1983，转引自姜在兴，2003)
3) 断陷 － 拗陷过渡型湖泊: 盆地兼有断陷和拗陷性质。如柴达木盆地，在侏罗纪—白垩纪时仅在北缘和西缘有些小的断陷盆地，古近纪时发展成为拗陷型盆地，具有二元结构的构造格局 ( 图 4. 27) 。
图 4. 27 断陷 － 拗陷过渡型湖泊结构示意( 据吴崇筠，1992)
4) 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特质供给主要来自克拉通方向，碎屑物中石英含量高，当冲断带不断抬升，并位于基准面之上时，进入湖泊的水系及相应碎屑供给区是双向的，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 － 三角洲砂体。
( 2) 相带组合特征
湖泊是大陆上流水汇集的地带，故在平面上湖泊相总是与河流相沉积共生，并为河流相沉积所包围。在断陷湖盆地缓坡一侧，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还可以发育滩坝沉积，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近岸浊积扇。
柴达木盆地北缘在早侏罗世形态大多为边缘箕状断陷，内部具有边断内超的特点，形成了湖泊相和湖沼相，但由于特殊的构造背景和古地理条件，使得扇三角洲和辫状河三角洲很发育，主要为冲积扇或辫状河直接入湖面形成。主要沉积相类型为: 河流 － 沼泽相、扇三角洲、浅湖和深湖 － 半深湖相，其中浅湖分布最为广泛 ( 图 4. 28) ，深湖 － 半深湖主要分布于昆特依断陷和冷湖四号构造南部，形成早侏罗世两个沉积中心。早侏罗世晚期—中侏罗世，在地层形成于起伏和缓的背景下，主要发育扇三角洲、滨、湖、浅湖、半深湖、深湖 ( 图 4. 29) 。于鄂博梁断裂南侧，鸭湖伊北次凹、小丘林、鱼卡等地形成多个沉降中心。中侏罗世沉积体系平面上表现为从赛什腾北端的潜西至鱼卡为辫状河 － 曲流河 －三角洲、滨浅湖 － 半深湖、深湖。沉积和沉降幅度比早侏罗世要小，控制沉积的同沉积断层不发育，距离物源区相对较远，粒度相对偏细。晚侏罗世湖盆范围向东北退缩，主要发育河流和浅湖相沉积 ( 图 4. 30) 。
图 4. 28 柴达木盆地北缘早侏罗世 A ( 早期) 、B ( 晚期) 岩相古地理图( 据王玉华等，2004)
图 4. 29 柴达木盆地北缘中侏罗世岩相古地理图( 据王玉华等，2004)
图 4. 30 柴达木盆地北缘晚侏罗世岩相古地理图( 据王玉华等，2004)
4. 3. 2 碳酸盐岩湖泊环境的古地理特征
湖相碳酸盐岩结构组分较复杂多样，总体上与海相碳酸盐岩的组分类别一致，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、颗粒和生物格架也是重要的组分类型。颗粒、生物格架和陆源碎屑等湖相碳酸盐岩具有特色的组分类型，可以用来鉴别湖相碳酸盐岩。
4. 3. 2. 1 颗粒
( 1) 内碎屑
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) 鲕粒
鲕粒分布很普遍，既单独成岩，又可作为重要的组分分布于其他岩石类型中。鲕粒类型十分丰富，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，可见破碎鲕。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—藻粒—鲕粒的发育过程，即在内层鲕的外面有藻管垂直生长的痕迹，此外又有藻的同心层包裹颗粒; 另有一些颗粒，藻的活动粘结多个鲕粒和砂屑，形成藻团粒。
( 3) 球粒
球粒是湖相沉积中常见的结构组分，直径多小于 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，色暗而富含有机质。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
藻粒分布也较广，富集时形成藻粒云 ( 灰) 岩，如冀中坳陷沙河街组二段上部的藻滩相。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，如平方王沙河街组四段藻粒具有放射状的藻管。
( 5) 生物颗粒
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、腹足类和介形虫，钙藻类生物)为主。
4. 3. 2. 2 生物格架
骨架生物种类很多。如济阳坳陷蓝绿藻和红藻就有 10 属 14 种，主要的造架生物是中国枝管藻、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，横切面呈圆环状，纵切面为拉氏管状。这些藻类生物底栖固着生活，可以固定软泥和其他碳酸盐岩沉积物，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河街组四段上部、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，是中国东部湖盆沉积的一个重要特点。以三水、苏北等盆地，黄骅、平邑、济阳坳陷和孤岛凹陷为代表，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泊沉积中无礁碳酸盐岩分布，加之我国各湖成礁体多与龙介虫栖管有关，且常有不同数量的海相介形虫、有孔虫等伴生，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。
4. 3. 2. 3 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，湖泊碳酸盐岩沉积环境具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。
4. 3. 2. 4 地震反射特征
湖相碳酸盐岩沉积一般规模较小，砂岩体横向分布范围较大。往往作为强振幅连续反射的标准层。图 4. 31 是冀中坳陷饶阳凹陷中部大王庄古近系碳酸盐岩的地震特征。剖面上有两组靠得很近的强反射，对应着两期碳酸盐岩沉积。T4反射波连续稳定，振幅强，是沙河街组一段下部碳酸盐岩的反射。T5反射波亦呈较连续的强反射，但波形出现乱岗状或波状扭曲，分叉合并，在剖面左边还可见叠瓦状前积反射特征，反映了沙河街组三段上部的碳酸盐岩沉积。
图 4. 31 大王庄碳酸盐岩的地震特征( 据陆邦干，1989)
4. 3. 2. 5 碳酸盐岩湖泊沉积模式及岩相古地理特征
( 1) 沉积模式
碳酸盐岩湖泊沉积主要出现在干燥气候区，少数在温暖气候区。一般为内流湖，沉积物缺乏陆源碎屑物质，而以碳酸盐 － 膏盐物质为主，或两者兼有。碳酸盐湖除钙质沉积外，在岩相分带、层序结构等方面与碎屑型湖泊非常相似。一般来讲，湖盆边缘相和湖盆相的沉积特点是有着明显差别的，碳酸盐岩沉积主要发育在湖盆边缘浅水地带，沉积类型
可有浅滩、生物礁和叠层石等，深水区域中较少。周自立等 ( 1987) 根据湖水相对深浅、水动力学条件和自然地理部位，从整个湖泊碳酸盐岩的沉积条件、沉积特征及其与陆源碎屑岩的组合关系分析研究，建立了湖相碳酸盐岩沉积相模式 ( 图 4. 32) 。
图 4. 32 湖相碳酸盐岩沉积相模式( 据周自立等，1987)
( 2) 岩相古地理特征
湖成碳酸盐岩中湖泊生物礁是重要的骨架碳酸盐岩体，东营凹陷平方王礁体就是发育于沙河街组四段上部的典型代表 ( 图 4. 33) 。该区陆源碎屑岩分布的盆地东部和东北部的滨湖相，由青坨子凸起和陈家庄凸起提供的大量硅铝变质岩碎屑形成浑水区，与藻礁沉积区之间有深湖区相隔。礁体的西部与林樊家构造相邻，该构造由中生界或孔店组泥质粉砂岩组成，为局部低隆，它为盆地提供了一些细的陆源碎屑物质，但只能就地沉积于盆地边缘凹陷区。礁体北部临滨县凸起，有下古生界海相灰岩，可以通过化学风化和溶解作用使大量 CaCO3进入湖中，有利于礁体的形成。
图 4. 33 藻礁发育期岩相古地理图( 据薛叔浩，2002)
在沙河街组四段上部沉积之前古湖盆分为 3 部分，自东向西为盆地主体 ( 砂砾岩组合 － 泥岩组合) 、盆内低隆起 ( 礁相碳酸盐岩组合) 和边缘凹陷 ( 泥岩及薄层泥晶白云岩组合) 。藻礁发育于盆地低隆起区及其斜坡带的上部。该隆起被 NW 向和 NE 向两组大断裂所切断。
颗粒碳酸盐岩在中国各主要含湖泊碳酸盐岩沉积盆地中都能见到。如黄骅坳陷古湖区在孔店岛西端的台坪及孔店岛西坡 ( 图 4. 34a) ，以螺灰岩及藻鲕粒灰岩为主，与砂堤灰岩、泥晶灰岩组成向上变细的水进式沉积序列。在古地形凹沟中或坡度突然变陡处厚度增大。另一种是鲕粒滩，由鲕粒灰岩、泥晶灰岩及白云质灰岩组成正旋回序列。
辽河坳陷球粒滩分布于西部凹陷，盘山北部湖湾区，湖底为玄武岩形成的水下低隆起，上覆以球粒为主的粒屑滩，含鲕 ( 图 4. 34b) 。
图 4. 34 黄骅、辽河坳陷颗粒碳酸盐岩沉积相及其分布( 据谢天阎，1984，转引自薛叔浩，2002)