化学沉积作用

按气候条件可分为两类：

（1）

潮湿气候区湖泊的化学沉积作用

潮湿气候区水量充足，生物繁盛，化学风化和生物风化作用强烈，地面上易溶的K、Na组分最早流失，由Ca、Mg等组成的较易溶解的盐类和由Mg、Fe、Al、Si、P等组成的难溶盐类，随后也呈离子或胶体溶液搬运入湖，并在一定条件下相继发生沉积，如由含铁岩石分解而成的氢氧化铁的溶液，胶体溶液与湖水中的电解质发生中和或与湖水相混后，因酸度降低而沉积，可析出氢氧化铁，此外带入湖中的Fe(HCO3)2溶液如受到湖中植物的生物化学作用，可发生分解氧化产生氢氧化铁沉淀，其反应式为:

4Fe(HCO3)2+O2+2H2O=4Fe(OH)3+8CO2

这样形成的氢氧化铁称为湖铁矿，它呈团块状、透镜状或不规则状，夹杂于碎屑沉积物中，多分布在湖岸的潜水或河流入口处。与湖铁矿共生的可能有锰矿、铝土矿等，如江苏太湖苏北平原的现代湖泊、山西鲁平的新生代湖泊沉积物中就有铁锰矿产出。

在生物繁盛地区湖底的有机质腐烂分解后，可析出二氧化碳和硫化氢，形成强还原环境，这种环境能使Fe(HCO3)2或FeSO4转变为FeS2，形成黄铁矿。其反应式为：

Fe(HCO3)2+2H2S=FeS2（黄铁矿）+3H2O+CO2+CO

或FeSO4+2H2S=FeS2（黄铁矿）+2H2O+SO2

如果气候湿冷，有较弱的氧化作用，在细菌的共同作用下可形成菱铁矿，其反应式为：Fe(HCO3)2=FeCO3（菱铁矿）+H2O+CO2。如果有较丰富的磷质参与，还可形成磷肥用的蓝铁矿。此外在一些湖泊中常见到石灰岩和泥灰岩等，它们是由钙镁等元素经过化学作用沉积而成的。

（2）

干旱气候区湖泊的化学沉积作用

干旱气候区湖水可得到河流或融雪水补给，很少外流，由于强烈蒸发，湖水的含盐量增大，易于转变成咸水，当其从淡水湖变成咸水湖之后，沉积作用可出现下列4个阶段。

碳酸盐沉积阶段：在湖水逐渐咸化过程中，溶解度最小的碳酸盐首先沉积，其中以钙镁（方解石或白云石）的碳酸盐最早，镁、钠的碳酸盐（苏打、天然碱）次之，钾的碳酸盐最后。这一阶段可形成碱类矿床，因此这类湖泊也称为碱湖，此外这一阶段还可以有较多的碎屑物沉积，他们与盐类沉积混合或单独出现，这类湖泊在内蒙古以及黑龙江和吉林两省的西部分布最多。

硫酸盐沉积阶段：由于湖水进一步咸化，溶解度较高的硫酸盐也相继沉积，生成石膏、芒硝、硫酸镁石和无水芒硝等，这些沉积物多数为甚苦，故此类湖泊常称为苦湖。在此阶段的湖泊沉积中碎屑物较少，石膏、芒硝等可成为独立的夹层。新疆、青海、吉林、内蒙古等地均有这类盐湖。

氯化物沉积阶段：湖水在含盐度超过24‰-25‰时就转变为天然咸水-卤水。并析出溶解度最大的氯化物，如岩盐（NaCl）、光卤石（KCl·MgCl2·6H2O）等。它们的出现，标志着盐湖沉积已达到最后阶段。这时已极少碎屑物质混入，这种湖泊称为盐湖，我国北部和西北部干旱地区盐湖最多，如内蒙的吉兰泰盐池，青海柴达木的茶卡盐池、柯柯盐池、察尔汗盐池，新疆的罗布泊等。其中查尔汗盐湖面积为平方千米，盐层平均厚度为30米，最厚可达60米，拥有我国最大的现代湖形钾镁矿床。此外湖水内如含有硼酸盐，它会在氯化物沉积阶段发生沉积，形成硼砂。如青藏高原南部和西部的郭家林湖和柴达木盆地北部的大柴旦湖等，均为我国大型的内陆湖硼砂矿床。

盐湖干涸与岩层埋藏阶段：当上述三阶段沉积后，盐类矿物基本上已全部沉淀出来，盐湖的生命就此结束，残留盐水只存在于岩晶的粒间孔隙中，称为晶间卤水。在潮湿季节可以有少量盐水出现于表层，在干旱季节湖面全部干涸，这时其他外力地质作用，就取代了湖泊地质作用，固体岩层和遭受风化剥蚀或被其他沉积物所覆盖，成为埋藏在地下的盐矿床。

上述沉积顺序不仅表现在垂直剖面上，也常反映在平面分布上。在补给量持续小于蒸发量的干旱炎热环境，其湖泊的演化往往是湖水面积由大变小，湖泊性质则由淡水湖变为咸湖再到盐湖，直至干枯消亡。相应地，其沉积物则由碎屑物向化学沉积物演变，其中的盐类矿物，按照其由小到大的溶解度，从湖盆边缘到湖泊中心呈同心圆状分布，例如柴达木盆地边缘的某些小湖，从湖边向湖心，盐类分布依次为碳酸盐、硫酸盐、氯化物。

注：天天学普地栏目的内容摘录自舒良树版《普通地质学》

文字：星期二

美编：鲁方圆

校对：陶琴

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