在湖泊作用下堆积于湖盆内的沉积物称湖泊沉积物(lacustrine sediment)。湖泊的沉积作用受湖泊的规模、地质背景和气候背景的影响。尤其是气候对湖泊水体性质的影响比较明显，在湿润气候区发育淡水湖泊，而在干旱气候区易形成咸水湖泊，甚至盐湖。虽然湖泊既有碎屑沉积，也有化学沉积及生物沉积，但在淡水湖与咸水湖中沉积作用差别较大。下面分别述之。
1. 淡水湖沉积
淡水湖沉积以碎屑沉积为主，化学和有机沉积次之。
(1)淡水湖碎屑沉积
湖泊碎屑沉积受湖泊成因、湖泊规模、湖浪作用、湖水位变化以及入湖水流的影响。从湖岸到湖心，水动力条件和水环境都不一样，据此可将湖泊划分为不同的环境带(图 4-48)，在不同的环境带中，湖泊的沉积作用特点不同。
图 4-48 湖泊动力与沉积环境分带(据曹伯勋等，1995)
湖滨带沉积 湖滨带是受湖浪作用最强的地带，属高能区，湖滨带堆积宽度取决于湖底坡度，其深度近于浪基面。在湖浪作用及河流注入的影响下，湖滨带水体波动大，水流呈浑浊状，沉积物颗粒较粗，以砾石和砂沉积为主，自湖岸向湖方向，砾石含量减少，而砂的含量增加。在湖岸由砾石沉积则构成砾滩，由砂沉积则形成沙滩。砾石来源于河流搬运和湖岸基岩，砾径一般为 2～5cm，在靠近河流的入口处和基岩湖岸，砾径较大，有时超过 10cm。砾石的岩性取决于来源，分选及磨圆极好，ab 面呈叠瓦状排列，倾向湖心方向，倾角以小于 10°为主，a 轴平行湖岸线。远离河流入湖处，一般均以砂为主，磨圆度视沉积物搬运的距离而异，分选性很好。湖相砂砾石层均具清楚的斜层理，倾向湖心，层面上常见不对称的浪蚀波痕，说明其沉积时波浪所能波及的水深，湖浪所能扰动的深度一般小于 20m。在河流注入区域，形成扇三角洲平原沉积和扇三角洲前缘上部的沉积，沉积体中发育明显的斜层理，向湖心方向颗粒变细，层理也渐趋平缓。在一些地形平坦的平原区，湖滨带沉积比较细，以砂、粘土为主，若湖水位下降，泥质沉积物暴露则失水收缩形成泥裂。
过渡带沉积 位于湖滨带到湖心带之间，受湖水位(洪水位与平水位)变化的影响明显。在靠近湖滨带部分，水流呈紊流状，细粒物质被带走，只有较粗的悬浮物质可以沉积下来，一般为亚砂土及粉砂; 而靠近湖心部分，以亚砂土、亚粘土沉积为主。这里的沉积物受季节影响变化较大，随着洪水季节和平水季节的变化，沉积物的岩性发生水平方向的迁移，在垂向上形成粗细变化构成的水平层理，成为湖积物典型的结构特征。
图 4-49 青海湖的碎屑沉积平面分布图(据成都地质学院 《动力地质学》，1983，修改)
湖心带沉积 位于湖泊中心部位，水体比较平静，细粒悬浮物质在这里沉积，形成粘土和淤泥的互层，发育水平层理或隐水平层理。粘土层代表冬季沉积，色浅，层薄，有机质含量低; 而淤泥，又称腐泥，代表夏季沉积，因夏季湖中漂移生物多，形成一种富含有机质的胶体沉积，湿时柔软滑腻，呈棕色及黑色，含水达 70% ～90%，在干燥后则较硬，呈浅灰绿色或淡褐色，具铁锈斑。因此，由颜色、粒度、成分变化的粘土层(秋冬季)与淤泥(春夏季)构成一个年层，可记录到湖水或气候的年变化信息，对其研究非常重要。冰湖中的纹泥(季候泥)就是其中之一。还有另一种湖积年层，如瑞士苏黎世湖，夏季蒸发作用强，沉积白色碳酸钙薄层(锶含量较高); 冬季蒸发作用弱，沉积黑色粉砂与淤泥(含锶较少)。二者组合成一个年层。
在大型湖泊中，水深、动力作用强，沉积环境分带明显，因此在平面上碎屑沉积物呈宽度不等的同心环带状分布(图 4-49)，而小型湖泊沉积分带性较差。湖泊沉积物在剖面上呈湖进或湖退旋回变化，前者是湖滨带沉积物之上叠置湖心带沉积物，反映湖泊扩大，气候湿润;后者则是湖心带沉积物之上叠置湖滨带沉积物，反映湖泊缩小，气候相对干燥。
(2)淡水湖化学沉积
淡水湖泊的水体盐类含量低，难形成卤化物沉积，但在寒冷气候区能形成含碳酸盐的湖成灰泥(泥灰岩)沉积，而在潮湿气候区常形成铁、锰的胶体沉积(湖成铁矿)。
湖成灰泥 富含重碳酸钙溶液的泉水、地下水或河水流入湖泊后，与湖底的矿物或粘土混合，形成钙质淤泥(固结后即为泥灰岩)，即为湖成灰泥。淤泥中混有硅质、铁质和有机质，重碳酸钙含量达 50%～95%。湖成灰泥水平层理发育固结坚硬; 若重碳酸钙溶液局部集中，则形成含钙质结核的淤泥层。我国第四纪湖积物中此类沉积物分布广泛。
湖成铁矿 湖成铁矿形成于湿润的温带和亚热带地区，这些地区的化学风化较强烈，在灰化土的形成过程中，低价铁的化合物 Fe(HCO3)、FeSO4和难溶元素 Mn 和 Al 等的胶体从土壤中析出，随水汇入淡水湖，这些胶体在氧化、还原和生物作用下与有机物混合形成鲕状、豆状、饼状或透镜状铁矿夹层。其形成过程如:
第四纪地质学与地貌学
图 4-50 湖泊水体水温分层与上下对流(据任美锷，1975)
湖成铁矿一般规模不大，不稳定，常含 Mn、P、S 等杂质
有机质沉积物 在温暖湿润气候区，湖泊中生物比较繁盛，有植物、藻类、软体动物、微生物等，这些生物死亡后，堆积在湖底还原环境中，与粘土淤泥一起组成含有机质的沉积物———淤泥(腐泥)(sapropel)和泥炭(peat)。另外，湖泊周边入湖的水流也能提供一些有机质，在适当的环境中沉积到湖底并保存下来。湖泊的有机质沉积和保存还受湖泊的还原环境影响，其还原环境既可以由水体长期流动不畅引起，也可以由季节性水温变化导致。温带湖泊的水循环和还原环境的形成与湖水一年四季水温变化关系密切: 在春季(3 月)，湖泊从冻结(低于 4℃)状态 开始融 化，水 体 增 温(达 到4℃ )，表层水密度增大(4℃ 时水密度最大 ρ = 1g / cm3)，与底部低温、低密度水形成密度差而产生对流(图 4-50)，含氧水遍及湖区，有利于生物生长，但生物残骸很快氧化，不利有机质堆积。夏季(7月)湖泊表层水增温高于 4℃，水密度变小，而下层水温较低、密度较大，从而导致水体分层，终止上、下水体对流，底部处于缺氧状态，引起生物死亡，并放出 CO2和 H2S，这个时期表层水体富氧而生物茂盛，下层水体缺氧有利于有机质保存，是有机质沉积的有利时期。热带和寒带湖的水温变化与分层现象不及温带湖明显，热带湖泊多为缺氧环境，亚热带湖泊可能有冬季水温分层。湖泊有机堆积物按其含碳量分为有机质淤泥(含碳量 ＜ 20%)、腐泥(含碳量20%～50% )和泥炭(含碳量大于 50% )。腐泥可分为碎屑质腐泥、粘土腐泥和石灰质腐泥，碎屑质腐泥形成于近岸地带，为一些高等植物和硅藻的残骸堆积所形成; 在较寒冷的气候条件下大量硅藻堆积形成硅藻土; 粘土质及石灰质腐泥是由低等的水藻残体为主构成的。在淡水湖沉积中，有机沉积物以夹层或薄层或透镜体产出，若湖泊发展到沼泽化阶段则形成大规模泥炭。泥炭经过一系列的物理化学作用可转变为煤。
2. 咸水湖沉积
干旱气候区的湖泊多为闭口湖，水体很少有外泄，主要消耗在蒸发上。湖水长期处在蒸发量大于补给量的情况下，湖泊逐渐萎缩，水体盐度不断增大，发展成咸水湖，甚至盐湖。在湖水逐渐咸化过程中，不同溶解度的盐类逐步依次析出沉淀下来，先是溶解度小的碳酸盐沉淀，然后是溶解度稍大的盐类沉淀，沉淀顺序大体为碳酸盐→硫酸盐→卤化物，最后湖泊干涸，被风成砂覆盖消失。因此干旱气候区湖泊化学沉积及演化可以划分为四个阶段(图 4-51)。
图 4-51 干旱气候区湖泊化学沉积及演化阶段(据 M. T. 瓦良什科; 转引自汪新文等，1999，修改)
碳酸盐湖阶段 碳酸盐湖，也称碱湖，或苏打湖，是淡水湖向盐湖演变的第一阶段。湖水在咸化的过程中，含重碳酸钠和微量钾、镁、钙的碳酸盐首先沉积，形成方解石(CaCO3)、白云石(Mg(CaCO3)2)、苏打(Na2CO3·10H2O )、水 碱(Na2CO3·10H2O )和天然 碱(Na2CO3·NaHCO3·2H2O)。在内蒙古、吉林和黑龙江等省(区)有不少碱湖发育，如吉林省乾安县的大布苏碱泡子为碱湖，湖水很浅，冬季冻结时有天然碳酸钠晶体析出。
硫酸盐湖阶段 继碳酸盐湖阶段之后，湖水进一步咸化，水体变浅，溶解度较高的硫酸盐发生沉淀，形成石膏(CaSO4·2H2O)、芒硝(Na2SO4·10H2O)、无水芒硝(Na2SO4)等沉积物，常见石膏、芒硝与白云石和方解石等共生。这个阶段的湖又称苦湖，我国新疆和青海都有这一类湖泊的发育。
氯化物湖阶段 这个阶段的湖泊称为盐湖，湖水蒸发进一步浓缩，盐度很高，达到溶解度最大的氯化物析出阶段，沉淀形成石盐(NaCl)、杂卤石(2CaSO4·K2SO4·MgSO4·2H2O)、光卤石(KCl·MgCl·6H2O)和钾盐(KCl)等，代表咸水湖沉积的最后阶段。我国青海柴达木盆地的茶卡盐池、柯柯盐池和察尔汗盐池等都属于这一阶段的盐湖。若湖水中含有硼酸盐，则可形成硼砂(Na2B4O7·10H2O)，青藏地区就有这一类硼砂湖，是硼矿的重要来源。
沙下湖阶段 在盐湖阶段之后，湖泊水体全部干涸，为固体盐类充填，盐层被风成碎屑(沙)覆盖，成为埋藏的盐矿床。这是干旱气候区湖泊演化的最后一个阶段。
3. 玛珥湖沉积
玛珥(maar)的原意是居住在莱茵地区的德国人所指的有水的湖泊和沼泽，后来德国科学家 Steininger(1921)把德国西部 Eifel 地区一种第四纪圆形的小火山口湖的特殊火山类型定义为玛珥。玛珥有一个比较复杂的结构(图 4-52)，包括环形壁(ring wall)、火山口沉积物(crater sediments)、火山筒(diatreme)和馈浆通道(feeder dyke)。玛珥的形成可以分为两个阶段，第一个阶段是喷发期过程，在这个阶段深部的岩浆上涌，与地下水相互作用产生强烈的爆炸喷发，这样的过程可能会不断重复，直到岩浆耗尽或没有更多地下水参与而终止，在地表形成一个火山口坑; 第二个阶段是喷发后过程，火山口坑形成后，如果坑底切到地下水面，或大气降水汇聚到火山口坑中，就积水成湖，即玛珥湖(maar lake)。玛珥的地貌形态不稳定，喷发后受重力和外力作用常发生改变，在重力作用下，较陡的火山口坑壁发生滑动和塌陷，玛珥湖由于沉积而变浅，并演变为沼泽，乃至干涸，形成地貌上的低洼地。
玛珥的初始形态一般为圆形或近圆形，多数玛珥的直径在 750 ～1750m 之间，深度为 36 ～245m，深度与直径之比近似于 1∶ 5。随着玛珥的变老，沉积物不断充填，深度逐渐变浅，而直径常常扩大。玛珥湖可分为四类: 空型，刚刚形成不久，无水也无沉积物; 湖型，积水，有沉积物，如我国的湖光岩; 沼泽型，湖水近枯，沉积物呈泥状，表层有草甸覆盖; 干枯型，无水，表面为耕地或杂草丛生，在地貌上为洼地，如雷州半岛的田洋。
图 4-52 玛珥系统结构图(据 Buchel，1993; 转引自刘嘉麒，1999)
图 4-53 Meerfelder 玛珥湖沉积物中典型的有机年纹层(据 Poth and Negendank，1993; 转引自刘嘉麒，1999)
由于玛珥湖是一种封闭的湖泊，湖水主要来自大气降水和地下水，沉积物来自湖泊周边、大气降落、地下水带入，因此玛珥湖形成了一个相对独立的生态系统，对古环境研究非常重要。玛珥湖的堆积物充填是玛珥演化的一个重要过程，充填物包括重力作用滑落的碎屑物质、水体沉积作用形成的纹泥沉积物，以及发育后期的沼泽堆积物。其中玛珥湖的纹泥沉积尤为重要，是古气候的天然记录器。玛珥湖的纹泥沉积物质颗粒小，富含有机物，年纹层发育，具有一年四季的变化(图 4-53)，并形成很好的旋回。在中国也有大量的玛珥湖发育(表 4-4)。
表 4-4 中国主要的玛珥湖