16第十五章 湖泊及沼泽的地质作用Word文档下载推荐.docx

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火山湖：

火山口为盆地形，积水成湖，白头山天池。

火山熔岩阻塞河流：

五大莲池。

②外动力地质作用形成湖盆

所有外动力地质作用都可形成湖盆，规模小、水浅、湖盆周围可保留一些相应的外动力地质作用的地形和沉积物。

河成湖：

河流截弯取直，牛轭湖。

河漫滩上洼地在海水泛滥后暂时性的湖。

冰蚀湖：

冰川地区尤其是大陆冰川地无，是由于冰的刨蚀作用在岩性软的地段形成洼地。

冰融后成湖。

３°

海成湖：

泻湖。

４°

风蚀湖：

水浅，易成为盐咸湖。

５°

溶蚀湖：

地面溶蚀洼地地下溶洞的坍陷。

自然界的湖盆成因往往不是单一的，而是多种地质作用的结果，例如：

世界上最大的淡水湖群，发育在北美（美国与加拿大交界处），由五大著名湖泊组成：

苏必利湖、伊利、安大略湖、密执安湖。

原先是构造运动形成的构造湖，而后又经过冰川的刨蚀作用改造而成。

由于湖盆成因不同，各类湖泊的分布反映了地质条件和自然地理情况。

我国：

青藏高原、山岳冰川

东部平原地区（湖北）。

西南，岩溶发育的地方。

风成湖：

西北、内蒙、干旱区。

2.．湖水的来源、排泄、化学成分：

1湖水来源：

1°

大气降水

地表水

地下水

冰雪融水，残留海水

湖水来源与湖盆所处的地形有关：

地势高（山顶火山湖）——主要是大气降水的补给。

低洼处——地下水补给（潜水、泉水）。

温湿区——河水。

寒冷地区——冰雪融水。

②湖水的排泄

蒸发、渗透、流泄三种方式向外排泄，有些湖泊有较固定的泄水口。

泄水湖（外流湖）——具有泄水出口，温、湿区常见。

不泄水湖（内流湖）——无泄水出口，干旱区常见。

当湖水补给≥排泄时，才能成为固定的湖泊。

间歇湖——雨季水充足时成湖，干旱时干枯。

③湖水的化学成分：

根据湖中含盐量不同划代为

淡水湖<

0.3%

微咸湖0.3－1%

咸水湖1-24.7%

盐湖>

24.7%

碱湖：

自然碱为主，方解石、白云石。

苦湖：

芒硝，石膏为主（硫酸盐类）。

盐湖：

食盐（氯化物）。

硼砂湖：

硼砂（硼酸盐类）。

河水冲淡

蒸发>

流入量

咸水湖

淡水湖

咸水湖：

同一湖水中的化学成分不是永远不变的，可以

随自然条件的改变，而发生变化。

湖水的化学成分与湖盆的岩性，注入湖的水成分有关，与气候土壤亦有一定影响。

潮湿地区

干旱区

咸水、微咸水湖

泄水湖

不泄水湖

Ｃa（HCO3）2

Nacl.Na2SO4

有机质多

有机质少

三、湖水的能量

（一）机械能量弱：

总的说来，湖泊中的水体处于较宁静的状态，

运动缓慢而微弱，产生的机械动力小。

湖水有类似于海水的波浪、潮汐、湖流、蚀流。

波浪——较海水规模小得多，水深>

20米，不受波浪的影响。

潮汐——仅距海近的湖（湖水受海水潮流的影响较大）。

湖流——也有水平、垂直、动力弱。

浊流——风浪影响小，入湖河流小，因此浊流规模小。

（二）化学能量强：

湖水中溶有一些气体O2、H2S、，电解质HCO3-、

SO4-2、Fe++等。

具有较强的化学活性，溶解或

分解一些元素。

若河流带入FeSO4

FeSO4+2H2S→FeS2↓+2H2O+SO2

（三）生物能量强，湖水宁静，尤其淡水湖泊适合各种生物的生存，湖中生活有各种动、植、微生物，他们的新陈代谢，可以改变湖水的化学性质PH、EH值，生物死之后遗体也是沉积物的直接来源。

2．湖泊的地质作用

湖泊机械动力小，因此剥蚀搬运作用弱，其作用与海岸相似。

湖蚀洞——湖蚀凹槽——湖蚀崖——波切台只是规模比海水小得多。

湖泊地质作用以沉积作用为主，湖泊的沉积作用类型过程及沉积物的特征与气候有很大关系。

因此，按气候区讲述沉积作用

一、潮湿气候区湖泊的沉积作用

1.沉积物来源：

河流带入

湖蚀岸边碎裂屑

风运物

（一）机械沉积作用

2.沉积物特征：

湖岸——湖心，机械沉积的碎屑物，有空间分异现象，平面

上呈同心带状。

湖岸相对动力强：

波浪、潮汐影响。

有类似于海岸的堆积现象，湖滩、砂咀、砂坝、湖滨三角洲。

主要是一些砂的沉积。

（少数砾石）。

粗

湖面

湖心：

水体宁静，主要是粉砂、泥的沉积。

重

湖泥

2°

冬季：

枯水期，颗粒细，颜色深、层薄。

夏季：

洪水期，颗粒粗，颜色浅，层厚

年层

气候的季节性变化对湖水机械沉积有较大的影响。

常年周期性反复沉积，形成无数年层叠加，称纹层。

（二）潮湿区湖泊的演化

潮湿区湖泊机械沉积作用兴盛，因此，湖内不断接受沉积，但湖泊的搬运能力弱很少被搬运出湖外。

这便使得湖面积逐渐减小→水浅→沼泽。

例如：

我国现代第二大淡水湖——洞庭湖，原为第一大淡水湖，就是由

于泥砂的不断淤积，面积逐渐缩小。

1941年S=5000平方公里

1980年S=2820平方公里数

流入洞庭湖的河流很多，每年带入并在湖中沉积的泥砂达1.3亿立方米，加高湖底2厘米。

（三）化学沉积作用

潮湿气候区水量充足，尤其在温湿、湿热的地区有着强烈的化学风化作用。

岩石各种组分被分解的彻底，除了易溶和较易溶元素如K、Na、Ce等可成为不溶盐类溶解于水中外，较难溶的元素象Fe、Mn、Ai、Si等也可呈离子式胶体形式。

这些金属阳离子在一定条件下可沉积下来，形成沉积矿床。

酸性降低

电性中和

Fe（OH）3胶体

Fe（OH）3↓褐铁矿

生物作用

分解氧化

（湖铁矿）褐铁矿

4Fe（HCO3）2+O2+2H2O

4Fe（HCO）3↓+8CO2↑

湖铁矿常呈块状，透镜状、分布在湖泊浅水地带及河流入湖口附近，与铁矿只生的还不Mn矿、铝土矿。

如：

江苏太湖的现代沉积中，有这种铁锰矿床产出。

山西鲁平第三纪地层中保留有这种矿。

在生物繁盛的地区，湖底一些有机质腐烂分解放出CO2、H2S形成了还原环境促使了一些化学反应，发生化学沉积作用，例如：

（黄铁矿）

Ｆe（HCO3）2+2H2S→FeS2↓+3H2O+CO2↑+CO↑

黄铁矿

FeSO4+2H2S→FeS2↓+2HO+SO2

（四）生物沉积作用

潮湿地区的淡水湖泊中，适合大量的生物存在。

各种植物（浮水、沉水、浅水、深水）

各类动物（底、爬、游泳、浮游）

大量低等菌类

遗髓为生物沉积作用提供了丰富的物质来源，成为一些非常有用的沉积物。

缺氧Ｈ２Ｓ

厌氧细菌分解

1．腐泥：

低等菌藻类沥青质＋湖泥→腐泥

（胶冻状））

Ｃ：

４０－５０％

Ｄ：

３４－４４％

Ｈ：

６－７％

ＮＤ：

<

6%

成岩作用

2.油页岩：

腐泥油质岩

大庆石油

>

4000米

200°

C

3.石油：

1500米深处

50°

C-200°

（物理化学变化）

腐泥

石油

缺氧

细菌（复杂的生物化学作用）

4.泥炭：

大量高等植物死后堆积

含碳<

６０％棕褐、褐黑色

泥炭＋ＣＯ２＋ＣＨ４

高温

高压

煤但腐泥形成煤的过程中，湖泊一般己转化为沼泽。

泥炭

5．硅藻土：

在气候较冷的淡水湖泊中，常生长有大量硅藻，死之后堆积可形成硅藻土。

生物沉积作用兴盛的湖泊，由于生物沉积的不断淤积

淤积水浅沼泽

二、干旱气候区湖泊的沉积作用

气候干燥，流入湖中水量小带入碎屑物质少，仅在洪水期可带入泥沙入湖，这里机械沉积作用弱，化学沉积作用相对较强。

同时，干旱区，湖水含盐度大，不利于生物生存，生物沉积作用弱。

（一）化学沉积

干旱气候区大多是无泄水口的咸水湖，同时这相地区的化学风化作用不彻底，咸水湖中的盐分以易溶盐类为主。

Ｎa、Ｋ、Ｃa、Ｍg、的氯化物硫酸盐、碳酸盐等（ＮaCl、ＫCl、NaOH、CaCO3、CaSO4、MgSO4）。

在强烈的蒸发作用下，湖水含盐度逐渐增大，最终达到盐份的过饱和而发生盐类结晶沉淀。

这就是干旱区化学沉积的主要类型。

不同的湖水中若含的盐类成分不同，沉积物也不同，但通常同一湖水中，含有多种盐类份，这样有不断蒸发的作用下，各盐类是按照溶解度的大小，相继结晶沉淀下来的，当然溶解度小的最先沉积，而溶解度大的最后沉积。

因此在这样湖泊中化学沉积有阶段性，不同阶段可有其相应的盐类结晶沉淀。

1．沉积的阶段性

碳酸盐沉积阶段

湖水蒸发的最阶段，溶解度最小的碳酸盐首先发生过饱和结晶沉淀。

Ca－Mg－Ｎa－Ｋ

CaCO3—（Mg、Ca）[CO3]2—Na2CO3·

10H2O—Na2CO3·

NaHCO3·

2H2O—ＫＣＯ３

石灰岩白云岩苏打天然碱碱湖

2°

硫酸盐沉积阶段：

碳酸盐结晶析出后，湖水继续蒸发进一步咸化，这时，溶解度更大的硫酸盐类，开始结晶沉淀。

ＣaSO4·

2H2O石膏

ＮaSO4·

10H2O芒硝苦湖

3°

氯化物阶段

湖水一步浓缩，溶解度很大的氯化物也不可发生沉淀，这是盐类沉积的最后阶段。

若湖水中含有硼酸盐时，同时可沉淀出硼砂：

Ｎa2B4O7·

10H2O

2.湖泊的沉积剖面

沉积的阶段性在垂直剖面上，有水平分带现象。

盐湖沉积后常被沙覆盖，成为埋藏的湖积矿床。

泻湖沉积

半隔绝

1．通过砂咀砂坝的缺口与海沟通。

2．涨潮时沟通落潮时隔绝。

海相环境：

与陆地湖泊不同，海水水体宁静。

泻湖特征

泻湖——砂咀、砂坝伸长并连接，构成滨海障壁，在靠陆地一方形成一个与外海半隔绝的浅水域。

泻湖中水的含盐度很不正常，有淡化泻湖与咸化泻湖之分：

淡化泻湖——潮湿地区，由于大量降雨，湖水逐渐淡化（含盐度降低）。

水的淡化是从表层开始的，当与外海沟通时，含盐度大的海水注入湖底。

导致了湖水上轻下重，上下无对流。

这就给湖底中心形成缺氧闭塞的环境，产生大量H2S，底栖生物无法生存逐渐绝迹，湖面上大量深浮动物死之后沉入湖底，并在还原中分解为有机质，最终成为黑色粘土沉积

３.沼泽的地质作用

一、.概述

（一）沼泽

——陆地上被水充分湿润，并有大量喜湿性植物生长及有机质堆积的地带。

我国沼泽分布广，面积达１１万平方公里。

沼泽主要分布在湿润气候地区，不论寒带、温带、热带都有。

（二）沼泽成因

1．湖泊沼泽比，潮湿区、泥砂淤积、生物沉积物淤积。

2．河流泛滥沼泽化三角洲河幔滩

3．海岸沼泽化

泻湖，海湾淤塞

潮坪区的潮上带、泥沼广布

4．泉水涌出的沼泽化终年潮湿

5．积水地的沼泽化

6．森林和草地沼泽化

二、沉积作用及矿产

沼泽中只有处于相对静止状态的小规模的水体，地质作用实质上只有沉积作用，而且主要是生物沉积作用。

两大类:

1．低等菌藻类→腐泥→石油→油质岩

2．高等植物→泥碳→煤

（一）.沼泽成煤

先决条件：

大量植物（高等植物具有本质素、纤维素）繁盛。

地史中成煤期一植物繁盛有关：

Ｃ－Ｐ孢子、裸子植物

Ｊ－棵子植物

Ｒ－被子植物

植物死之堆积后至转化为煤，可分为三个主要阶段。

1.泥炭阶段（第一阶段）

氧化、分解、合成

厌氧细菌作用

大量高等植物遗体堆积（本质互、纤维素）

腐植酸及腐植酸盐（较多水份）

＋泥砂＋矿物质→泥炭＋Ｈ２Ｓ↑＋ＣＯ２↑＋ＣＨ4↑

一些元素在此过程中逸出Ｈ、Ｏ，而另一些元素Ｃ，相对聚集，含量加。

泥炭中：

Ｃ60%

泥炭用途很广：

焦油、沥青、石腊、草酸等工业原料；

医疗、农业肥料。

我国泥炭分布主要在平原地区，最厚的可达7.6米，四川的公潘草地，目前仍有大量现代泥炭的堆积。

泥炭稠泥状，含一定水份，在泥炭堆积的过程中，伴随有地壳的缓慢下降，就会形成较厚的泥炭层。

地史中泥炭经常随着地壳下降及上覆沉积物的堆积被埋藏到地下一定深度的地方。

进入成煤第二阶段。

埋藏ＰＴ增大

压实、脱水、胶结、缘合、体积缩小

2、褐煤阶段

褐煤C：

60-70%

烟煤

C：

70-90%

高Ｐ、Ｔ

无烟煤

90-95%

褐煤

3、烟煤无烟煤阶段

ＰＴ加大

Ｈ、Ｏ.Ｎ减少，Ｃ增加

一般说来，越老地层埋藏较深，受Ｐ、Ｔ作用时期长。

我国成煤期Ｃ—Ｐ烟煤、无烟煤

Ｊ烟煤、无烟煤

Ｒ褐煤

Ｑ泥炭堆积

我国煤炭储量极丰富，世界前列（绝对储量）

煤田分布上，北方多、南方少，

我国的资源有南水北调，北煤南运之说法