湖泊地质作用.ppt

1、第十章 湖泊及沼泽的地质作用,第一节 湖泊（Lake）概述,一、湖泊的成因类型 内力地质作用形成的 外力地质作用形成的,（一）内力地质作用形成的,由地壳构造变动形成的湖盆贮水而成的湖泊。形成方式有两种： 由于局部地壳下凹形成的湖盆，如我国的太湖、鄱阳湖等。这类湖泊的外形不规则，规模较大，湖盆中的沉积物厚度较大 沿地壳运动等产生的断裂下陷而形成的湖盆贮水而成，这类湖盆多呈窄长形，其边缘轮廓较平直，湖水较深 。如云南滇东的滇池、死海、贝加尔湖,1、构造湖,太湖,鄱阳湖,滇 池,死海,2、火 山 湖,火山湖是由火山作用形成的火山口贮水湖盆 中朝边境长白山顶主峰白头山上的天池 火山喷发溢出的熔岩堰塞河

2、流或其它水域，可形成熔岩堰塞湖，五大连池就是因火山熔岩流阻塞了纳漠尔河的支流后形成的堰塞湖,长白山天池,五大连池堰塞湖,牡丹江镜泊湖 （堰塞湖）,（二）外力地质作用形成的,河流截弯取直后被遗弃河道形成的牛轭湖 冰川的刨蚀作用形成的湖盆冰蚀湖、冰碛湖 风蚀作用和风积作用形成的风成湖盆积水形成的风成湖 浅海海湾由于沙坝或沙嘴的生长逐渐合拢，把海水隔开来可以形成泻湖 岩溶地区因溶蚀塌落可形成岩溶湖,牛轭湖,冰碛湖,敦煌月牙湖,二、湖水的来源、排泄及其化学成分 1、湖水的来源： 湖水主要来自大气降水、地面流水和地下水，其次是冰川融水和残留海水。 2、湖水的排泄：湖水通过蒸发、流泄和向地下渗透三种方式而

3、排泄。 干旱气候区多数湖泊无出口（称为不泄水湖或内流湖 ），湖水主要以蒸发方式排泄。 潮湿气候区多数湖泊有出口（称为泄水湖或外流湖 ），湖水主要以流泄方式排泄。,3、湖水的化学成分 湖水中含有的大部分元素呈离子、胶体质点或气体状态存在。含有的主要离子为HCO3-、SO42-、Cl-、Mg2+、Na+、K+。 溶于湖水中的气体主要为O2及CO2，某些湖中还含有H2S等气体 。 潮湿气侯区泄水湖的湖水成分中常含较多的Ca（HCO3）2和有机质； 干旱气候区不泄水湖泊的湖水成分中常含多量的NaCl、Na2SO4等，有机质较少。,据湖水中含盐量的多少，可把湖泊分为：含盐量低于0.3的淡水湖； 含盐量为

4、0.31的微咸湖； 含盐量为124.7的咸水湖； 含盐量高于24.7的盐湖。 一般来说，潮湿气候区泄水湖泊常为淡水 湖，干旱气候区的不泄水湖常为咸水湖或 盐 湖。,三、湖水的运动,运动方式：波浪、湖流、浊流等 波浪是由风或不均匀的气压作用造成的。 湖流主要是由风引起的，有些湖流受湖泊注入和排出水流的定向流动控制，其流速一般仅为数cm/s,所产生的动能较弱。 浊流是一种载有砾石、泥沙等大量悬浮物质的高密度水下重力流，呈整体悬浮搬运。见于深水湖盆 湖水由于上下水层温差，可以产生对流运动,四、湖泊分布特点 世界最大的湖泊是原苏联的里海，为咸水湖，面积达436340km2； 世界最深的湖泊是俄罗斯的贝

5、加尔湖，深1640m； 最高的湖泊是我国西藏高原的纳木错湖，湖面海拔4718m； 最低的湖泊是巴勒斯坦、约旦两国间的死海，它的水面比海平面低395m； 最多湖泊的国家是芬兰，有55000个湖泊。,西藏纳木错湖,我国最大的淡水湖是鄱阳湖，洪水期湖面积为5160 km2，枯水期湖面积为2780 km2； 我国最大的咸水湖是青海湖，面积约4450 km2 河成湖多分布于东部地区； 冰成湖主要发育于青藏高原； 岩溶湖多分布于西南部岩溶发育地区； 风成湖多分布于西北和内蒙的干旱气候区等 。 青藏高原是我国湖泊面积最大的省区。,第二节 湖泊的地质作用,一、湖泊的剥蚀和搬运作用 湖泊的剥蚀作用包括机械冲蚀、

6、磨蚀和化学溶蚀等方式，其中以机械剥蚀为主 湖蚀主要是由波浪运动引起，波浪越大，湖蚀作用越强，它主要发生在湖岸带 大湖的湖岸在湖浪的冲击和磨蚀下可形成湖蚀洞穴、湖蚀凹槽，湖蚀崖等地形。湖蚀崖逐渐后退可形成湖蚀平台,湖蚀的产物以及由入湖河流等各种外力带来的物质（主要是碎屑物）被湖流、岸流、浊流等动力向湖心方向搬运，并在适当部位沉积下来,二、潮湿气候区湖泊的沉积作用 分为：机械的、化学的和生物的沉积作用 （一）机械沉积作用 沉积于湖泊中的碎屑物质，主要是由地面流水带来的，少量是由湖浪对湖岸的冲蚀产生的。 沉积物的数量及特点与周围地形、注入水流的径流量有密切关系,当地面流水流入湖泊后，由于流速下降，使

7、所携带的碎屑物质按颗粒粗细、比重大小而先后沉积下来，在沿岸一带沉积较粗的砾、砂，并形成湖滩、砂洲、砂坝及砂咀等堆积地形，在河流入湖处也形成湖滨三角洲； 较细的粉砂及粘土等则被搬运到湖心堆积下来。一些粒微质轻的物质则漂流到湖心；形成具有明显水平薄层理的泥质沉积物-湖泥。,湖泊的碎屑沉积常呈环带状分布的特点,湖滨和近河口沉积湖心沉积，由粗碎屑物质细的碎屑物质，即砂砾岩砂岩粉砂泥岩泥岩。 湖滨深湖底，由氧化环境还原环境； 沉积物颜色由浅（浅灰） 深（深灰、灰黑色）,（二）化学沉积作用,潮湿气候区，气温较高，水量充沛，化学和生物化学作用显著，元素的活动性也较强，组成盐类的易溶元素，如CI、S、K、Na

8、、Ca、Mg等能呈离子状态被地面流水和地下水带入湖中。 一些活动性不强的元素，如Si、Mn、P、Fe、AI等，以及某些微量元素也可以呈胶体状态由各种水体带入湖泊中。,各种化合物的沉积方式有： 1、以化学或生物化学方式沉积 碳酸钙的沉积： 当重碳酸钙Ca（HCO3）2溶液被带入湖后，在适当的温度、压力条件下，并因生物吸收了水中的CO2，使碳酸钙过饱和而沉积下来。 Ca（HCO3）2CO2CaCO3H2O 重碳酸钙,重碳酸钙与生物遗体所分解出的氢氧化铵 NH4（OH）等发生反应，也会使一部分碳酸 钙沉淀下来 ： Ca(HCO3)2+2NH4(OH)CaCO3+(NH4)2CO3+2H2O 铁的沉积

9、： 当以Fe（HCO3）2形式进入湖水时，则因生物化学作用而形成氢氧化铁，其反应过程如下：4Fe(HCO3)2+O2+2H2O4Fe(OH)3+8CO2 氢氧化铁,（湖铁矿）, 在弱氧化环境下，造铁细菌往往吸取了重碳酸铁Fe(HCO3)2中的CO2，导致菱铁矿（FeCO3）的沉积 ： Fe(HCO3)2 FeCO3+H2O+CO2 细菌作用 菱铁矿 深水湖底由于生物遗体分解产生H2S的聚集，形成还原环境，导致黄铁矿沉积 Fe(HCO3)2+2H2SFeS2+3H2O+CO2+CO 锰、铝的沉积：一般认为与腐殖质的作用有关,2、以胶体凝聚的方式沉积 呈胶体状态的氧化铁进入湖泊后，因湖水pH值与河

10、水不同，或因电荷中和导致胶体凝聚而沉积，形成鲕状的赤铁矿或肾状、钟乳状、致密块状的褐铁矿。,（三）生物沉积作用,生长在湖滨的乔木及浅水中的草本植物以及生活在淡水或微咸水中的漂浮生物、游泳生物、底栖生物和低等的菌类 这些生物死亡后，它们的遗体大量堆积在湖底，与泥质沉积物等混杂在一起,成为富含有机质的沉积层。这种沉积层却是形成煤、石油、油页岩等可燃有机矿产的原始物质,堆积在湖底的生物遗体，在缺氧和富含H2S的还原环境下，经过细菌的分解作用，使富含脂肪和蛋白质的有机质遗体分解成富含碳的有机物质，并与泥质混合形成腐泥，埋藏于深处并被大量沉积物覆盖的厚层腐泥，在还原条件下，经细菌的分解，和在地温（一般认

11、为约50-200或300）及压力约为3107Pa左右的环境下，有机质逐渐分解和合成为碳氢化合物（烃类），之后经历了复杂的物理、化学变化，可转化为石油和天然气。,石油与天然气的成因理论,生油理论,碳化物说,宇宙说,高温生成说,有机成因说,生油理论,地球形成之初温度很高 碳、铁呈液态 Fe+C-FemCn,1碳化物说,地球冷球之后，碳化铁保存在地球深处,如果地表水沿地壳裂隙向下渗透，与碳化铁作用，生成烃,3FemCn+4mH2OmFe3O4+C3nH8m,烃类不断聚集 油田形成了,烃类上升到 地壳岩石中,宇宙之中有许多烃类物质,地球呈熔融状态时，烃被包含在它的气圈中,2宇宙说,烃被岩浆吸收，凝结于

12、地壳中而成石油,地球冷凝,3高温生成说,150公里的上地幔,温度超过1200C、压力5000MPa，,由于FeO及Fe3O4参与,H2O、CO2还原而成烃类,无机成因学说认为： 石油不是由有机质形成的,有机成因说,有机成因说主张油气是在地质历史上由分散在沉积岩中的动物、植物有机体转化而成。 已经证实，绝大多数油气田都分布在沉积岩中；极少数岩浆岩和变质岩中的油藏也同附近生油岩有关，是油气侧向和垂向运移聚集的结果。至于基性岩浆中只含有0.5%碳，并且至今尚未证明它们能否形成碳氢化合物。所以，指导世界油气勘探实践的，是现代石油有机生成学说。,三、干旱气候区湖泊的沉积作用,碎屑沉积物主要由地面流水带入

13、，多为粉沙和粘土质物质，它们沉积在湖心部位 ，洪水季节可带入较粗的碎屑物质 生物作用较弱，在其湖泊中生物的沉积作用居极次要地位 在干旱气候区的湖泊中化学沉积作用占显著地位,干旱气候区湖泊的化学沉积作用,由地面流水和地下水搬运至湖中的物质以易溶盐类为主，如K、Na、Ca、Mg的氯化物、硫酸盐、碳酸盐等。随着湖水的不断蒸发，湖水的含盐度会逐渐加大，可演变为咸水湖或盐湖 在盐湖中，由于水分不断蒸发，湖水浓缩，使某些盐类达到过饱和状态，盐类便可析出沉淀在湖底形成盐层 如果气候继续变干，加上湖泊的机械沉积作用，湖水会逐渐变浅以至干涸，形成季节性有水的干盐湖,每当旱季，湖水蒸发、盐类结晶沉淀，形成一定厚度

14、的盐层；洪水来时带入的泥沙覆于盐层之上，如此反复，便形成盐湖沉积中盐与泥质互层的特点 根据盐类从溶液中结晶出来的顺序将盐湖沉积分为四个阶段：碳酸盐阶段 硫酸盐阶段 氯化物阶段 沙下湖阶段,1碳酸盐阶段 ： 湖水在逐渐咸化过程 中，溶解度较低的碳酸盐可先达到过饱和 而结晶沉淀，形成以方解石（CaCO3）为 主的碳酸盐软泥，继而发生沉淀的是镁、 钠的碳酸盐，形成白云石MgCa(CO3)2、 苏打（Na2CO310H2O）、 天然苏打 Na2CO3NaHCO32H2O）等碳酸盐矿物。 或硼酸盐矿物。 称咸湖或苏打湖,2、硫酸盐阶段： 湖水进一步咸化，深度变浅（一般深度为0.05-0.5m），溶解度较

15、大的硫酸盐也可以达到过饱和并沉淀下来，形成石膏（CaSO42H2O）、芒硝（Na2SO410H2O）、无水芒硝（Na2SO4）等硫酸盐矿物。称苦湖,3、氯化物阶段 ： 湖水不断浓缩可以形成天然卤水（含盐量50%o）。这种卤水可以直接开采。当氯化物达到饱和时可析出石盐（NaCl）、钾盐（KCl）和光卤石（KMgCl6H2O）等氯化物矿物。此类湖泊称盐湖（Salt lake）或氯化物湖。干旱季节形成干盐湖,4、沙下湖阶段 ： 当湖泊全被固体盐类填满，全年都不存在天然卤水，盐层之上通常被碎屑沉积所覆盖，成为埋藏的盐矿床，盐湖的发展即停止。,第三节 沼泽的地质作用 沼泽的成因主要有两类： 一类是湖泊的

16、沼泽化，它形成于湖泊发展的晚期，是在湖泊淤塞过程中形成的。 另一类是由陆地沼泽化后形成的，如在河漫滩、阶地或泛滥平原、三角洲等 ，因长期滞水，发生沼泽化 。,早期：湖滨很少沉积物,中期：由于三角洲发育湖滨开始形成沼泽,晚期：三角洲扩大形成连续的湖滨沼泽,湖泊淤满，全为沼泽代替,沼泽的沉积作用及煤的形成 沼泽的沉积作用以生物沉积为主，同时也有碎屑沉积。 从植物遗体的堆积到形成煤层，经历了泥炭化作用和成煤作用两个阶段。,在沼泽中生长的嗜湿植物不断地繁衍和新陈代谢，植物遗体不断在湖底或沼泽中堆积，有些部分被泥沙掩埋，处于下部的有机质在还原环境和空气不足的条件下，受到细菌的菌解作用，可以形成多水和富含

17、腐植酸的腐植质。腐植质进一步分解，氢、氧相继挥发后，碳的含量相对增高，最后可形成含碳量达59%的泥炭。由植物遗体到形成泥炭的这一过程称为泥炭作用。,泥炭在上覆沉积物的压力和温度（约在70以下）作用下，经压实、脱水、胶结和碳化作用，可转变成褐煤（含碳量为69%）。褐煤继续在地内温度和压力的影响下，使腐植酸完全消失，转变为具明显光泽和微弱粘结性的烟煤 (含碳量为82%)。如果烟煤继续受到温度和压力的影响，可转变为无烟煤（含碳量为95%）。这种由泥炭转变成煤的作用过程，称为成煤作用。,从成煤的时代来看，其中以石炭纪、二叠纪、侏罗纪、第三纪为主要成煤时期。煤质在时代上也有一定的规律。第三纪的煤层，多为褐煤；中生代以烟煤为主，古生