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第十六章湖泊及沼泽的地质作用湖泊(1ake)与沼泽(swamp)是大陆上的重要沉积场所，其中往往堆积有众多的矿产资源。
在地质历史中湖、沼沉积有广泛分布，湖泊的沉积物类型与气候有较大的关系，因此可以通过地层中湖泊沉积的特点了解古地理和古气候情况。
第一节湖泊概述一．湖泊概况湖泊——陆地上的积水洼地。
湖泊在其发展过程中，常因淤积转变为沼泽。
湖＋沼总面积占全球大陆面积的4.1%。
湖泊遍布世界各地，其总面积为270万km²，约占陆地总面积的1.8％。
世界上湖泊最多的国家是北欧的芬兰，共有湖泊五万五千多个，占该国面积的8％，有湖国之称。
湖泊规模不等，世界最大的湖泊是原苏联的里海，为咸水湖(salt water lake)，面积达436 340km²。
世界第二大湖是北美的苏必略尔湖，为淡水湖(fresh water lake)，面积达88 627km²。
世界最深的湖泊是俄罗斯的贝加尔湖，水深达l 620m。
湖泊所处位置的高低相差悬殊，最高的是我国西藏高原的纳木湖，湖面海拔4 718m。
最低的是巴勒斯坦、约旦两国间的死海，它的水面比海平面低395 m。
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。
湖水的来源深受气候和地形的影响。
一般情况下，位于高处的湖泊，如山顶的火山口湖，主要靠大气降水；位于低洼处的湖泊，其水源除大气降水外还有地下水；温湿气候区的湖泊，湖水主要来源于河水与大气降水；干旱、冷湿气候区湖泊的湖水来源以冰雪融水和地下水为主。
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排泄。
干旱气候区多数湖泊无出口，湖水主要以蒸发方式排泄。
潮湿气候区多数湖泊有出口，湖水主要以流泄方式排泄。
一般将有出口的湖泊称为泄水湖(sluicing lake)或外流湖(external lake)，无出口的湖泊称为不泄水湖或内流湖(basinal lake)。
第十一章湖泊和沼泽的地质作用目的要求湖泊与沼泽可以接纳由地表流水、地下水、风、冰川和火山作用带来的各种物质，以及大量生物繁殖的生物残骸。
因而，湖泊是大陆上重要的沉积场所。
要求学生了解湖泊的成因和类型，了解湖泊的剥蚀和搬运作用，掌握湖水的沉积作用和沉积物的特点；掌握湖泊和沼泽的生物沉积作用的特点和产物特征；以及了解油页岩和煤的形成。
课时：4学时授课内容一、湖泊的成因和湖水状况二、湖泊的地质作用(一)湖泊的剥蚀各搬运作用(二)湖泊的沉积作用三、湖泊和沼泽的生物沉积作用重点湖泊的沉积作用，湖泊沉积作用的产物是本节的重点。
难点湖泊和沼泽的生物沉积作用学生难以理解。
可借助一些典型的实例，并通过多媒体教学手段进展讲解。
教学方法利用多媒体等以讲授为主，结合局部实地照片进展说明。
讲授重点内容提要一、湖泊的成因和湖水状况(一)湖泊的成因1、区域性地壳下降：如太湖、洞庭湖、鄱阳湖等，一般规模大。
2、断块陷落形成：如滇池、洱海、贝尔加湖、邛海等，多呈长条形。
3、火山活动形成：如天池，一般规模较小，呈圆形。
4、外动力地质作用：如牛轭湖、冰蚀湖、泻湖、岩溶塌陷湖等，一般规模较小。
(二)湖水状况1、湖水来源：降水、地面流水和地下水的补给，少数来源于冰雪融水和海水。
2、湖水的排泄：湖水通过蒸发、流泄和渗透消耗湖水。
按有无泄水中口，可分不泄水湖和泄水湖。
‰‰—25‰)、咸水湖(大于25‰)、盐湖(250‰)。
(三)湖水的动力和海水一样，仍有湖浪、潮流、湖流等。
二、湖泊的地质作用和搬运作用(一) 湖泊的剥蚀作用湖泊的剥蚀〔湖蚀〕作用包括机械冲刷、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、退流、浊流等动力向湖心方向搬运，在适当部位沉积下来。
沼泽的前身是
沼泽的形成通常与湖泊或河流有关。
沼泽是一种湿地类型，它的前身可以是湖泊、河流、或者其他水体。
以下是沼泽形成的一般过程：
1. 湖泊沼泽：一些湖泊逐渐填满了有机物质、泥沙和植物残体，导致湖泊变得浅滩。
随着时间的推移，这些浅滩上的植物继续生长，形成湖泊周围的湿地区域，最终发展成沼泽。
2. 河流沼泽：河流经过某些区域时可能会减缓，使得河道周围的植被有机会生长并积累。
这样的积累可以逐渐形成沼泽地区，特别是在河流流速减缓、植物生长繁茂的情况下。
3. 植被扩展：植被的生长和死亡在湖泊或河流周围逐渐积累，导致地表高程逐渐升高，水体逐渐被植被填满，最终形成沼泽。
总体而言，沼泽的形成是一个渐进的过程，涉及到水体中有机物的积累、植被的生长、以及地形的变化。
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关于湖泊—沼泽相互演化模式的探讨一陆地大循环系统.一,现有模式的讨论陆地沼泽化和水体沼泽化是沼泽形成的两种基本途径,湖泊褶泽化过程又是水体沼泽化的一种主要方式.苏联着名学者B.P.威廉士和B.H.苏卡乔夫首先提出的湖浓沼泽化演变模式,长期以来披认为是这方面的经典理论.这一理论将湖泊滑泽化的规律表述为:当一个湖泊生成后,湖滨开始生长沼生及水生植物,伴随着其下部腐泥和泥炭不断加积,湖水变浅,植物逐渐侵入湖心,最后,湖泊消失,变成一片沼泽地(圈1).依据上述模式,沼泽化过程是在湖泊形成之后发生的,并且开始于岸边,故湖底泥炭年龄亦由岸边向湖心依次年轻.为讨论方便,笔者称这种模式为”岸边侵入式”.这种模式是客观存在的,在中国亦有大量例证,如若尔盖高原沼泽区的哈丘湖和错拉坚湖的沼泽化过程等.但这种经典模式并不能解释另一类湖泊的沼泽化过程,在这类湖泊中,中央深水区不但沉积了在垂直方向上连续分布的泥炭层(曾经历沼泽化的证明),而且其生成时代亦与经典模式相反,中央图-t圆.固团s图1经典时湖泊沼泽化过程综合图在着一个古沼泽化阶段,而且沼泽化过程又伴随着湖泊化过程.因此,湖泊沼泽化过程并不像经典模式那样简单,经典模式存在着不完备性.二,例证分析)洱源县西湖是一个典型的沼泽化湖泊,位于云南省西部罗坪山东侧(26.N,100.E),属于点苍山大断裂控制下形成的断陷湖.罗坪山海拔3000余米,由古老的玄武岩和变旺睡】圈2衄皿3目国5图2洱源西湖地貌及沼泽发育环境Fig.2ThelandformandtheⅢir0ⅡⅢtof swampinXihuLakeofEryuanCountyI.中山;2.山前冲洪积平原;3.湖积一冲积平原;4.冲积平原;5.沼泽.质岩组成,湖的西侧仍见断层崖遗迹.由于东岸有小河汇人,不断淤积,故东岸缓浅而西岸较陡.全湖平均深度为2m,最深达I2m.湖中有I2个小岛和两个半岛(中登,张家登)由东岸伸向湖中(图2).目前,湖的北岸,东岸和南岸及各岛全部招泽化,水深Im以内以芦苇沼泽为主,十分茂盛,株高达3m.水深1—3m主要是眼子菜沼泽,水深>3m无沼泽发育,仅有馓齿眼子菜和金鱼藻等沉.水植物.可见,这种分布格局符台经典的湖泊沼泽化模式,水深3m以上的湖区是不可能有沼泽植物大量生长并发育厚层泥炭的.但据我们和其他学者在该湖实际钻探的结果,在水深超过3m直到7—8m深处的水域,都钻到厚层湖底据炭层.以张家登岛西侧C..号钻孔为例,地层剖面如下(由上而下).(1)湖水,深度0—2.70m.(2)黑褐色据炭,含半腐朽植物根系,夹小灌木残段,台极少砂砾.深度2.7—5.40m.(3)褐黑色泥炭,深5.4O一7.50mo(4)黑色泥炭,分解度约50%,含极少半腐朽根系,深7.5O一9.60mo(5)黑褐色泥炭,含较多半腐朽根系,深9.60—1O.50m.(6)黑色泥炭,质纯,无根系痕迹,深l0.50—12.30m.(7)褐黑色泥炭,含极少半腐朽根系,深1O.3O—l2.90m.(8)黑色泥炭,质均,无根系,粉末状,深l2.9O—I3.20m.(9)黑色泥炭,含微量腐泥,含半腐朽植物根系残体,深13.2O—l4.50m. 由于人力钻所限未揭穿基底,泥炭层下限不明.该孔剖面说明,西湖底部的泥炭层相当隙厚,估计可达20m左右,且泥炭的分解度,I)1981年夏,长春地理研究所副研究员赵魁兑与笔者共同考寮该湖,本文引用了共同取得的部分资料5期孙广友:关于湖泊一沼泽相互演化模式的探讨矿质含量及种类在垂直方向上变化频繁.,证明泥炭是在水陆环境不断交替的条件下形成的,当时西湖的古地理环境应是一片地势低洼,积水甚浅或过湿的沼泽景观.这也为本孔及临孔的孢子花粉分析结果所证实.与作者等对该湖泥炭考察的同时,中国,澳大利亚第四纪合作研究队在湖中先后布景了l1个钻孔和8个探孔.综台已有钻孔资料,绘制出湖盆泥炭剖面图(图3)o小图3洱潦西湖泥炭层剖面Fig.3ThepeatprofileintheXihuLakeofEryua~County图3表明,厚层泥炭填满整个湖盆,泥炭层是连续沉积的,并不像经典模式(图1)所表示的那样,湖盆中央区仅存在一个厚层腐泥层(图1一A)——真正的湖相沉积.其次,西湖的泥炭层经放射性”C测定,其形成时代是湖中央深水区老于边缘;湖中央底部老于其上部.最早>15000年,表明自晚更新世以来泥炭是连续沉积的,这种沉积模式亦与经典模式的演化方向相反.上述事实说明,西湖的泥炭层是在与经典模式不同的另一种模式控制下形成的:西湖的原始陆地由于地壳沉降而变成一片洼地,由此导致沼泽的发育并积累泥炭.之后,随着地壳不断地缓慢沉降,保持了它的沼泽环境,泥炭不断加积.并且随着湖区范围扩大,图4小海子湖盆泥炭剖面图FiThepeatpro{ilofthcxiaohiiL4keiNgh”gc.ty1.漂浮沼泽;2.承屡;3.湖相腐汜层;’.{魍相腐记甚;5.驶积碎屑;6-砂;7-钻孔o1)林绍盂,1983滇西北西{魍地区晚更新世以来的植被研究.2)同脚注I)3)夏玉梅,1983年.洱娠西掘泥炭屠孢子花粉分析报告.●88海洋与湖沼沼泽在水平方向上也不断向外扩展,在这种条件下,泥炭层具有补偿沉积性质.进人中全新世以来,湖盆地壳沉降加速,破坏了上述补偿沉积过程,积水加深,最终使沼泽化过程中止,终于演变成今日积水深达数米的湖泊,原来沉积的泥炭层被淹没于水下.此外,云南省宁浪县的小海子湖和竹地湖也是例证.两湖均呈圆形,直径800余米,嵌于低山丘陵之中.两湖均已极度沼泽化,仅湖的中央有稍深积水,最深3.5m.但经钻探结果,无沼泽植物的明水区湖底也堆积着泥炭层,小海子湖断面图如图4所示.图4说明,小褥子湖原系沼泽演化而来,其模式与西湖相同.三,陆地一沼泽一湖泊互相转化上述事实说明,在自然界中既存在着湖泊沼泽化过程,也存在它的可逆过程——沼泽湖泊化,其过程如图5所示.这里包括陆地沼泽化的准备阶段,如果条件适宜,由沼泽演化而来的湖泊又可向沼泽化方向发展,以致最后又恢复为一段非沼泽的陆地,完成陆地一沼泽一湖泊一沼泽一陆地大循环.图5沼泽湖泊化过程模式Fig.5Themodelofswampchaugeiatolake块碾始平坦陆地;b?地壳沉降,地表积水,陆地沼泽忧井沉积诧擞层;c?地壳沉阵加快,积水更漂,诏泽蘸围扩展,但中邮停止沼泽化,演变成湖泊.这里不难看出,经典的湖泊沼泽化模式是有其局限性的,除了火山堰塞作用,-强地震作用等以外,自然界有大量谰泊是在地壳缓慢沉降背景下形成的,这样就必然地先有一个沼泽化过程,而后才形成湖泊,在湖泊发展中又伴随着沼泽化过程.因此,陆地,沼泽,湖泊相互转化的大循环模式就具有更普遍的意义,经典的湖泊沼泽化过程被包含在这一大循环模式的后半段之中.沼泽湖泊化概念对指导在湖区寻找泥炭矿床显然具有重要的指导意义.-参考文献1]中国科学院长春地理研究所沼泽研究室,1983.三江平厦沼泽.科学出版社,68--70页.[2】施承熙,1963.陆地水文学原理.中国工业出版吐,2l3页.…5期孙广友:关于湖泊一沼泽相互演化模式的探讨489I3][{】[5】[61郎惠卿,租文辰,金树仁,1983.中国沼泽.山东科技出版社,167一l”页. 柴岫,郎枣卿,金树仁等,1965.着尔盖高原沼泽.科学出版社,3—15页.B.B.墟果洛夫斯基和C.且.穆拉堆伊斯基着,1958.湘沼学概论.科学出版社,165—169页.C.B.卡列斯尼克着,1960.自然地理学简明教程.商务印书馆,¨8一l20页.ASTUDYONTHEMODELOFLAKE—SWAMP INTER—EVOLUTIONSunGoangyoutChangchuallH.|GeoErap~y,Academia蕊’A~TRACTThetheorythatalakecanchangeintoaswamp(swampylake),regardedasclas sic,WaSproposedbvtheSovietUnionscholarsV.R.VilinmsandV.N.Sucarchof.Acco rdingtothetheory,afteralakeiSformed,theswampstartstOinvadeslowlyintOthecen terofthe1ake,resuhinginthefadingawayolthelake. ButnewdatawasfoundbytheauthorintheXihuLakeofEryuanCouo,tvY unn anPro-vince,China,thatalakecanalsoCOlliefrom8swamp.Thecenterpartofthe1a kewasOc—cupledbyswampbeforethewatergetstOOdeep.Followingthegradualdepre ssionoftheearthCr1.1~t(orclimatechange)alakegraduallytookshape. Takingintoconsiderationboththeclassica1theoryandfhenewmodel,theaut horpro—vldeshereasystematicmode1oftheevolutionofland-十8wamp-啼1ake-十swamp—÷1and.abig~irculallonreflectingthebasiclaw0fenvlrol’~ftentchange.。
