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地質學
第一章 概論
第十二章 河流與河流的地質作用
第十三章 地下水
第十四章 風的地質作用
第十五章 冰川與冰川的地質作用
第十六章 湖泊和沼澤的地質作用
第十七章 海洋
第十八章 海水的地質作用 - 海水的剝蝕和搬運作用
第十九章 板塊構造學說
第十一章 地質圖與地質圖的判讀
第十章 地層與地質時間
第二章 我們居住的地球
第三章 礦物
第四章 岩石概論
第五章 火山與火山作用
第六章 風化和土壤
第七章 地質作用、地殼變動與構造運動
第八章 化石與古生物學
第九章 地殼與生物進化的歷程概述
第二十章 環境地質學
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16-2 湖泊和沼澤的地質作用
湖水相對河水等來說,是處於靜止狀態。但由於受風和日月引力等的作用,仍然不停地運動著,不僅其運動無一恆定方向。湖水運動及其對湖岸的剝蝕作用和搬運作用等都與海洋相似,僅規模較小,故此處僅介紹其主要的地質作用–沉積作用。 
 
沼澤與湖泊相比,不僅水淺而少,而且幾乎為停滯積水故沼澤的地質作用差不多只有沉積作用,並且是以生物遺體的堆積作用為主。
 
湖泊和沼澤的沉積作用明顯地受氣候的影響。沼澤僅出現在潮濕氣候區,而湖泊雖在各種氣候條件下均可出現,但在沉積作用的特點卻顯著不同。因此,湖泊和沼澤的沉積物尤其是化學和生物沉積物,常常是反映氣候條件的標誌。
 
1.湖水的機械沉積作用 
 
湖泊中的水體處於相對靜止狀態,沉積作用是其最重要的特徵。
 
湖水的機械沉積物主要來源於于河流和冰水,次要來源於湖岸岩石的破碎產物和風的吹入物。
 
湖泊從淺水區到深水區,由於靜水阻滯,沉積物機械分異非常明顯。從濱岸至湖心,沉積物由粗到細形成同心環帶狀分布(圖16-3),特別是在不泄湖中更是如此。在泄水湖的河流入口一端,常形成河口三角洲,粗碎屑堆積物向湖心方向作舌狀延伸,粒度的分異從入口端至出口端作半環帶狀分佈。

 
 
 
乾旱氣候候區湖泊的湖濱發育礫灘、沙灘、沙嘴、沙壩等;潮濕區機質含量豐富,呈深色。
 
湖泊沉積物主要發育水平及波狀層理,並有對稱波痕等層面構造,但在湖濱沉積中同樣具有斜層理和不對稱波痕、泥裂、足跡等層面構造(圖16-4)。

 


 
世界各地的湖泊,各自所處的地理位置、氣候條件、地質條件及水源補給等相差很大,因而湖泊的沉積特點也各不相同,沒有一個相對統一的沉積模式。
 
湖泊的壽命一般都比較短,乾旱地區的湖泊常因過量蒸發而消亡;潮濕地區湖泊則是由於泥沙的過量淤塞而消失。入湖河流河口三角洲不斷擴大,向湖心及兩側蔓延,形成湖積一三角洲平原,並可與鄰河三角洲相連接使湖水逐漸向中心收縮,逐漸演變為沼澤,最後可全部淤塞使湖泊消失(圖16-5)。
 
 


 
例如洞庭湖在泥沙不斷淤積下湖面縮小很快,1900年湖水面積約5000km2,現在只有2820km2。洞庭湖入湖河流很多,有湘江、資江、沅江、澧水四水流入,並有長江四口(松滋口、太平口、藕池口和調弦口)。這些江、河每年帶入洞庭湖的泥沙總量約156x106m3,其中近143x106m3來自長江。洞庭湖水從城陵磯流出長江時,僅帶出24x106m3泥沙,每年有132x106m3沉積於湖內,使湖底每年淤高2cm,由於每年湖區地面沉降l1.3cm,才延緩了洞庭湖的消亡過。
 
2.湖水的化學沉積作用 
 
湖水的化學沉積作用深受氣候的影響,不同氣候區的湖泊具有不同的沉積類型。
 
(一)潮濕氣候區湖水的化學沉積作用
潮濕氣候區化學風化和生物風化盛行,礦物分解徹底,易溶的鹽類(K、Na、Ca、M等)和難溶的元素(Fe、Mn、Al、Si、P等)呈真溶液或膠體狀態進入湖中。其中易溶鹽類難於在湖水中達到飽和隨泄水進入海洋中,難溶元素的離子或膠體在湖水中易於沉澱,成為湖水化學沉積的主要成分。
 
當有低價的Fe、Mn、Al等元素的溶液或膠體進入湖泊後,與湖水相混,進行電性中和或其他化學反應和生物作用而沉澱,形成相應的鐵、錳、鋁礦床,其中以鐵的沉穩最為重要。
 
在還原條件下可形成菱鐵礦和黃鐵礦。
 
 
在氧化條件下則有褐鐵礦生成。
 
(二)乾旱氣候區湖水的化學沉積作用
乾旱區湖泊的化學沉積是因為湖水不斷蒸發濃縮所致,湖水中所含各種元素具有不同的溶解度,隨著湖水濃度增大可按其達到飽和的先後順序依次析出,從而產生沉積物的化學分異作用。
 
按普斯托瓦洛夫提出如下的分異順序:
 
氧化鉛→氧化鐵→氧化錳→氧化硅→磷酸鈣→鐵硅酸鹽→菱鐵礦→方解石→白雲石→蘇打→石膏→硬石膏→芒硝→石鹽→鉀鹽→鎂鹽。
 
必須指出,上述順序中明顯分為兩部分,一部分是從氧化鉛至菱鐵礦;另一部分是從方解石至鎂鹽。前者多沉積在淡水或正常海水中;後者則沉積在正常海水以及蒸發水盆地中。沉積順序因受到各種因素干擾並不完全按上述順序進行,特別是菱鐵礦以前的沉積順序。鐵、錳、磷、鉛等可成懸浮微粒、膠體等狀態,其沉積易受生物影響,沉積因素比較複雜;相對而言,因蒸發而產生的沉澱順序則比較固定。
 
乾旱區湖泊的蒸發鹽類沉積可分為三個階段(圖16-6)。
 
(1).碳酸鹽沉澱階段
湖水鹽度以0.4%–12% 的範圍有一個較大的跨度,先後析出的礦物是方解石(CaCO3)白雲石(CaMg(CO3)2→天然鹼(Na3H(CO3)2.H2O)→蘇打(Na2CO3.10H2O)。故又稱鹼湖或蘇打湖。
 

 
(2).硫酸鹽沉澱階段 
湖水進一步蒸發,鹽度達13%–25%。析出礦物有石膏(CaSO4.2H2O)→硬石膏(CaSO4)→芒硝(Na2SO4.2H2O),這種湖稱苦湖。
 
(3).氯化物沉澱階段
湖水鹽度達26%以上,這時石鹽(NaCl)開始析出;鹽度達33%開始有鉀鹽(KCl)析出;鹽度達35%以上時,開始有光鹵石(KCl.MgCl2.6H2O)和鎂鹽(水氯鎂石(MgCl2.6H2O))沉澱出來。這種湖稱鹽湖,湖水稱鹵水。鹵水的含鹽量已經很高,可作礦產開採。美國猶他州大鹽湖,湖水鹽度15.1–28.1%,相當於海水的4–8倍、相對密度1.1–1.2,鹽儲量達6000Mt;死海含鹽量達25%;我國西部地區鹽湖廣布於青海、西藏等省,青海柴達木地區鹽湖資源極為豐富,平均含鹽量高達30%以上,湖中有正在析出的大量石鹽、鉀鹽和鎂鹽。僅察爾汗鹽地儲量就達25000Mt。
 
鹼湖以內蒙、黑龍江和吉林西部最為發育,著名的吉林乾安縣大布蘇鹼淪子,面積約120km2,冬季湖面上出現碳酸鈉結晶,厚達10cm。
 
硫酸鹽湖和硼砂湖(硼砂:Na2B4O7.10H2O)廣泛分布於西藏高原上。硫酸鹽湖和鹽湖分布於藏北唐古拉山系及羌塘草原區,硼砂湖則主要沿岡底斯山系分布。硼需要有特殊來源,它與著名的岡底斯岩漿岩帶有關。
 
調查資料證實,柴達木盆地的一些鹽湖從湖濱至湖心,從碳酸鹽至氯化物具同心圓狀的沉積順序;在剖面上也反映出來,但並不是所有湖泊都具這種特點,這可能由於物質來源和蒸發階段的差異所致。
 
3.湖泊和沼澤的生物沉積作用
 
沼澤與湖泊關係密切,從發展上看,沼澤可以是湖泊的前身或終結。從空間上看,沼澤常分佈在湖泊的邊緣。在潮濕氣候的低窪地區,湖泊和沼澤相半存在(圖16-2)。
 
世界沼澤總面積約3500000km2,占陸地面積的2.3%。我國沼澤分布較廣,松潘和東北三江平原上,地勢平垣,沼澤面積大,稱草甸沼澤(圖16-7),另外在沿江、沿湖、沿海也有大面積沼澤分佈。
 
湖沼的重要特徵是植物的滋生與繁茂,一般而言,在離岸較近的較深水中,生長著藻類及浮游生物,其數量多少視條件而定;在離岸較近的淺水地帶,生長睡蓬及各種水草,動物也很豐富;在湖岸極淺水地帶生長大量蘆葦,在高出水面的濕潤區有灌木及村木生長。概括起來可分為兩個植物帶,即湖內的低等植物帶與湖濱的高等植物帶。
 

 
潮濕地區,特別是溫濕和濕熱地區的湖泊中,生長者極為豐富的生物。當大量低等生物,尤其是繁殖快、數量大的菌藻類生物,死亡後堆積在湖底,其遺體中的蛋白質和脂肪等,在還原環境下,經細菌分解和聚合等一系列生物、化學作用,與機械沉積的湖泥混在一起,形成一種呈黃褐色或黑褐色的富含瀝青質的膠凍狀黏泥,稱為腐泥。腐泥經乾餾後,可得焦油、焦炭等,並可提煉有機酸以及維生素等產物。因此,腐泥乃是一種重要工業原料,此外,它還可用作醫療、飼料和肥料。腐泥中含碳量較高,當被泥沙掩埋後,經成岩作用便可形成腐泥煤。若腐泥中含礦物質數量>40%者,稱瀝青黏土,經成岩後則成為油頁岩。
 
低等植物構造簡單主要由脂肪及蛋白質組成。湖中多水區,低等植物和其他浮游生物死亡後,遺體沉入水底,由於湖底水流不暢、氧氣缺乏多屬於還原環境,生物屍體很少被分解和帶走,隨著地殼不斷下降,有機殘體與泥沙堆積越來越厚,當有機物埋於1500~2500m深度後,在適當的溫度(最佳為50-110℃)和壓力約為3000個大氣壓以及黏土礦物等天然催化劑(可能還有放射性作用參加)的作用下,經細菌和複雜的物理、化學作用,初期有機質分解和聚合形成的聚合物便逐漸轉變成穩定的烴類、瀝青和乾酪根等,分散於機械沉積物中,進一步演化則可形成石油。若埋藏深度超過4000m,地溫超過200℃,則大量石油將轉化為天然氣。這些石油和天然氣可運移至適當地方儲集而形成極為重要的油氣藏(圖16-8)。
 

 
過去認為處於乾旱氣候區的瀉湖和內陸湖泊中,沒有或極少生物沉積。但近年來一些學者,如D、W.柯克主(Kirkland)等,通過對一些鹽湖的研究,認為這些湖中仍有生物活動,僅在種屬上變得單調,主要是一些低等生物。這些生物繁殖迅速,數量很大,由於湖水按鹽度和比重不同形成的分層,使它們像雨點般落入湖底的遺體中有機質得以保存,且在在中等鹽度條件下(即含鹽度為4~12%),亦可形成石油。有時生物遺體在細菌的參與下,經腐爛分解,並與同時沉積的泥質混合形成“腐泥”。由腐泥演化而成腐泥煤。腐泥中的蛋白質和脂肪能轉變成瀝青。腐泥煤的灰分很高,有時達70%以上。因為腐泥煤層形成在湖水中間部位,沉積時具有水平層理,而且層理通常都很薄。這種沉積物經壓實後形成頁理狀的“油頁岩”。腐泥煤具有很高的經濟價值,是提煉石油和化工生產的主要原料。
 
在寒帶或溫帶較冷的地區,如果生長有大量硅藻時,死亡後可堆積成疏鬆多孔的硅藻土。硅藻土在工業上用途頗廣,可作吸附劑、隔音、隔熱的建築材料等。
 
高等植物構造複雜,內有木質素、纖維素、樹脂、角質層、果殼、孢子花粉等組分。在湖濱沼澤環境中,植物死亡後,在死水環境中腐爛,經細菌分解、埋藏等過程,轉變成腐植質和腐植酸,然後形成“泥炭”。上述植物如果死亡在活水沼澤中,植物的木質素、纖維素經腐爛分解隨水流失,只能剩下穩定的角質層,果實、孢子花粉等部分,最後轉變為“殘植煤”。
 
在湖泊的演化過程中,腐泥煤和泥炭在空間上呈環帶分布,但因地殼運動的控制可能出現滿水深淺的變化或湖泊、沼澤的交替,這種情況可造成腐泥煤(油頁岩)與泥炭(後來轉變為各級煤炭)的互層。
 
湖泊和沼澤的生物沉積作用最終結果是形成腐植煤和腐泥煤兩種成因不同的產物(表16-1)。
 

 
泥炭被埋藏之後,在上覆岩層的壓力下或其他地質因素(構造運動、岩漿活動等)的參與,繼續發生一系列變化(由沉積作用階段進入成岩作用階段)。主要表現為密度增高、水分和地熱的影響,繼續分解,使有機質中的含碳量不斷增高,氣體進一步逸出,同時發生壓實、脫水,體積逐漸縮小成為致密狀而形成腐植煤。按其含碳量的不同可依次形成褐煤(含碳60~70%)、煙煤(含碳70~90%)、無煙煤(含碳90~95%)。我國是世界上煤藏量極豐富的國家之一,幾乎全國各地均有分布。由於煤的形成與氣候和植物生長狀況以及構造運動等密切有關,因而要形成規模大,具開採價值的煤田,只能是某些特定的地值歷史時期。地質歷史上主要成煤時期始於石炭紀,隨後有二疊紀、三疊紀、侏羅紀和第三紀,而第四紀仍為成煤時期,但仍處於泥炭堆積階段。煤除作燃料用外,是煉鋼中不可缺少的焦炭原料,並可提制200餘種工業產品。因此,煤在工業上具有極其重要的作用。 

 
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