地质地貌第十一章--湖沼、海洋的地质作用及其地貌课件

单击此处编辑母版标题样式,单击此处编辑母版文本样式,第二级,第三级,第四级,第五级,*,*,*,地质地貌学,长安大学 地质工程系,成玉祥,chjkk2003,地质地貌学长安大学 地质工程系,1,地质地貌第十一章-湖沼、海洋的地质作用及其地貌课件,2,第十一章 湖沼、海洋的地质作用及其地貌特征,第一节 湖沼的地质作用,第二节 海洋的地质作用及其地貌特征,第三节 海水的运动,第四节 海岸地貌,第五节 海洋沉积作用的特点,第十一章 湖沼、海洋的地质作用及其地貌特征第一节 湖沼的,3,第一节 湖沼的地质作用,湖泊和沼泽是常见的自然地理单元。它们的地质作用与工农业生产密切相关。不过它与河流或地下水等陆地上流动水体不同。它们是水圈中,比较宁静的水体，,在地质作用过程中以,沉积作用为主,。,第一节 湖沼的地质作用湖泊和沼泽是常见的自然地理单元。它们,4,一、湖泊的形成和分类,湖泊是经常充满水的陆上洼地，是在一定的地质、地形和气候条件下形成和发展起来的。,形成湖泊要有两个条件；一是,要有水的来源,；二是要有盛水洼地，即,所谓湖盆,。,一、湖泊的形成和分类,5,全世界湖泊总面积为270万km,2,，占全部陆地总面积1.8。世界上湖泊最多的国家是芬兰，有35000个之多。占全国陆地总面积的12。我国也是多湖泊国家之一，总面积在4万km,2,以上。如洞庭湖、鄱阳湖、青海湖、,罗布泊,等都是著名的大湖。,全世界湖泊总面积为270万km2，占全部陆地总面积1.8。,6,地质地貌第十一章-湖沼、海洋的地质作用及其地貌课件,7,地质地貌第十一章-湖沼、海洋的地质作用及其地貌课件,8,地质地貌第十一章-湖沼、海洋的地质作用及其地貌课件,9,地质地貌第十一章-湖沼、海洋的地质作用及其地貌课件,10,地质地貌第十一章-湖沼、海洋的地质作用及其地貌课件,11,湖水的来源有,雨水,、,地面流水,、,地下水,、,冰融水,及,古代海洋残留水,等。,湖水的消耗主要通过,蒸发和流泄,（包括从,地面流走和渗入地下,）两种方式。,有的湖泊有出水口，通常称为,泄湖,，有的湖泊没有出水口，称为,不泄湖,。,湖水的来源有雨水、地面流水、地下水、冰融水及古代海洋残留水等,12,一般在,近海潮湿气候地区的湖泊,，水源充沛，多为,泄湖,，而,内陆干旱气候地区的湖泊,，则水源较少，多为,不泄湖,。不泄湖的湖水通过蒸发而消耗，湖水浓缩，含盐量体往较高。每公斤湖水中含盐量超过0.3g的称为,咸水湖,。泄湖则一般都达不到这样的浓度，所以属于,淡水湖,。,一般在近海潮湿气候地区的湖泊，水源充沛，多为泄湖，而内陆干旱,13,湖泊按期盆的成因有下列几种：,（1）构造湖。是由地壳运动造成的凹陷或断裂谷形成的。湖盆形状狭长，湖水深，且为石质湖底，如滇池、青海湖。,湖泊按期盆的成因有下列几种：,14,（2）火山湖,。是由于火山活动造成的湖泊，又可分为两种类型。一种是火山口形成的,入口湖,，如吉林省长白山的主峰白头山顶上的天池；另一种是由火山岩流堵塞河流而形成的,堰塞湖,，如黑龙江省的镜泊湖是火山熔岩堵塞牡丹江而成的堰塞湖，五大莲池是1720年熔岩堵塞纳谟尔河而成的五个湖泊。,（2）火山湖。是由于火山活动造成的湖泊，又可分为两种类型。一,15,（3）河成湖。由于河流的改道，旧河床中积水成为一列长形的湖泊，如黄河改道后形成了山东省的,东平、独山、微山,等湖泊。还有河流弯曲发展形成的,牛轭湖,，如长江中游的石首。,（3）河成湖。由于河流的改道，旧河床中积水成为一列长形的湖泊,16,还有一种河成湖是当河水泛滥时，,水积在泛滥的平原洼地中形成的，,汉水、淮河下游一带的许多湖泊就是这种成因。特别是河流三角洲一带、地势平缓，排水不畅，河水容易改道或溢出，所以在河流的三角洲地区，湖泊极多。,还有一种河成湖是当河水泛滥时，水积在泛滥的平原洼地中形成的，,17,（4）海成湖。,也叫泻湖，是海湾地区因沉积物的堆积作用，使海湾与海隔离而成的。初期部分海水仍能流入湖中，随着沉积作用的发展，终于使之与海完全隔离，如杭州的西湖。,（4）海成湖。也叫泻湖，是海湾地区因沉积物的堆积作用，使海湾,18,（5）冰成湖。,由于冰川活动而造成的洼地、冰川退后积水即成为湖泊，芬兰和加拿大的许多湖泊都是冰成湖。西藏高原上星罗棋布的湖泊都与冰川活动有关，其个较大的有纳本湖和奇林湖，都是分布在高原上的山麓地带。,（5）冰成湖。由于冰川活动而造成的洼地、冰川退后积水即成为湖,19,（6）风成湖。,在干早地区，风将地面剥蚀成为洼地，如果有大的河流流入或风剥蚀地面到潜水面时，则形成风成湖，如罗布泊、呼伦贝尔湖等。干旱地区的风成湖由于气候干燥，蒸发量大，年降雨量分配不均，因而湖水水量变化很大，湖盆轮廓也经常移动，甚至干涸成为,间歇湖,。,（6）风成湖。在干早地区，风将地面剥蚀成为洼地，如果有大的河,20,实际上许多湖盆的成因不只是单一的原因，,例如长江中游沙市、武汉一带的许多湖泊的成因，既是河成湖，也与这个地区在第三纪末以来的地壳下降有关。又如山东西部的微山湖和东平湖，一方面处于冲积平原与山麓的交接洼地，同时也是地壳构造断裂的部位。,此外，还有人为的活动，如修堤筑坝、拦成水库等，形成大大小小的人工湖。,实际上许多湖盆的成因不只是单一的原因，例如长江中游沙市、武汉,21,从地质历史而言，湖泊的年龄是,很短暂的,、老的湖泊不断淤实而消失，新的湖泊又不断地发生和形成。湖泊消失的主要原因是,流水、风和其他动力所携带的大量岩屑的沉积,，以及,植物的生长淤塞湖盆,所致；也可以是因为,河流的向源侵蚀切穿了湖盆,、或是由于,湖水蒸发变干,，以及因为,潜水面的降低而消灭,。,从地质历史而言，湖泊的年龄是很短暂的、老的湖泊不断淤实而消失,22,二、湖泊的地质作用,在湖泊冲蚀之下，湖滨上开始出现湖蚀洞穴、湖蚀凹槽，随着湖浪冲蚀作用的继续，洞穴、凹槽扩大，湖蚀崖出现并扩大、后退，形成波切台、波筑台。这一过程在大湖滨看得很清楚，如在鄱阳湖滨多处可见。,二、湖泊的地质作用,23,湖浪冲蚀湖滨的产物，以及入湖的河流带来的物质，被退流、岸流、湖流、洪流带至湖滨外、湖湾、湖中心等地沉积。可见湖水的各种动力对湖盆的冲蚀作用及产物的搬运作用与海洋中相同，只是规模小些罢了。,湖浪冲蚀湖滨的产物，以及入湖的河流带来的物质，被退流、岸流、,24,（一）湖水的机械沉积作用,湖水机械沉积物的,主要来源,为入湖河流携带的物质，其次为湖浪冲蚀湖岸岩石的产物。此外，风和冰川也携带一些泥沙石块进入湖泊中。,不论是浊流、退流、还是岸流也好，在它们从浅水区流进深水区的过程中，由于静水的阻滞，流速降低，从而导致搬运物质的动力减小，发生沉积。,（一）湖水的机械沉积作用,25,由于动力的减小是渐变的，因此机械沉积作用是,从大到小、从重到轻依次进行,。在同一地点沉积下来的碎屑物颗粒大小近于一致。在这种分选性沉积作用下，湖水机械沉积物在湖盆内的平面分布显示出不规则的,同心环带状,。,由于动力的减小是渐变的，因此机械沉积作用是从大到小、从重到轻,26,湖岸岩石在湖浪的不断冲蚀下，退流把冲蚀产物搬运至滨线外沉积，造成,波筑台,，波筑台扩大便成,湖滩,。湖滩微向湖心倾斜，最大坡度小于10。,湖岸岩石在湖浪的不断冲蚀下，退流把冲蚀产物搬运至滨线外沉积，,27,组成湖滩的沉积物粒径视湖泊规模而定，湖大很大，粒径也粗大些，不过这也与湖滨岩性有关。很少看见巨粒级的湖滩沉积。,一般沉积为沙级,。经过湖浪的反复磨蚀和搬运，湖水机械沉积物有较好的,磨圆度和分选性,。,组成湖滩的沉积物粒径视湖泊规模而定，湖大很大，粒径也粗大些，,28,大湖的湖浪作用也能在滨线外沉积成,沙坝,，一般的湖不够大，没有沙坝沉积。但是沿岸流常把泥沙带到湖湾中沉积，形成各种,沙嘴,。,由于湖水面的季节性升降，使湖滩及部分沙嘴、沙坝季节性地露出水面，于是在它们的表面上常形成,泥裂、足迹、雨痕,等层面标志。,细小的物质被湖流搬运至湖中心沉积，形成湖泥。湖泥粒细，为粘土或粘土淤泥，色深，富含有机质。在强还原环境下，有FeS,2,沉积。,大湖的湖浪作用也能在滨线外沉积成沙坝，一般的湖不够大，没有沙,29,浊流出现于入湖河流洪峰到来的时候。它携带着大量的泥沙冲向河口的前方。它具有很大的冲刷力，在前进途中把湖底冲开一道沟。浊流行至深水部分后，受静水阻滞而缓慢停顿下来，泥沙沉积。这种浊积层叠覆在湖泥之中，面积不大。,浊流出现于入湖河流洪峰到来的时候。它携带着大量的泥沙冲向河口,30,水深小于波长的浅水区，湖水机械搬运物中的推移质在湖浪作用下呈现波纹状的运动轨迹。其,波纹脊线在平面上常是平行的,，偶尔也可分叉。波长/波高为510，不对称系数约为1。在水深大于波长的深水区，水底平静，沉积物不受湖浪的扰动，沉积表面近于水平，,它们构成水平层理,。,水深小于波长的浅水区，湖水机械搬运物中的推移质在湖浪作用下呈,31,随着降水季节的变化，入湖河流水量及泥沙量也有季节变化，导致湖水机械沉积物数量及粒度的,韵律性变化,，但是，这种变化没有河流的变化快。湖水机械沉积物的数量，雨季时多，旱季时少，沉积物粒径从雨季时的粗，逐渐递变为旱季时的细。而进入另一个季节循环时，它又从少变多，从细变粗。湖水沉积物的这种特征叫,全韵律层,。,随着降水季节的变化，入湖河流水量及泥沙量也有季节变化，导致湖,32,潮湿气候区的湖泊、入湖河流多，水量也大，它们携带大量泥沙至河口段，由于静水的阻滞，于是大量的泥沙在此按颗粒的大小依次地沉积下来。这样，在,入湖河口均有三角洲,形成。这里的三角洲是河流和湖水两种动力共同作用的结果。在入湖河流挟沙量高的情况下，三角洲的形成和增长十分迅速。随着三角洲的扩大，湖泊被淤小，淤浅，直至消亡，从而出现,湖积三角洲平原，或变为沼泽,。,干旱地区的湖泊，由于入湖河少，河流水邑变化又大，不能经常摸带大旦碎屑物进入湖中，因而机械沉积物数量少，三角洲增长缓慢。,潮湿气候区的湖泊、入湖河流多，水量也大，它们携带大量泥沙至河,33,除非形成湖泊的因素始终起作用，否则，湖泊演化的总趋势是变小，变浅乃至消亡。因此在地质历史上，湖泊的生命是比较短暂的。,它的演化方向取决于当地的自然地理条件，潮湿气候区会发展成湖积三角洲平原或沼泽。,除非形成湖泊的因素始终起作用，否则，湖泊演化的总趋势是变小，,34,干旱气候区因水分不断蒸发，湖水含盐量不断增加，加上湖水机械沉积作用的影响，湖泊演变成盐湖，甚至变成盐沼或泥沼。经风力地质作用后，盐湖可被沙丘掩埋。,干旱气候区因水分不断蒸发，湖水含盐量不断增加，加上湖水机械沉,35,气候的季节变化对湖水机械沉积作用有深刻的影响。夏季常是入湖河流的洪水期，携入湖中的颗粒相对比冬季的枯水期携带的颗粒要粗些。一年四季的变化，造成颗粒粗细有规律的变化。一粗一细组成一个年层，,许多年层叠成纹泥。,气候的季节变化对湖水机械沉积作用有深刻的影响。夏季常是入湖河,36,已发现现代一些温带、亚热带地区的湖泊中也有纹泥的形成，例如瑞士苏黎世湖和我国武汉东湖。据观察，温带深水湖泊有利于纹泥的形成，原因在于深水湖中有分层现象，即湖水有,温度分层和化学分层,现象。,已发现现代一些温带、亚热带地区的湖泊中也有纹泥的形成，例如瑞,37,湖水温度分层在湖水温度为4时最大。夏季表层水热、质轻，上下无法对流，湖底在生物新陈代谢和有机质腐烂分解影响下，H,2,S含量增加，使湖底湖水呈还原环境，此时机械沉积的湖泥量多、粒粗、有机质丰富但分散在湖泥中。,冬季表层水温低，密度大，深处密度小，可以产生上下对流，但由于冬季有机质分解不彻底，此时机械沉积的湖泥量少、粒细、有机质含量相对较高，所以湖泥色深。对于武汉东湖湖心纹泥，夏季为,灰色湖泥,，冬季为黑色,有机质湖泥。,湖水温度分层在湖水温度为4时最大。夏季表层水热、质轻，上下,38,（二）湖水化学沉积作用,湖水化学沉积作用受气候条件控制极为明显。在不同气候区，湖水化学沉积物差别很大。因而以湖水化学沉积物去推论当时湖区的气候状况，是比较可靠的。按气候的干湿，将湖水化学沉积作用分为两种：,（二）湖水化学沉积作用,39,1、潮湿气候区,雨量充沛，化学和生物化学风化作用剧烈，不仅易溶的如K、Na、Ca、Mg等组成的盐类可呈离子状态被水搬运至湖内，就是较难溶的如Fe、Mn、A1、Si、P等组成的盐类也能形成离子或胶体溶液并被搬运至湖中。前者由于溶解度大，难于在本区的湖中进行沉积、而是继续被搬运，直达海洋。,后者则为湖水化学沉积的主要物质来源。,1、潮湿气候区,40,当流水和地下水带着Fe、Mn、Al等低价盐类溶液或胶体溶液进入湖泊后，与湖泊内已有湖水相混，发生各种物化反应；或在生物的参与下，促使这些物质沉积下来。,它们常形成铁、锰、铝等具有一定工业价值的矿床。,其中最常见的是铁矿沉积，主要是从Fe(HCO,3,),2,或FeSO,4,等低价铁的盐类溶液中，或从胶体状态的Fe(OH),3,溶液中沉积下来。但在不同气候条件下，由于沉积不同，其沉积作用和所形成的铁矿类型亦有显著差别。,当流水和地下水带着Fe、Mn、Al等低价盐类溶液或胶体溶液进,41,如在湿热地区，化学风化和生物风化较强烈，易出现氢氧化铁的胶体溶液。当其进入湖泊内，与湖水中电解质相遇时，发生电荷中和；或因溶液的pH值变小，以及受腐殖酸浓度增大或减小的影响，均促使氢氧化铁沉积下来，,形成褐铁矿,，称为,湖铁矿,。溶液中的二价铁盐也易氧化成氢氧化铁而发生沉积。其化学反应可用下式表示：,如在湿热地区，化学风化和生物风化较强烈，易出现氢氧化铁的胶体,42,与铁矿共生的常有锰矿，有时夹有碳酸盐和铝土矿。湖铁矿常呈,团块状,、透镜状或层状夹于碎屑沉积物中，多分布在湖岸地带、河流入口处或湖底有地下水出露处。我国太湖和山西鲁平的第三纪沉积物中就有这种有价值的铁锰矿床沉积。,在冷湿地区，由于氧化作用较弱，湖内多为还原环境，还往往生长着一种能吸收重碳酸铁中CO,2,的细菌，但常有较多的菱铁矿沉积，其化学反应式：,与铁矿共生的常有锰矿，有时夹有碳酸盐和铝土矿。湖铁矿常呈团块,43,除菱铁矿外，还易形成可作磷肥用的兰铁矿Fe(PO,4,),2,8H,2,O沉积。,此外，由于有机质分解所产生的H,2,S，在缺氧的还原环境下，亦可使重碳酸铁和硫酸铁等变成硫化铁而沉积，形成最常见的黄铁矿或白铁矿(FeS,2,)。其化学反应式：,除菱铁矿外，还易形成可作磷肥用的兰铁矿Fe(PO4)28,44,如位于温湿气候区的湖盆中，或入湖河流流域内，有富含长石的结晶岩出露，长石被风化成,高岭石后,，被带入湖内沉积,这种富含,高岭石的湖水沉积粘土,，可作为耐火砖和陶瓷工业的原料。,如位于温湿气候区的湖盆中，或入湖河流流域内，有富含长石的结晶,45,2、干旱气侯区湖水化学沉积作用,干旱气候区的湖水很少向外流泄，主要消耗在蒸发上，因此，流水和地下水带来的盐分年复一年地留在沏中，湖水盐度逐渐增加，以致淡水湖逐渐变成咸水湖甚至盐湖。在盐湖中，当盐度达到饱和后，各种盐类便陆续沉淀。由于强烈的蒸发，湖水面逐渐下降，加之沉积物不断淤积，从面使湖水变浅，最后盐湖将完全干涸。,2、干旱气侯区湖水化学沉积作用,46,湖水沉积的盐类成分与湖水中所含的化学成分和盐湖发展阶段有关。如果盐湖内所含盐分比较复杂，往往依下列顺序沉淀：,1）在湖水逐渐咸化过程中，首先是溶解度最小的碳酸盐达到饱和后结晶出来。其中以钙的碳酸盐沉淀最早，镁、钠的碳酸盐次之。这些沉积物可形成具有经济价值的苏打(Na,2,CO,3,)10H,2,O)和天然碱（ Na,2,CO,3, NaHCO,3,2H,2,O）等碱类矿床，,因此这种湖也称为碱湖。,在内蒙占和黑龙江、吉林等省区的西部分布最多。,湖水沉积的盐类成分与湖水中所含的化学成分和盐湖发展阶段有关。,47,2）在盐湖中碳酸盐沉淀后，湖水进一步咸化，溶解度较高的硫酸盐逐渐达到饱和后，发生石膏(CaSO,4,2H,2,O)、芒硝(Na,2,SO,4,10H,2,O)和无水芒硝( Na,2,SO,4,)等硫酸盐的沉淀。这类盐湖又称为,苦湖。,其中尤以石膏和芒硝沉积最为常见。在我国新疆、青海、吉林西部及内蒙古东部都有这类盐湖。,2）在盐湖中碳酸盐沉淀后，湖水进一步咸化，溶解度较高的硫酸盐,48,3）硫酸盐析出后，湖水进一步浓缩，可使湖内残余湖水成为直接能开采的天然卤水（以氯化纳为主）。湖水继续蒸发，含盐度不断增高，当饱和后，可析出溶解度最大的氯化物来，如食盐（NaCl）、光卤石（KClMgC1,2,6H,2,O）和钾盐（KCl）等。,3）硫酸盐析出后，湖水进一步浓缩，可使湖内残余湖水成为直接能,49,它们的出现标志着盐湖沉积到了最后阶段，也就是一般狭义的盐湖沉积。这类湖泊分布很广，在我国西北干旱地区最为常见。如青海柴达木的茶卡盐池、柯柯盐池和察尔汗盐池等，都是我国著名的盐湖，其中仅茶卡盐池内的池盐就够全国人民吃200年之久。,它们的出现标志着盐湖沉积到了最后阶段，也就是一般狭义的盐湖沉,50,与氯化钠沉淀时的浓度相当，若湖水中含有硼酸盐，也会与盐湖中的氯化物同时沉淀。如西藏高原上就有不少世界闻名的硼砂（NaB,4,O,7,10H,2,O）湖，湖中氯化物便和硼砂同时沉淀。,与氯化钠沉淀时的浓度相当，若湖水中含有硼酸盐，也会与盐湖中的,51,上述盐湖的盐类沉淀顺序。在所沉积的盐类平面分布和剖面分布上均可反应出来。如柴达木盆地边缘的一些小湖，从湖滨向湖心、盐类分布按碳酸盐、硫酸盐到氯化物的顺序，,大致呈同心环带状。,上述盐湖的盐类沉淀顺序。在所沉积的盐类平面分布和剖面分布上均,52,在由下向上的剖面中，依次为碳酸盐、硫酸盐和氯化物。必须指出，不是每个盐湖的盐类沉积都伤上述那样完备。由于自然界很多因素的影响，如地壳运动、气候变化，特别是物质来源的变化，都会使沉积顺序的完整性遭到破坏，如可能仅有磷酸盐、硫酸盐、氯化物中的一类或两类沉积物出现。,在由下向上的剖面中，依次为碳酸盐、硫酸盐和氯化物。必须指出，,53,现代一些湖泊的盐分来源丰富，卤水浓度极高，如我国西北有些盐池在捞取沉淀在湖内的盐后，几天内又形成新的盐层。盐湖的化学沉积物不仅是农业化肥和工业的原料，而且其中常有溴、碘、锂、铷、铯等二十多种元素和稀有元素，是制药、冶金和尖端工业的原料来源。,现代一些湖泊的盐分来源丰富，卤水浓度极高，如我国西北有些盐池,54,在盐湖内，除化学沉积外，还有机械沉积，于是形成了盐和泥土交互成层的现象，其中机械沉积物数量可超过化学沉积物。盐湖发展到最后、湖水完全干涸，盐类全部结晶沉淀出来，结束了盐湖的生命。,在盐湖内，除化学沉积外，还有机械沉积，于是形成了盐和泥土交互,55,这时其他的地质作用，如风化、风的地质作用则代替了湖水的地质作用，它们可以使已沉积的盐层再度遭到风化、剥蚀，或被其他沉积物掩埋起来，从而保存在地层中，这种湖积盐类矿床在过去地质时期的地层中经常遇到，如湖北上白垩统下第三系地层中的石膏、岩盐等盐类矿床。,这时其他的地质作用，如风化、风的地质作用则代替了湖水的地质作,56,（三）湖水生物沉积作用,湖水生物沉积作用主要发生在潮湿气候区，因为干旱气候区湖水中生物较少。,潮湿气候区的湖水中生长着极为丰富的生物。当大量低等生物尸体和湖泥一起堆积在湖底时，在缺氧和富含H,2,S的环境中，有机质经过细菌分解，形成含C4050、H67、O3444及NO6的沥青质，它分散在湖泥的细小颗粒间，形成各种不同颜色的胶冻状态的粘泥，称为腐泥。,（三）湖水生物沉积作用,57,腐泥经干流后可得到焦炭、煤气和石油，以及有机酸和维生素等产物。可见腐泥是一种重要的工业原料，它还可用于医疗和做饲料用。腐泥中含碳量较高，当它被泥沙掩堆后经过成岩作用便成为,腐泥煤,。若腐泥中矿物质含量大于40时，叫做沥青粘土，它经过成岩作用后成为油页岩，我国油页岩含油520。,腐泥经干流后可得到焦炭、煤气和石油，以及有机酸和维生素等产物,58,在特殊环境下，厚层腐泥迅速掩埋于深处，在较高的温度（100200）和压力（约30010,5,Pa），还可能有放射性作用参加下，经过细菌作用和复杂的物理、化学变化形成石油。它们储藏在岩石的空隙间，形成重要的石油矿产资源。,在特殊环境下，厚层腐泥迅速掩埋于深处，在较高的温度（100,59,过去国外一直认为只有海洋沉积才能形成石油。根据此结论，解放前，帝国主义者污蔑和断言我国是“贫油国家”，只有靠“洋油”过话。解放后，帝国主义者尽一切力量来封锁我国，妄想借此强迫我们服从他的指挥。但是，站起来的中国人民在党和毛主席的领导下，坚持自力更生，在大庆等地陆续找出了与湖泊沉积有关的、规模巨大的油田来，满足了我国日益增长的石油需要，从此结束了使用“洋油”的时代。我们找出了湖泊形成的油田，不仅彻底粉碎了帝国主义者妄想借石油扼杀我国的歹毒阴谋，也大大丰富了石油地质科学的理论。,过去国外一直认为只有海洋沉积才能形成石油。根据此结论，解放前,60,湖泊的生物沉积除上述外，在温带较冷的地区，如果生长着大量的硅藻积成工业上可用作吸附剂、耐火材料和充填材料的硅藻土。,湖泊的生物沉积除上述外，在温带较冷的地区，如果生长着大量的硅,61,（四）沼泽及其地质作用,1、沼泽的概念及类型,沼泽是陆地表面充分湿润，嗜湿性植物大量生长，并有有机质堆积的地带。世界上沼泽分布面积约为350万km,2,，占陆地面积的2.3%。,我国沼泽分布相当宽广，当年红军所经过的“松潘草地”，全区面积就达2700 km,2,。沼泽在东北二江平原、松辽平原的北部及各地沿江、沿海一带均有大面积分布。除此之外，尚有许多零星分布的沼泽。,（四）沼泽及其地质作用,62,沼泽的成因是多种多样的，其中较普遍的成因主要是,由于地表水体边缘和附近地区的沼泽化,。这些地区水源丰富，地面经常保持充分湿润状态，有利于嗜湿性植物的繁殖。植物大量的生长和死亡造成有机质的堆积，原来的湿地便转变成为沼泽。例如若尔盖高原上的江错、错拉等地的湖滨沼泽，便是由于湖滨湿地沼泽化而成的，江错湖不久将全部被沼泽所代替。,沼泽的成因是多种多样的，其中较普遍的成因主要是由于地表水体边,63,又如黄河口以北至天津一带的渤海海滨沼泽，系黄河三角洲沼泽化而成，面积也很广阔。长江沿岸从宜昌到上海，低河漫滩和河心滩均因江水经常泛滥，便地面经常积水，植物繁殖迅速，若不是人工排水耕种，也会变成一片绿葱葱的沼泽。,又如黄河口以北至天津一带的渤海海滨沼泽，系黄河三角洲沼泽化而,64,2、沼泽的生物堆积作用,沼泽地区生长着大量嗜湿性植物，死亡后的尸体不断堆积起来，在沼泽水、上覆植物体和泥沙的掩覆下，同时处于氧气不足的环境中，从而进行缓慢的氧化和细菌分解，放出CO,2,及CH,4,等气体，使有机堆积物中的含碳量相对增加。,2、沼泽的生物堆积作用,65,随着水、氧气损耗和腐殖酸的增加，细菌无法继续生存，于是微生物的分解作用就停止下来，形成一种处于半分解状态，含碳量达59，富含碳氢化合物的质地疏松而呈棕揭或黑色的物质，称为,泥炭,。,随着水、氧气损耗和腐殖酸的增加，细菌无法继续生存，于是微生物,66,实际上，沼泽的发展演化过程就是泥炭的聚集和形成过程。泥炭可直接作为燃料和肥料之用，亦可干溜，获取焦炭和石油中的某些产物。我国泥炭分布广阔，主要分布在华北平原、松辽平原、江汉平原、成都平原和滇西各断陷盆地。它们多为第四纪形成的，现今均被泥沙所掩埋。滇西鹤庆、川西北松潘草地等地区目前还在进行现代泥炭的堆积。,实际上，沼泽的发展演化过程就是泥炭的聚集和形成过程。泥炭可直,67,在泥炭的堆积和形成过程中，亦有泥沙堆积，因此泥炭内往往夹杂着不少沙粒和粘土物质。泥炭堆积速度一般不超过45cm/a，少数可达10 cm/a。,在泥炭的堆积和形成过程中，亦有泥沙堆积，因此泥炭内往往夹杂着,68,在堆积过程中若伴随着地壳的缓慢下降，那么可形成巨厚的泥炭层。在厚层泥炭层的下部或被其他沉积物掩埋于地下的泥炭层，受上覆物质的压力和地热的影响，继续进行分解。于是有机质中的含碳量不断增加，气体进一步逸出，水分被挤出，体积逐渐缩小而趋致密，形成褐煤（含碳量6070）、烟煤（含碳量7090）以及无烟煤（含碳量9095%）。,在堆积过程中若伴随着地壳的缓慢下降，那么可形成巨厚的泥炭层。,69,我国是世界上煤藏量极为丰富的国家之一，几乎在全国各地都有分布。由于煤的形成与气候和植物生长关系密切，故在时间上并不是过去各个地质时期都能形成规模巨大的煤田。在地质历史上最主要的成煤时期是从石炭纪开始的，随后有二迭纪、三迭纪、侏罗纪及新近纪，第四纪为泥炭堆积时期。煤除可用作燃料外，还是炼钢不可缺少的焦炭原料，并可提制二百多种工业产品。,我国是世界上煤藏量极为丰富的国家之一，几乎在全国各地都有分布,70,第二节 海洋的地质作用及其地貌特征,海洋是地表最洼、最广大的积水地区，是陆地河流的归宿。,海洋是沉积作用的主要场所，河流搬运来的一些物质最后都沉积在海洋里，成为各地质时期沉积岩层和沉积矿产。今天在陆地上看到的沉积岩及矿产，绝大部分是过去海洋地质作用的产物。因此，研究海洋的地质作用，对开发海洋资源或研究古地理古气候都有极其重要的意义。,第二节 海洋的地质作用及其地貌特征海洋是地表最洼、最广大的,71,一、海洋的一般特征,在地球表面51亿km,2,的面积中，陆地占14亿km,2,，占地壳表而积的29.20积约为36.1亿km,2,，占地壳表面积的70.8。,一、海洋的一般特征,72,根据面积和深度，海洋底部的地形要素基本上可以划分为四部分，见表11-l。,根据面积和深度，海洋底部的地形要素基本上可以划分为四部分，见,73,二、海水的化学成分,海水含盐度很高，平均约为35，其中以氯化物（如NaCl、MgCl,2,、KCl等）为最多，仅NaCl含量就占含盐总量的77.7，其次是硫酸盐（如MgSO,4,，CaSO,4,等）和碳酸盐（如CaCO,3,）等，所以海水是又咸又苦的。,二、海水的化学成分,74,海水的化学成分见表112。,海水的化学成分见表112。,75,海洋中繁殖着大量的生物,有的漂浮于水中，有的在水中自由游动、有的在海底下爬行，或附着在岩石上。,海洋中繁殖着大量的生物,有的漂浮于水中，有的在水中自由游动、,76,三、海洋生物作用,生命的发生和进化起源于海洋。生物由原始的、简单的适应能力发展到现代几乎占领整个海洋空间，生物成为海洋的一个组成部分。海洋生物从海水中摄取某些化学成分，同时放出其他物质，进行生物平衡。生物死亡后，有时聚集成为有价值的矿产（如石油、煤等），有时则被重新放回海水中。所有这些过程在地质作用中有着巨大的动力意义。,三、海洋生物作用,77,第三节 海水的运动,海洋表面由于受各种营力的作用，海水不断的运动着。这种营力可包括太阳的辐射能的影响，月球对地球表面的吸引，地球内部的地震作用，以及大气的变化，风的流动等。,第三节 海水的运动海洋表面由于受各种营力的作用，海水不断的,78,一、潮汐,主要是由于月球和太阳对地球的引力所引起的海水运动。每昼夜海平面要上升两次，降低两次，即约以半日作为周期而进行的升降，这种现象称为潮汐。当潮浪中的,峰,到来的时候，水位变化最高，称为,高潮或满潮,。如为潮浪的,谷,到来时，则水位最低，称为,低潮或落潮,。,一、潮汐,79,二、洋流,主要由风的作用引起的海洋中水的前进式运动，即水分子按一定方向和固定路程被带到很远的地方，好像沿着一条在大洋中的河流流动一样。洋流方向在大多数情况下决定于,风,，也依大陆的位置、海岸的轮廓以及洋底性质而定。洋流的运动速度有的可达每日15km。,二、洋流,80,三、波浪,波浪主要是由风的作用所引起的，也可以是田地震作用或大气压剧烈变化而发生的。,平静的海面受风的吹动产生摩擦，引起水分子向前运动，并随着波浪前进，远离原地，风浪转变为余波。,三、波浪,81,当接近海岸时，水深不及波高，不能完成整个运动。同时，由于波浪对岸底的摩擦，下部前进速度减慢，上部颠覆，顶部形成泡沫，形成浪花。波浪冲击海岸后，一部分海水因重力关系，沿海岸斜坡流回海洋，,这叫做底流（回流），,另一部分沿海岸流动的,叫做岸流,。波浪的大小根据风速、传播强度、风的暂久而定。,波浪具有动能，可以进行各种地质作用，波浪的地质作用包括,侵蚀与沉积作用,。,当接近海岸时，水深不及波高，不能完成整个运动。同时，由于波浪,82,第四节 海岸地貌,在波浪及其他海洋动力的作用下，海岸同时发生了侵蚀和堆积过程。在这个过程个，入海河流及其他自然因素对其有着或深或浅的影响，而人类经济活动对这个过程进行着越来越大的干预。因此，就产生了复杂多样的,海岸侵蚀（简称海蚀）地貌与海岸堆积（简称海积）地貌。,第四节 海岸地貌在波浪及其他海洋动力的作用下，海岸同时发生,83,一、海蚀地貌,海蚀地貌主要是在波浪作用下产生的。海蚀地貌的基本形态大都是暴风浪的产物，普通波浪则起着经常修饰地貌的作用，因此，可以分别把它们对海岸的侵蚀比作鲸吞和蚕食。,一、海蚀地貌,84,地质地貌第十一章-湖沼、海洋的地质作用及其地貌课件,85,（一）海蚀作用,海浪对海岸的侵蚀，首先是波浪水体给予海岸的直接打击，,即冲蚀作用,。波浪以巨大的能量冲击海岸时，水体本身的压力和被其压缩的空气对海岸产生强烈的破坏这种力量可达到37t/m,2,，甚至可达到60t/m,2,。,（一）海蚀作用,86,据说，有一次在暴风浪的袭击下，海岸码头上重达135t的混凝土块连同它的基础一起被破坏，并被抬举至港口内侧。波浪的冲蚀作用对于松软岩石或者岩石虽坚硬，但节理较发育的海岸，侵蚀力是非常显著的。尤其当波浪水体夹带岩块或砾石时，其侵蚀力更大，,这就是磨蚀作用,。,若海岸由含有易溶矿物的岩石组成的，如石灰岩白云岩等，还要发生溶蚀作用。,据说，有一次在暴风浪的袭击下，海岸码头上重达135t的混凝土,87,（二）海蚀地貌,由海蚀作用所产生的地貌有：,（1）海蚀崖,波浪打击海岸主要集中在海平面附近，使海岸形成凹槽，凹槽以上的岩石被悬空。波浪继续作用，使悬空岩石崩坠，促使海岸步步后退，形成海蚀崖。在海蚀崖的坡脚，常堆积有由悬崖崩坠下来的岩块。这些岩块如果不被海浪搬走，海蚀崖的坡脚将受到保护，不再受波浪打击面后退。,（二）海蚀地貌,88,（2）海蚀台,在海蚀崖不断后退的同时，在海蚀崖前出现一个不断展宽的、微向海倾斜的平台 海蚀台（也称浪烛台和磨石台）。海蚀台在波浪带动的岩块和沙砾不断的磨蚀下，逐渐被削平。通常在海蚀台上还存在着浪蚀沟，以及由溶蚀所形成的洼地等微起伏形态。,（2）海蚀台,89,（3）海蚀穴（洞）,在海蚀崖坡角处形成的凹槽称为,海蚀穴,，深度较大者称,海蚀洞,。在较松软岩石构成的海岸地区，海蚀崖因被波浪打击，后退极快，海蚀穴不能大规模发展。海蚀穴常沿岩石节理及抗蚀较弱的部位发育。海浊洞可深达数十米，甚至200 m。当岩石裂隙被水挤进并压缩洞中的空气使其扩张，可使海蚀洞顶被击穿，形成,海蚀窗,。,（3）海蚀穴（洞）,90,（4）海蚀拱桥,当波浪从两侧打击突出的岬角时，可在其两侧形成,海蚀洞,，洞的扩大最后可贯通，形成,海蚀拱桥。,（4）海蚀拱桥,91,（5）海蚀柱,海蚀拱桥继续发展，可使拱桥顶板崩坍，在海蚀台上形成海蚀柱。海蚀柱也可以由海蚀崖在后退过程中、由在海蚀台上较坚硬的蚀余岩体所组成。,（5）海蚀柱,92,海浪对海岸侵蚀不只限于海平面附近，当波浪碰到海崖时，水体垂直抬起，使海崖上部也受到破坏。在海蚀崖上常出于这样的侵蚀而形成蜂窝状崖面。,如果海蚀地貌形成以后，陆地和海面发生升降运动，海蚀地貌就可能保存在水面以上，或以下一定位置上，海烛台成为水上或水下的海蚀阶地，在其后缘为古海蚀崖和古海蚀穴。,海浪对海岸侵蚀不只限于海平面附近，当波浪碰到海崖时，水体垂直,93,二、海积地貌,进入海岸带的松散物质，在波浪推动下进行运动，并在一定条件下堆积下来，形成各种海积地貌。,二、海积地貌,94,在海岸带内，任何泥沙颗粒都是在波浪力和重力共同作用下运动的。如果波射线与海岸线正交，波浪的作用方向与重力切向分量方向将在同一直线上，泥沙颗粒垂直于岸线运移，,这叫做泥沙的横向运动。,如果波射线与海岸斜交，波浪作用的方向与重力切向分量方向不在同一直线上，泥沙颗粒沿着z字形路线前进。泥沙颗粒沿着海岸线移动，这叫做,泥沙的纵向运动。,在海岸带内，任何泥沙颗粒都是在波浪力和重力共同作用下运动的。,95,（一）泥沙横向运动所形成的海岸堆积地貌,（1）水下堆积阶地,在水下岸坡坡脚，由向,海运移的泥沙堆积形成,的堆积体，称为,水下堆积阶地,。,（一）泥沙横向运动所形成的海岸堆积地貌,96,（2）海滩与滨岸堤,海滩是激浪带的堆积体,，它是激浪流作用的产物。海滩在平缓的海岸有着广泛的发育。海滩有两种：一种形成于海蚀崖前，或在过去大浪形成的海滩斜坡上，或在人工建筑物的坡脚处。这种海滩是在海滩上部边缘没有激浪流充分活动的条件下形成的。它的剖面形态成凹形曲线。,（2）海滩与滨岸堤,97,另一种往往是由数条顺海岸线方向延伸的,滨岸堤,所组成，滨岸堤是在激浪流的进流上行充分的空间条件下形成的，所以剖面形态向上凸起。,另一种往往是由数条顺海岸线方向延伸的滨岸堤所组成，滨岸堤是在,98,（3）离岸堤与泻湖,离岸堤,同滨岸堤一样是激浪作用的产物。它只是由激浪流所夹带的泥沙在未达到水边线以前，即在一定位置上形成的出露在水面上的,堤状堆积体,。这样就把离岸堤向陆侧的海水与外部隔开形成湖泊，,这种湖泊称为泻湖,。,（3）离岸堤与泻湖,99,离岸堤可以向岸移动，最后转为滨岸堤。构成滨岸堤或离岸堤的物质为砾石、沙、海生贝壳或其混合物。离岸堤是由什么成分组成的，除波浪外，要视物质的供应条件面定。,离岸堤可以向岸移动，最后转为滨岸堤。构成滨岸堤或离岸堤的物质,100,（4）水下沙坝,水下沙坝是一种大致与岸平行成直线或弧形的水下堤状堆积物，有时为一条，多数情况下为两条，最多可达56条。水下沙坝形成于破浪带，它是破浪的产物。,（4）水下沙坝,101,其形成过程是，当波浪到达水深为12个波高的地方，倾翻形成,破浪,，倾翻时以其巨大的能量挖掘海底泥沙，大部分泥沙在破浪点向海侧堆积下来，,从而形成水下沙坝,。此后，波浪将减小的参量向陆地继续推进。如果条件许可，那么在某一位置，其深度又达到新形成的较小波浪高的12倍时，波浪再次破碎，形成第二条较小的水下沙坝，如此还可以形成第三条。,水下沙坝形成以后，存在加高、增宽、向陆向海的横向移动以及纵向移动的过程。,其形成过程是，当波浪到达水深为12个波高的地方，倾翻形成破,102,（二）纵向运动所形成的海积地貌,在波浪斜射海岸时，波动方向与重力方向不在一条直线上，从而使泥沙颗粒在波浪作用下，不是沿着波向来回移动，而是沿着波向和重力切向分量的合力方向上下移动，即泥沙颗粒沿着z形路线运动。这样，泥沙颗粒实际移动的方向与岸线的夹角比波射线与岸线的夹角要小，即更接近于与岸线平行，,这就是纵向运动。,（二）纵向运动所形成的海积地貌,103,泥沙纵向移动所形成的堆积地貌，在其他条件相同时，可根据岸线的转折所引起的促沙流容量的变化而区分为：,（1）海岸线向海转折时，由于波射线与岸线的交角的增大而使泥沙流容量减少，则可能产生泥沙流从原来不饱和的情况下，转变为饱和或过饱和，从而发生泥沙在凹入角的堆积充填，形成滨海岸堆积地貌。,泥沙纵向移动所形成的堆积地貌，在其他条件相同时，可根据岸线的,104,通常在海湾顶部的海滩，就是泥沙在纵向移动中，单向的或双向的泥沙充填的结果。在海岸人工建筑物中，有意（加防堤、丁坝等）或无意的（如接岸防坡堤、突堤码头等）拦断了泥沙流，在其迎向泥沙流来向的一侧发生的堆积地貌，也属于这一类。但是处理不当，则常在人工建筑物的下方发生海岸的冲刷。埃及的塞得港和世界其他港口多发生过这种情况。,通常在海湾顶部的海滩，就是泥沙在纵向移动中，单向的或双向的泥,105,（2）海岸向陆转折时，将产生另一种堆积地貌。这时则海岸线与波射线交角减小，而可能使容量减低，泥沙在岸线转折处首先堆积下来。由于波浪绕过海岸突出处的折射，泥沙将沿着大致与新岸线等深线平行的方向前进，即与岸边离开一定角度，这样堆积体就从海岸突出处开始，在无另外因素干扰条件下，不断向前延伸，形成根部与岸相接，前端离岸越来越远，向海突出的堆积地貌，这种地貌称为,沙咀,。,（2）海岸向陆转折时，将产生另一种堆积地貌。这时则海岸线与波,106,第五节 海洋沉积作用的特点,海洋除海岸附近沉积表面外，其余绝大部分的海域的水体处于相对静止状态。因此，除海岸带以剥蚀作用为主外，广大海域以沉积为主。海洋中有极丰富的物质来源，有海水本身剥蚀破坏的产物，有由其他外动力从陆地上搬运来的大量物质，还有海洋中生物遗体、海底喷出物质及落入海中的宇宙物质等。所以，海洋不仅是现代地表最大的沉积场所，而且古代的沉积岩主要是在海洋中沉积形成的。,第五节 海洋沉积作用的特点海洋除海岸附近沉积表面外，其余绝,107,海水在搬运碎屑物质过程中，由于动能减弱，便可发生机械沉积；海水中的溶解物质，由于达到过饱和或物理化学条件的改变，便可发生化学沉积；同时，海洋中生物死后的遗体堆积于海底，所以海洋沉积作用有机械沉积、化学和生物沉积。由于海洋冬带的环境特点不同，其沉积特点也有所不同。现将海洋各带的沉积作用分述如下。,海水在搬运碎屑物质过程中，由于动能减弱，便可发生机械沉积；海,108,一、海岸带沉积,海洋的沉积作用可进一步划分为,滨海、浅海、半深海和深海,几个环境分区。,（一）滨海的沉积作用,滨海是海陆交互地带，,其范围是最低的低潮线与最高的高潮线之间的海岸地带,。滨海区当潮汐、波浪和沿岸流的搬运动力变小时，就产生机械沉积。滨海区由于潮汐、波浪的作用还可带来较多的生物碎屑，形成一定的生物沉积。,一、海岸带沉积,109,海滩沉积,海滩是在海岸地带由碎屑沉积物堆积而成的平坦地形。,在山区河流的入海口或基岩海岸附近，沉积物主要由砾石组成，这种,海滩称为砾滩,。砾石具有较高的磨圆度，扁圆形砾石常具定向性排列，砾石长轴基本与海岸平行，最大扁平面倾向海洋。,海滩沉积,110,主要由砂组成的,海滩叫沙滩。,在波浪的长期作用下，砂粒具有良好的分选性和磨圆度，成分单一，不稳定矿物少，以石英砂最为常见。沙滩表面具有,不对称波痕,，内部具有,交错层理,。由于沙滩经受了波浪的长期筛选，独居石、锆石、钛铁矿、金等重矿物，易富集形成滨海砂矿。,主要由砂组成的海滩叫沙滩。在波浪的长期作用下，砂粒具有良好的,111,潮坪沉积,在宽阔平缓的海岸地带，波浪波及不到这里，只有高潮时海水才能到达，因而这里以潮汐作用为主，,此地带称为潮坪,。潮流动能小于波浪，仅能把细砂、粉砂和粘土搬运到潮坪上沉积。由于潮水周期性的往复运动，潮坪沉积具有,双向斜层理,，沉积物表面发育,波痕、泥裂、虫迹,等。,潮坪沉积,112,沙坝及沙嘴沉积,当海浪从沙质海底的浅水区向岸推进时，在水深约等于两个波高处，进浪与底流相遇。波浪的破碎使动能减小，所携带的泥沙便堆积下来，开始形成,水下沙埂,，沙埂进一步增高加宽，形成平行于海岸的长条形垅岗，,称为沙坝,。,沙坝及沙嘴沉积,113,沙嘴也是由沙粒堆积而成的长条形垅岗，它一端与海岸相连，另一端伸入海中。它的形成过程与沿岸流有关。由于海岸曲折，每一股沿岸流并不随之曲折，当沿岸流推动砂粒前进时，因惯性使砂粒进入海湾区，然后减速发生沉积。另外，两股反向沿岸流相遇时，能量相互抵销，也能使砂粒沉积,形成沙嘴。,沙嘴也是由沙粒堆积而成的长条形垅岗，它一端与海岸相连，另一端,114,贝壳堤,在平缓而又坚实的海滨带，牡蛎等软体动物可以大量繁殖，死亡后，其骨骼被波浪冲到海滩堆积形成贝壳堤或介壳滩，如果富集、规模大，可作为石灰原料。,贝壳堤,115,（二）浅海的沉积作用,浅海是海岸以外较平坦的浅水海域,，其水深自低潮线以下至水深200m之间。许多地区的大陆架水深在200m 以内，地势开阔平坦，所以浅海大致与大陆架相当。浅海距大陆较近、各种生物极其繁盛，是海洋中的最主要沉积区，无论沉积物数量及沉积作用的类型都比海洋中的其它环境分区要丰富得多，古代海相沉积岩中绝大部分也为浅海沉积。,（二）浅海的沉积作用,116,1、浅海的碎屑沉积,浅海中90以上的碎屑物来源于大陆。当不同粒级碎屑进入浅海时，海水的运动使颗粒下沉速度减慢，一些较细的颗粒处于悬浮状态，海流将这些悬浮物搬运到离岸较远的地区；较粗的颗粒沉积在近岸地区。因此从近岸到远岸，依次排列着砾石、粗砂、细砂、粉砂和粘土等。,1、浅海的碎屑沉积,117,浅海带沉积物的特点是：,近岸带,颗粒粗以砂砾质为主，具交错层理和不对称波痕，含大量生物化石，有良好的磨圆度和分选性，成分较单一；,远岸带,粒度细，以粉砂和泥质为主，具水平层理，波痕不发育，有时有对称波痕，分选好但磨圆度不高，成分较复杂。,浅海带沉积物的特点是：近岸带颗粒粗以砂砾质为主，具交错层理和,118,2、浅海的化学沉积,浅海是化学沉积的有利地区，形成了众多的化学沉积物，其中许多是重要的矿产。地质历史时期曾发育过大量浅海化学沉积，现代浅海化学沉积主要发生在中、低纬地区。浅海的化学沉积物主要有碳酸盐、硅质、铝、铁、锰氧化物和氢氧化物、胶磷石和海绿石等。,2、浅海的化学沉积,119,碳酸盐沉积,在浅海化学沉积物中，碳酸盐类所占比重最大，,主要为灰岩和白云岩,。碳酸盐沉积的原因,是温度升高或压力降低,，这样引起海水中CO,2,含量减少，重碳酸钙过饱和形成CaCO,3,沉淀。在海水动荡的条件下，碳酸钙以一定的质点（如岩屑）为核心呈同心圆状生长，形成,鲕粒状沉积物，成岩后形成鲕状灰岩,。已固结或弱固结的碳酸钙被波浪冲碎并搓成扁长形团块，胶结成岩后，形成,竹叶状灰岩,。,碳酸盐沉积,120,硅质沉积,海水中的硅质一部分来自大陆，它们以溶解硅（H,3,SiO,4,）和悬浮硅两种形式搬运；另一部分硅质来源于海底火山作用、海水的溶解作用及生物活动。当硅胶进入海洋后，在温度较低、偏碱性的环境中，逐步凝聚而沉积下来，,形成蛋白石,，进一步脱水形成,燧石,。燧石常呈,结核状、透镜状或条带状,产出，颜色多样。,硅质沉积,121,铝、铁、锰及海绿石沉积,海水中的铝、铁、锰等主要来自大陆。,湿热气候区强烈的化学风化作用，使Al、Fe、Mn 以胶体状态随河流迁入海中,，在近岸地带遇电解质而凝聚沉积，在近岸区，因海水动荡，,易形成鲕状结构或豆状、肾状结构,。,铝、铁、锰及海绿石沉积,122,海成铝土矿是由,铝的氢氧化物,组成，铁质沉积物主要为,赤铁矿和褐铁矿,，而锰质沉积物则以水锰矿、硬锰矿的形式出现。,海绿石,是一种绿色粘土矿物，是由海水中,硅、铝、铁的胶体吸附钾离子,而成。,海成铝土矿是由铝的氢氧化物组成，铁质沉积物主要为赤铁矿和褐铁,123,磷质沉积,磷主要以HPO,4,2-,的形式存在于海水中，表层海水含磷量低，难以沉积。海洋的下层由于有机物体的分解富含磷质，当富含磷质的海水随上升洋流到达浅海区后，因压力减小，温度升高，CO,2,的含量降低，磷质发生沉积，形成胶磷石Ca,3,(PO,4,),2,。胶磷石和其它沉积物共同组成,磷灰岩,。当含磷量较高时形成,磷矿床,。,磷质沉积,124,3、浅海的生物沉积,介壳石灰岩和生物碎屑岩,浅海带生活着大量底栖生物，当它们死亡后，生物的壳体与灰泥混杂沉积，可形成,介壳石灰岩,；生物壳体或骨骼的碎片可以与其它沉积物混杂形成,生物碎屑岩,。,3、浅海的生物沉积,125,生物礁,生物礁是指在海底原地增殖、营群体生活的生物，如珊瑚、苔藓虫和层孔虫等的骨骼、外壳以及某些沉积物在海底形成的隆起状堆积体。,生物礁,126,珊瑚礁在浅海沉积中有特殊意义，,珊瑚虫对生活环境有较严格的选择，只能生活在20左右的海水中，并且要求水质清澈、盐度正常，水深不超过20m，水流通畅而不激烈动荡。,在这种环境中，珊瑚虫不断繁生，其骨骼逐渐堆积成礁。如果珊瑚环绕岛的岸边生长，形成,岸礁,；如果珊瑚礁平行海岸分布，与岸间有一个较宽的水道，则成为,堡礁,；珊瑚围绕海底隆起的边缘生长则形成环状的礁体，称为,环礁,。,珊瑚礁在浅海沉积中有特殊意义，珊瑚虫对生活环境有较严格的选择,127,三、半深海带和深海带的沉积,半深海是从浅海向广阔深海的过渡地带，水深一般位于2002000m 之间，在海底地形上相当于大陆坡的位置，通常地形坡度较陡。深海是水深大于2000m 的广大海域，其海底地形主要包括大陆基、大洋盆地及海沟等。,三、半深海带和深海带的沉积,128,半深海及深海离大陆较远，一般来说，,粗粒物质很难到达这里,，只有浊流、冰川和风以及火山作用，能产生较粗的物质沉积。,浊流所悬浮和挟带的大量物质，在进入大陆坡脚和深海盆地时，因搬运能力剧减发生堆积，所形成的沉积物叫浊积物。,由浊积物构成的扇状地形叫,深海扇,。扇体的沉积厚度较大，向深海平原厚度减小。,浊积物主要由粘土和砂组成,，还有砾石、岩块、生物碎屑等。,具分选性和层理,。,半深海及深海离大陆较远，一般来说，粗粒物质很难到达这里，只有,129,陆源物质部分沉积于浅海带，粒径小于0.005mm 的悬浮物质进入,半深海和深海区,。这些物质虽属陆源的悬浮物质，但它们几乎都是,胶体性质,，可长期悬浮于水中，只有在极安静的水动力条件下才能沉入海底。由于海洋中波浪和洋流的存在，极安静的环境几乎不存在，如果不是,胶体物质的凝聚作用,，它们可能不会发生沉积。,陆源物质部分沉积于浅海带，粒径小于0.005mm 的悬浮物质,130,半深海中的沉积物具有世界共同的特点，即都是一些胶状软泥，其成分大体相似。这些软泥据颜色的差异有,蓝色软泥、绿色软泥、红色软泥,等。深海是海洋的主体，但沉积速度较低。化学沉积作用形成了,锰结核、多金属软泥,等。,半深海中的沉积物具有世界共同的特点，即都是一些胶状软泥，其成,131,锰结核又称锰团块、锰矿球等，它由水针铁矿、钠水锰矿和钡镁锰矿等矿物组成。锰结核中含30 多种元素、除Fe、Mn 外，还有Cu、Co、Ni 等，其品位均已达到工业品位，而且储量可观，所以锰结核的经济意义很高。,锰结核,主要为黑褐色，含铁多时呈红褐色。结核大小不一，一般为0.525cm，个别大于1m。,锰结核又称锰团块、锰矿球等，它由水针铁矿、钠水锰矿和钡镁锰矿,132,锰结核都具有一个碎屑核心，铁、锰矿物以,同心圆状包在核外,，这些核心可以是火山玻璃、生物骨屑或浮冰岩屑等。锰结核主要分布于水深 40006000m 的深海底，以太平洋深海底为最多。,锰结核的形成条件为：,有丰富的锰质来源，处于氧化环境，海流不断补充锰质和沉淀核心。,尽管在这种条件下，锰结核的沉积速度仍很小，一般为10,-5,10,-3,mm/a。,锰结核都具有一个碎屑核心，铁、锰矿物以同心圆状包在核外，这些,133,多金属软泥,是一种富含Fe、Mn、Al、Zn、Pb、Ag、Au 等金属的未固结沉积物。一般分布在水深20003000m 处，现在已出现的地区有红海、东太平洋海等。多金金属软泥中各种金属主要以硫化物形式存在，金属含量已达到工业品位。由于它分布的深度比锰结核浅，是未来有前景的矿产。,多金属软泥,134,半深海及深海的生物沉积主要是一些,生物软泥,，尤其是深海区分布较广，它是深海沉积的重要部分。大量的浮游生物死亡后堆积，与泥质沉积物混在一起形成,生物组分超过50的软泥,。,生物软泥据其成分和生物碎屑的种类，分为以碳酸钙为主的,钙质软泥,和以硅质为主,的硅质软泥,。前者包括抱,球虫软泥,和,翼足类软泥,，后者包括,硅藻软泥,和,放射虫软泥,。湖泊中的生物作用也可形成腐泥，成岩后称为,油页岩,。,半深海及深海的生物沉积主要是一些生物软泥，尤其是深海区分布较,135,四、泻湖沉积,泻湖是沙坝、沙嘴进一步发展而形成的，也可以是由地壳上升运动使陆地上升，致使较小的海湾与海洋隔绝而形成的。泻湖中的水不能与海水自由交流，只能有表面一部分水通过一个狭小的海峡