湖泊沉积学
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石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 四、风生流、风暴流及其沉积动力学
５.风暴对沉积物的影响 风暴将沉积物搬离滨岸 风暴高峰期 ❖晴天沉积物被冲蚀、颠选和悬浮→侵蚀面和粗粒滞留沉积 风暴晚期 ❖细粒沉积物再沉积，受风暴导致底流的影响→纹理层 风暴期后 ❖沉积最细的悬浮物，已无风暴作用影响。
石大袁静
粒度特征
多个交截点，跳跃总体由多个次总体组成，粒度 0.0
区间跨度大（1.5～3.5Φ），斜率较低（50～ 10°），分段不明显，悬浮总体含量高。 ❖ 高斜一段式----风暴流沉积的典型特点
0.0 1.0 2.0 3.0 4.0 5.0
累积%
Φ值
99.9
99.0
商 67
90.0
基本由一条斜率较高（60～70°）的直线段组成 50.0
石大袁静
4．滨岸沙坝体系动力学
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 三、深湖环境沉积物重力流动力学
牵引流和沉积物重力流是自然界中碎屑物质搬运和沉积的两种基本
流体类型。 牵引流为牛顿流体。 沉积物重力流属非牛顿流体。
❖形成沉积物重力流前提是砂泥质点分散于某种流动介质中
❖根据颗粒支撑机理 浊流 液化流 颗粒流 碎屑流
石大袁静
沉积物重力流的演化规律
石大袁静
按
流 变 学 演 化 示 意
沉 积 物 重 力 流
图
石大袁静
洪水重力流的演化规律
洪水重力流（泥石流＋碎屑流） →碎屑流 ❖ →高密度重力流（砾石质高密度重力流→砂质高密度重力流） →颗粒流 ❖ →沉积物液化流 →典型浊流（低密度重力流）
→牵引流
石大袁静
三、深湖环境沉积物重力流动力学
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 淡水湖泊中的碎屑物质大都由河流以底载或悬载的形式带入，小型湖泊 尤其如此。 沉积水动力学分区 河流作用为主的区域 ❖河口附近的三角洲区＋河水羽状流（惯性流）区 波浪作用为主的区域 ❖主要受风力所制约（与风速、持续时间和方向等有关）。 浪基面之上，表现为岸滩侵蚀及碎屑物质向岸外搬运， 在大型湖泊中尤其明显。 浪基面以下，湖底以堆积作用为主； 坡度足够大（大于5°）时，松软物质顺坡运动，转化为 沉积物重力流，在深湖湖底或平原区再沉积。
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 四、风生流、风暴流及其沉积动力学
3.风暴流 是短暂的强风暴造成的在滨岸和浅水湖棚区引起的一种强湖流， 它使湖平面升高、流速增大、波浪传播深度加大。
４.风暴流作用过程 风暴掀起湖底沉积物并冲向和侵蚀湖岸，产生向湖流动的密度流， 即离岸风暴流。 风暴衰减，在风暴浪基面与正常浪基面之间沉积风暴流沉积，夹 于正常湖棚沉积之中。
（即使有分段，各段斜率相似而且均较高），以
2355.47m
10.0
其悬浮沉积特征不同于牵引流，以其高斜率分选
1.0
好而有别于一般的重力流沉积。
0.1
2371.68m
0.0
0.0 1.0 2.0 3.0 4.0 5.0
Φ 值石大袁静
商25 -34 2058. 00m 渠模 A
湖相风暴岩
夏 气1 1 554. 90m 反递变层理 E
第十章 湖泊沉积学
主要内容
❖第一节 湖泊沉积动力学 ❖第二节 淡水湖泊沉积 ❖第三节 盐湖沉积 ❖第四节 湖泊碳酸盐沉积 ❖第五节 断陷湖泊的沉积充填型式
石大袁静
第一节 湖泊沉积动力学
石大袁静
第一节 湖泊沉积动力学
石大袁静
第一节 湖泊沉积动力学
❖ 风力是影响湖水运动的最重要的因素 风的吹程和持续时间制约波浪的生成，影响湖盆中粗粒质点的侵蚀 和搬运。 风力剪切还使湖盆产生环流、上涌、湖岸喷流和假潮等湖流，搬运 粉砂和泥。 风暴回流(backflow)沉积效应 在台风和飓风影响下，风暴浪将滨岸带沉积物冲刷扰动起来，以 兼具重力流和牵引流双重水流机制的回流形式，将其搬至正常浪 基面以下。
湖浪是湖滨地区重要的侵蚀和搬运动力 湖浪对湖岸和湖底进行冲刷并携带和搬运碎屑物质，形成各种侵 蚀和沉积地形，如湖浪湖岸、湖滩、砂嘴和障壁沙坝等。 暴风浪在较深水区形成具有丘形交错层理的风暴流砂质堆积体．
石大袁静
第一节 湖泊沉积动力学
❖ 一、湖浪
1．风生波浪 湖面波浪以两种方式与湖底相互作用 ❖湖滩带呈破浪，由向岸推进的孤波与滨线的冲刷和回流组成 ❖破浪带之外，仅受水体质点运动轨道速度的影响，波浪能量 自水面向下减小。 波浪动力学主要受控因素 ❖ (1)湖盆的大小和形状 ❖ (2)地形和气候 ❖ (3)湖泊的方位
累积%
99.9
99.0
❖ 高斜多跳一悬式----风暴衰退时能量较弱的牵引流 90.0
由多个（2～3）跳跃次总体和一个悬浮总体组成，50.0
斜率均较高，反映多组水流的影响和较好的分选。10.0
❖ 多段式----小型风暴强盛期的重力流特点
1.0 0.1
2357.15m
商 67 2356.56m
田 5-7 2950.5m
沉积构造特征 田5-5 2939.49m
浪成沙纹层理、 平行层理与截切构造 F
夏丘I 田 丘 G气状9状1交交错2185错层8507层理..理 0900mm
商 丘 同 H 商丘J6状 生67状7交 变交2错 形23错47层 构4层10理 造 .理.20与10mm
商 丘 及 K
田9 2 8 8 1 .8 2 m 商25 -34 2 0 9 4 .3 9 m
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 二、滨岸浅水环境沉积动力学
1．陡坡带型滨岸带沉积动力学 主要分布在湖岸靠山麓的一侧，由于岸坡陡，激浪直通湖岸，水 动力强度大，形成砾质滩地。在垂直岸线方向上，短距离内沉积 物分带明显。
2．缓坡带型滨岸带沉积动力学 滨岸带底坡平缓，波浪在距岸较远的浅水带破裂，激浪对岸坡作 用不及陡岸强烈和能量变化急剧。因此，沉积物一般以细砾、砂 和粉砂为主，水动力变化形成的各沉积带展布较宽。
❖ 入湖河流是湖水和碎屑物质的主要来源 ❖ 大气加热
使湖水产生热(密度)分层。从而产生类似季节性的纹层。 对于深湖最重要。
石大袁静
第一节 湖泊沉积动力学
❖ 一、湖浪
湖浪是一种风成浪，是由于风力作用湖面所形成的一种水质点周期 性起伏的运动。
风浪的发生、停息、强度和范围主要取决于风速、风向、吹程和 持续的时间以及水深等因素
3.三角洲亚相划分 三角洲平原 三角洲前缘 前三角洲
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 3.三角洲亚相划分
向上变粗的进积式三角洲沉积层序
水平纹层和均匀层理段
前三角洲沉积
透镜状、波状和脉状层理段——远沙坝
交错层理段——河口沙坝、分流河道
三角洲前缘沉积
水平纹层和透镜状层理段——分流间湾
单向水流波痕段——分流河道 均匀层理和水平层理段——沼泽
休仑湖达0.76m；伊力湖潮差最大幅度为2.56m，振荡周期为14～16h。
石大袁静
第一节 湖泊沉积动力学
❖ 二、湖流 湖流对悬浮的细粒沉积物的散布以及湖水的混合有重要影响 湖流由以下各种原因造成 风的拖曳；大气压差；河水注入流的惯性；科氏力。 1．风应力：艾克曼运动和涌生流 2．入湖河水的惯性流 河流入湖相当远而几乎不发生扩散，它以自身惯性推动和放大湖流。 一般河流入湖后迅速分散并与湖水混合，同时卸下其较粗粒的负载，形 成三角洲沉积体。 惯性流可见于湖水任何深度，取决于两种水体密度的相对大小。 ❖ 当注入河水的密度低于湖水时，河水呈羽状体出现，对于悬浮沉积 物的散布有密切关系。 ❖ 当河水密度大于湖水的密度时，则形成密度流 (如浊流) ，并在纵向 上延伸相当远的距离。 正常的深水沉积作用，主要是浪基面以下悬移物质的沉落。
三角洲平原沉积
石大袁静
第 二 节
淡 水 湖 泊 沉 积 学
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 二、滨岸浅水环境沉积动力学
滨岸带——浪基面以上的受波浪和湖流作用的地带。 在近岸区，波浪从开阔湖向岸方向接近浅水区域，尚未发生破碎 时，波浪振荡向岸运动大于离岸运动，粗颗粒沿底部向岸方向移 动，细颗粒向湖内沉积。 波浪进入水深相当于波高的浅水区时，因坡陡骤增而破碎，产生 强烈的局部紊动，夹起泥砂，并形成激岸浪。 波浪行进方向与岸线有交角时，产生沿岸流。沿岸流和风成环流 结合起来，对泥砂进行再分配，成为滨岸沉积物纵向运移的主要 方式。如形成滨岸砂嘴、沙坝。
截切构造
重荷构造
B
C
商67 251 0.90m 揉皱变形 D
夏 气1 1 554. 90m
反递变层理 E
商25 -34 2097. 09m 田9 3193 .15m
夏 气1 1 557. 90m 丘状交错层理
商67 244 0.00m 丘状交错层理
商1浪3成-1干07涉 波23痕14 .74m 丘 状 M 、洼 状 交 错层 理
石大袁静
第一节 湖泊沉积动力学
❖ 一、湖浪
2．上涌 风力剪切使下风端的湖水位高于上风端湖水位，造成湖水上涌。 ❖只限于水面以下几米以内，不能影响稍深的湖底， ❖在浅水的湖泊中可引起剧烈的水位变化。
3．假潮 风的剪切和低的气压造成湖水体大规模的起伏波动。 水在湖面的一端堆积，堆积力量释放后，水就沿湖的延长方向传 播，形成大规模的波浪状起伏运动，引起湖面波动。 ❖假潮的周期与湖泊的大小和水深有关 ❖许多大湖泊都有明显的假潮
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第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 四、风生流、风暴流及其沉积动力学
1.风暴岩（tempestites ） 浅水沉积环境中一种具递变层理砂质或生屑质沉积层的砂岩（生 屑灰岩），归因于沉积物被风暴扰动后的再沉积产物（Kelling， 1975）
２.海成或湖成风暴沉积成因 风暴引起的强烈振荡水流、风浪回流所产生的强大剪切力把滨岸 和陆棚沉积物掘起、搅动、悬浮、搬运到较深水区再沉积。
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 一、三角洲环境沉积动力学
1.概念 在河流入湖的河口处，流速降低时，水流携带的沉积物便在河口 处堆积下来，形成平面上呈三角形或舌状，剖面上呈透镜体的碎 屑堆积体。
2.三角洲区的水流型式 由河口向湖泊方向有一股扩张的水下喷流，同时其下方有回流。
商 浪2成5克N-交鲁3错4兹层迹2理 099. 63m
I
J
及生物逃逸迹
L
田5- 5 29 39.49 m
田9 2880 .00m 商67 237 1.21Km
滨岸带为波浪和沿岸流强烈作用的高能带。
石大袁静
第二节 程中的能量变化，以平均低水位为界，滨岸带 沉积可分为两个亚环境
滩地（滨湖） ❖受激浪作用，沉积物主要为砾石和砂；
近岸带（浅湖） ❖受往复性波浪水流作用，沉积物主要为粉、细砂。
湖泊发育阶段、物源供给、湖底形态的差异 →湖泊滨岸带的水深、宽度和沉积特征不尽相同 ❖波高岸陡的深水湖泊，滨岸带较窄； 抚仙湖，滨岸宽50一100ｍ ❖湖底平缓的浅水湖泊，滨岸带很宽。 滇池，滨岸宽约100—500 m
石大袁静
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积
❖ 二、滨岸浅水环境沉积动力学
3．近岸带沉积动力学 分布在滩地低水位线以下至波浪破碎的浅水段。 ❖受往复性水流作用，强度明显小于滩地回流带。 接近滩地的浅水段，粉、细砂含量达100％。 随水深增加，渐变为粘土质粉砂，粒级分异作用明显。
4．滨岸沙坝体系动力学 三角洲和扇三角洲前缘的滨岸带障壁沙坝发育，其内方为“泻湖” 或沼泽环境。沙坝主要受波浪和沿岸流影响。
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 沉积物重力流在顺斜坡方向随着搬运距离的增加 ——由碎屑流发展到高密度浊流，最后到低密度浊流。 形成湖泊沉积物重力流沉积的机制有两种 ❖洪水成因 ❖滑塌成因
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 洪水重力流的演化规律
陡坡地区，山区洪水携带碎屑物质沿补给水道入湖形成洪水重力流。 洪水重力流往往具碎屑流性质，在补给水道下部形成杂基支撑砾岩。 碎屑流受稀释→高密度重力流。 进一步向前搬运，湖底坡度变缓，流速变小，砾石质高密度重力流→砂质高密 度重力流。 同时，流体由单方向流动变为发散状流动，继续冲蚀湖底，形成湖底扇中扇区 的辫状沟道。 辫状沟道中砂质高密度重力流仍以湍流搬运沉积物，底部→颗粒流。 由于沉积速度快，沉积物捕获的粒间孔隙水向上流动形成沉积物液化流。 →辫状沟道以递变层理砂岩、块状砂岩和有泄水构造的块状砂岩为特征。 密度减小流速降低，沉积物液化流→典型浊流→牵引流→平行递变层理砂岩。 辫状沟道浅，沉积物重力流溢出沟道，形成沟道间典型浊流沉积。
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 四、风生流、风暴流及其沉积动力学
５.风暴对沉积物的影响 风暴将沉积物搬离滨岸 风暴高峰期 ❖晴天沉积物被冲蚀、颠选和悬浮→侵蚀面和粗粒滞留沉积 风暴晚期 ❖细粒沉积物再沉积，受风暴导致底流的影响→纹理层 风暴期后 ❖沉积最细的悬浮物，已无风暴作用影响。
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粒度特征
多个交截点，跳跃总体由多个次总体组成，粒度 0.0
区间跨度大（1.5～3.5Φ），斜率较低（50～ 10°），分段不明显，悬浮总体含量高。 ❖ 高斜一段式----风暴流沉积的典型特点
0.0 1.0 2.0 3.0 4.0 5.0
累积%
Φ值
99.9
99.0
商 67
90.0
基本由一条斜率较高（60～70°）的直线段组成 50.0
石大袁静
4．滨岸沙坝体系动力学
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 三、深湖环境沉积物重力流动力学
牵引流和沉积物重力流是自然界中碎屑物质搬运和沉积的两种基本
流体类型。 牵引流为牛顿流体。 沉积物重力流属非牛顿流体。
❖形成沉积物重力流前提是砂泥质点分散于某种流动介质中
❖根据颗粒支撑机理 浊流 液化流 颗粒流 碎屑流
石大袁静
沉积物重力流的演化规律
石大袁静
按
流 变 学 演 化 示 意
沉 积 物 重 力 流
图
石大袁静
洪水重力流的演化规律
洪水重力流（泥石流＋碎屑流） →碎屑流 ❖ →高密度重力流（砾石质高密度重力流→砂质高密度重力流） →颗粒流 ❖ →沉积物液化流 →典型浊流（低密度重力流）
→牵引流
石大袁静
三、深湖环境沉积物重力流动力学
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第二节 淡水湖泊沉积学
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 淡水湖泊中的碎屑物质大都由河流以底载或悬载的形式带入，小型湖泊 尤其如此。 沉积水动力学分区 河流作用为主的区域 ❖河口附近的三角洲区＋河水羽状流（惯性流）区 波浪作用为主的区域 ❖主要受风力所制约（与风速、持续时间和方向等有关）。 浪基面之上，表现为岸滩侵蚀及碎屑物质向岸外搬运， 在大型湖泊中尤其明显。 浪基面以下，湖底以堆积作用为主； 坡度足够大（大于5°）时，松软物质顺坡运动，转化为 沉积物重力流，在深湖湖底或平原区再沉积。
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 四、风生流、风暴流及其沉积动力学
3.风暴流 是短暂的强风暴造成的在滨岸和浅水湖棚区引起的一种强湖流， 它使湖平面升高、流速增大、波浪传播深度加大。
４.风暴流作用过程 风暴掀起湖底沉积物并冲向和侵蚀湖岸，产生向湖流动的密度流， 即离岸风暴流。 风暴衰减，在风暴浪基面与正常浪基面之间沉积风暴流沉积，夹 于正常湖棚沉积之中。
（即使有分段，各段斜率相似而且均较高），以
2355.47m
10.0
其悬浮沉积特征不同于牵引流，以其高斜率分选
1.0
好而有别于一般的重力流沉积。
0.1
2371.68m
0.0
0.0 1.0 2.0 3.0 4.0 5.0
Φ 值石大袁静
商25 -34 2058. 00m 渠模 A
湖相风暴岩
夏 气1 1 554. 90m 反递变层理 E
第十章 湖泊沉积学
主要内容
❖第一节 湖泊沉积动力学 ❖第二节 淡水湖泊沉积 ❖第三节 盐湖沉积 ❖第四节 湖泊碳酸盐沉积 ❖第五节 断陷湖泊的沉积充填型式
石大袁静
第一节 湖泊沉积动力学
石大袁静
第一节 湖泊沉积动力学
石大袁静
第一节 湖泊沉积动力学
❖ 风力是影响湖水运动的最重要的因素 风的吹程和持续时间制约波浪的生成，影响湖盆中粗粒质点的侵蚀 和搬运。 风力剪切还使湖盆产生环流、上涌、湖岸喷流和假潮等湖流，搬运 粉砂和泥。 风暴回流(backflow)沉积效应 在台风和飓风影响下，风暴浪将滨岸带沉积物冲刷扰动起来，以 兼具重力流和牵引流双重水流机制的回流形式，将其搬至正常浪 基面以下。
湖浪是湖滨地区重要的侵蚀和搬运动力 湖浪对湖岸和湖底进行冲刷并携带和搬运碎屑物质，形成各种侵 蚀和沉积地形，如湖浪湖岸、湖滩、砂嘴和障壁沙坝等。 暴风浪在较深水区形成具有丘形交错层理的风暴流砂质堆积体．
石大袁静
第一节 湖泊沉积动力学
❖ 一、湖浪
1．风生波浪 湖面波浪以两种方式与湖底相互作用 ❖湖滩带呈破浪，由向岸推进的孤波与滨线的冲刷和回流组成 ❖破浪带之外，仅受水体质点运动轨道速度的影响，波浪能量 自水面向下减小。 波浪动力学主要受控因素 ❖ (1)湖盆的大小和形状 ❖ (2)地形和气候 ❖ (3)湖泊的方位
累积%
99.9
99.0
❖ 高斜多跳一悬式----风暴衰退时能量较弱的牵引流 90.0
由多个（2～3）跳跃次总体和一个悬浮总体组成，50.0
斜率均较高，反映多组水流的影响和较好的分选。10.0
❖ 多段式----小型风暴强盛期的重力流特点
1.0 0.1
2357.15m
商 67 2356.56m
田 5-7 2950.5m
沉积构造特征 田5-5 2939.49m
浪成沙纹层理、 平行层理与截切构造 F
夏丘I 田 丘 G气状9状1交交错2185错层8507层理..理 0900mm
商 丘 同 H 商丘J6状 生67状7交 变交2错 形23错47层 构4层10理 造 .理.20与10mm
商 丘 及 K
田9 2 8 8 1 .8 2 m 商25 -34 2 0 9 4 .3 9 m
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第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 二、滨岸浅水环境沉积动力学
1．陡坡带型滨岸带沉积动力学 主要分布在湖岸靠山麓的一侧，由于岸坡陡，激浪直通湖岸，水 动力强度大，形成砾质滩地。在垂直岸线方向上，短距离内沉积 物分带明显。
2．缓坡带型滨岸带沉积动力学 滨岸带底坡平缓，波浪在距岸较远的浅水带破裂，激浪对岸坡作 用不及陡岸强烈和能量变化急剧。因此，沉积物一般以细砾、砂 和粉砂为主，水动力变化形成的各沉积带展布较宽。
❖ 入湖河流是湖水和碎屑物质的主要来源 ❖ 大气加热
使湖水产生热(密度)分层。从而产生类似季节性的纹层。 对于深湖最重要。
石大袁静
第一节 湖泊沉积动力学
❖ 一、湖浪
湖浪是一种风成浪，是由于风力作用湖面所形成的一种水质点周期 性起伏的运动。
风浪的发生、停息、强度和范围主要取决于风速、风向、吹程和 持续的时间以及水深等因素
3.三角洲亚相划分 三角洲平原 三角洲前缘 前三角洲
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 3.三角洲亚相划分
向上变粗的进积式三角洲沉积层序
水平纹层和均匀层理段
前三角洲沉积
透镜状、波状和脉状层理段——远沙坝
交错层理段——河口沙坝、分流河道
三角洲前缘沉积
水平纹层和透镜状层理段——分流间湾
单向水流波痕段——分流河道 均匀层理和水平层理段——沼泽
休仑湖达0.76m；伊力湖潮差最大幅度为2.56m，振荡周期为14～16h。
石大袁静
第一节 湖泊沉积动力学
❖ 二、湖流 湖流对悬浮的细粒沉积物的散布以及湖水的混合有重要影响 湖流由以下各种原因造成 风的拖曳；大气压差；河水注入流的惯性；科氏力。 1．风应力：艾克曼运动和涌生流 2．入湖河水的惯性流 河流入湖相当远而几乎不发生扩散，它以自身惯性推动和放大湖流。 一般河流入湖后迅速分散并与湖水混合，同时卸下其较粗粒的负载，形 成三角洲沉积体。 惯性流可见于湖水任何深度，取决于两种水体密度的相对大小。 ❖ 当注入河水的密度低于湖水时，河水呈羽状体出现，对于悬浮沉积 物的散布有密切关系。 ❖ 当河水密度大于湖水的密度时，则形成密度流 (如浊流) ，并在纵向 上延伸相当远的距离。 正常的深水沉积作用，主要是浪基面以下悬移物质的沉落。
三角洲平原沉积
石大袁静
第 二 节
淡 水 湖 泊 沉 积 学
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 二、滨岸浅水环境沉积动力学
滨岸带——浪基面以上的受波浪和湖流作用的地带。 在近岸区，波浪从开阔湖向岸方向接近浅水区域，尚未发生破碎 时，波浪振荡向岸运动大于离岸运动，粗颗粒沿底部向岸方向移 动，细颗粒向湖内沉积。 波浪进入水深相当于波高的浅水区时，因坡陡骤增而破碎，产生 强烈的局部紊动，夹起泥砂，并形成激岸浪。 波浪行进方向与岸线有交角时，产生沿岸流。沿岸流和风成环流 结合起来，对泥砂进行再分配，成为滨岸沉积物纵向运移的主要 方式。如形成滨岸砂嘴、沙坝。
截切构造
重荷构造
B
C
商67 251 0.90m 揉皱变形 D
夏 气1 1 554. 90m
反递变层理 E
商25 -34 2097. 09m 田9 3193 .15m
夏 气1 1 557. 90m 丘状交错层理
商67 244 0.00m 丘状交错层理
商1浪3成-1干07涉 波23痕14 .74m 丘 状 M 、洼 状 交 错层 理
石大袁静
第一节 湖泊沉积动力学
❖ 一、湖浪
2．上涌 风力剪切使下风端的湖水位高于上风端湖水位，造成湖水上涌。 ❖只限于水面以下几米以内，不能影响稍深的湖底， ❖在浅水的湖泊中可引起剧烈的水位变化。
3．假潮 风的剪切和低的气压造成湖水体大规模的起伏波动。 水在湖面的一端堆积，堆积力量释放后，水就沿湖的延长方向传 播，形成大规模的波浪状起伏运动，引起湖面波动。 ❖假潮的周期与湖泊的大小和水深有关 ❖许多大湖泊都有明显的假潮
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 四、风生流、风暴流及其沉积动力学
1.风暴岩（tempestites ） 浅水沉积环境中一种具递变层理砂质或生屑质沉积层的砂岩（生 屑灰岩），归因于沉积物被风暴扰动后的再沉积产物（Kelling， 1975）
２.海成或湖成风暴沉积成因 风暴引起的强烈振荡水流、风浪回流所产生的强大剪切力把滨岸 和陆棚沉积物掘起、搅动、悬浮、搬运到较深水区再沉积。
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 一、三角洲环境沉积动力学
1.概念 在河流入湖的河口处，流速降低时，水流携带的沉积物便在河口 处堆积下来，形成平面上呈三角形或舌状，剖面上呈透镜体的碎 屑堆积体。
2.三角洲区的水流型式 由河口向湖泊方向有一股扩张的水下喷流，同时其下方有回流。
商 浪2成5克N-交鲁3错4兹层迹2理 099. 63m
I
J
及生物逃逸迹
L
田5- 5 29 39.49 m
田9 2880 .00m 商67 237 1.21Km
滨岸带为波浪和沿岸流强烈作用的高能带。
石大袁静
第二节 程中的能量变化，以平均低水位为界，滨岸带 沉积可分为两个亚环境
滩地（滨湖） ❖受激浪作用，沉积物主要为砾石和砂；
近岸带（浅湖） ❖受往复性波浪水流作用，沉积物主要为粉、细砂。
湖泊发育阶段、物源供给、湖底形态的差异 →湖泊滨岸带的水深、宽度和沉积特征不尽相同 ❖波高岸陡的深水湖泊，滨岸带较窄； 抚仙湖，滨岸宽50一100ｍ ❖湖底平缓的浅水湖泊，滨岸带很宽。 滇池，滨岸宽约100—500 m
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第二节 淡水湖泊沉积
❖ 二、滨岸浅水环境沉积动力学
3．近岸带沉积动力学 分布在滩地低水位线以下至波浪破碎的浅水段。 ❖受往复性水流作用，强度明显小于滩地回流带。 接近滩地的浅水段，粉、细砂含量达100％。 随水深增加，渐变为粘土质粉砂，粒级分异作用明显。
4．滨岸沙坝体系动力学 三角洲和扇三角洲前缘的滨岸带障壁沙坝发育，其内方为“泻湖” 或沼泽环境。沙坝主要受波浪和沿岸流影响。
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第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 沉积物重力流在顺斜坡方向随着搬运距离的增加 ——由碎屑流发展到高密度浊流，最后到低密度浊流。 形成湖泊沉积物重力流沉积的机制有两种 ❖洪水成因 ❖滑塌成因
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第二节 淡水湖泊沉积学
❖ 洪水重力流的演化规律
陡坡地区，山区洪水携带碎屑物质沿补给水道入湖形成洪水重力流。 洪水重力流往往具碎屑流性质，在补给水道下部形成杂基支撑砾岩。 碎屑流受稀释→高密度重力流。 进一步向前搬运，湖底坡度变缓，流速变小，砾石质高密度重力流→砂质高密 度重力流。 同时，流体由单方向流动变为发散状流动，继续冲蚀湖底，形成湖底扇中扇区 的辫状沟道。 辫状沟道中砂质高密度重力流仍以湍流搬运沉积物，底部→颗粒流。 由于沉积速度快，沉积物捕获的粒间孔隙水向上流动形成沉积物液化流。 →辫状沟道以递变层理砂岩、块状砂岩和有泄水构造的块状砂岩为特征。 密度减小流速降低，沉积物液化流→典型浊流→牵引流→平行递变层理砂岩。 辫状沟道浅，沉积物重力流溢出沟道，形成沟道间典型浊流沉积。