第十一章 湖泊和沼泽的地质作用
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2.硫酸盐沉淀阶段 湖水进一步蒸 发，盐度达13%—25%。析出矿物有 石膏（CaSO4 · 2O） →硬石膏 2H （CaSO4） →芒硝 （Na2SO4 · 2O），这种湖称苦湖。 10H
3.氯化物沉淀阶段 湖水盐度达到 26%以上，这时石盐（NaCl）开始析 出，盐度达33%开始有钾盐（KCl） 析出；盐度达35%以上时，开始有光 卤石（KCl· MgCl2 · 2O）和镁盐 6H （水氯镁石（MgCl2· 2O））沉淀 6H
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二、湖水的机械沉积作用
湖泊中的水体处于相对静止状态， 沉积作用是最重要的特征。 湖水的机械沉积物主要来源于河流 和冰水，次要来源于湖岸岩石的破碎产 物和风的吹入物。 湖泊从浅水区到深水区，由于静水 阻滞，沉积物机械分异非常明显。从滨
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岸到湖心，沉积物由粗到细形成同心环 状分布（图11—4）。特别是在不泄湖水 中更是如此。在泄水湖的河流入口一端， 常形成河口三角洲，粗碎屑堆积物向湖 心方向作舌状延伸，粗度的分异从入口 至出口端作半环带壮分布。 干旱气候区湖泊的湖滨发育砾滩、 沙滩、沙咀、沙坝等；潮湿气候区湖滨 地带喜水植物及草类十分茂盛。湖心一 般都为粉沙及湖泥沉积，在干旱区可有
第十一章 湖泊和沼泽的地质作用
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引 言
湖泊为陆地上的积水洼地，它包括湖盆和 水体两部分。 湖泊占世界陆地面积的1.8%。湖泊的大 小、形状极为特殊，世界最大湖泊是黑海，面 积为371000km2；最深的是贝加尔湖，最深点 为1740m。我国著名的湖泊有青海湖、鄱阳湖、 纳木湖、洞庭湖、太湖、滇池等。 湖泊不仅是一种地质动力，而且能够 给 人类带来很多好处，因而被誉为蓝色宝石和镶 嵌在大地上的明珠。
沼泽（marsh或swamp）是陆地表面 常年湿润，嗜湿性植物繁殖，并有泥炭 堆积的地方（图11—8） 。沼泽与湖泊关 系密切，从发展上看，沼泽可以是湖泊 的前身或终结。从空间上看，沼泽常分 布在湖泊的边缘。在潮湿气候的低洼地 区，湖泊和沼泽相伴存在（图11—9）。 世界沼泽总面积约3500000km2，占 陆地面积的2 . 3%。我国沼泽分布较广，
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然后形成“泥炭”。上述植物如果死亡 在活水沼泽中，植物的木质素、纤维素 经腐烂分解随水流失，只能剩下稳定的 角质层、果实、孢子花粉等部分，最后 转变为“残质煤”。 在湖泊的演化过程中，腐泥煤和泥 炭在空间上呈环带分布，但因地壳运动 的控制可能出现湖水深浅的变化或湖泊、 沼泽的交替，这种情况可能造成腐泥煤 （油页岩）与泥炭（后来转变为各级煤
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第一节 湖盆的成因和湖水状况 一、海盆成因
世界上大湖的湖盆一般均由内力地 质作用所成，区域性地壳下降所成的湖 盆（如洞庭湖、鄱阳湖等），一般与平 原和低丘相毗邻，外形不甚规则，湖中 往往有岛屿，湖底沉积物深厚；断层一 盘或断块陷落形成的湖盆（如贝加尔湖、 滇池等）通常位于山区，一侧常保存断
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三、湖水的化学作用
湖水的化学沉积作用深受气候的影响， 不同地区的湖泊具有不同的沉积类型。 1.潮湿气候区湖水的化学沉积作用 潮湿气候区化学风化和生物风化盛行， 矿物分解彻底，易溶的盐类（K、Na、Ca、 Mg等）和难溶的元素（Fe、Mn、Al、Si、 P等）呈真溶液或胶体状态进入湖中，其 中易溶盐类难于在湖水中达到饱和随泄水
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总之，湖泊是一个较为安静的环境。 相对而言，湖泊的化学和生物作用 较为重要。溶解于湖水中的各种气体 （O2、H2S等）在湖水中具有较大的活 动能力，可促进物质的溶解与沉淀。湖 泊中生活着众多的生物和微生物，它们 的新陈代谢过程影响湖水的介质性质， 生物是直接参与湖泊地质作用的重要动 力之一。
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进入海洋中；难溶元素的离子或胶体在湖 水中易于沉淀，成为湖水化学沉积的主要 成分。 当有低价的Fe、Mn、Al等元素的溶 液或胶体进入湖泊之后，与湖水相混，进 行电性中和或其它化学反应和生物作用而 沉淀，形成相应的铁、锰、铝矿床，其中 以铁最为重要。在还原条件下可形成菱铁 矿和黄铁矿。
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的含盐度，湖泊分为淡水湖（<0.3‰）、半 咸水湖（0.3—25 ‰） 、咸水湖（>25 ‰)、 盐湖（>250 ‰)。 深水湖泊不同深度的湖水密度不同，可 出现垂向分层现象。一种为盐度分层，如死 海，其盐度分层十分明显。又如阿拉斯加的 努乌克湖，其上层为密度较小的淡水、下层 为密度较大的咸水，这种密度差异阻止了水 的对流。另一种是温度分层，因为淡水密度 以4℃ 时最大，地处温带和亚热带的深水湖
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盐类夹层；在潮湿区有机质丰富，呈深色。 湖泊沉积物主要发育水平及波状层理， 并有对称波痕等层面构造，但在湖滨沉积中 同样具有斜层理和不对称波痕、泥裂、足迹 等层面构造。 世界各地的湖泊，各自所处的地质地理 位置、气候条件、地质条件、及水源补给等 相差很大，因而湖泊的沉积特点也各不相同， 没有一个相对统一的沉积模式。 湖泊的寿命一般都比较短，干旱地区的
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第二节 湖泊的地质作用
一、湖水剥蚀和搬运作用
湖水机械动力对湖岸的剥蚀及物质的 搬运与海水基本相似。湖滨基岩在波浪不剥 蚀作用之下，同样可形成湖蚀凹槽、湖蚀崖， 以及波切台和波筑台等，但规模很小。 湖水的搬运很小，进入湖泊的砾、砂 大部分停放在湖岸附近，只有较细的粘土才 能随湖流向湖心运移。
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出来。这种湖称盐湖， 湖水称卤水。卤 水的含盐量已经很高，可作矿产开采。 我国盐湖广布于西部地区青海、西 藏等省；碱湖以内蒙古、黑龙江和吉林 西部最为发育；硫酸盐湖和硼砂湖（硼 砂：Na2B4O7· 2O）广泛分布于西藏 10H 高原上。
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第三节 湖泊和沼泽的生物沉积作用
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沼
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泽
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松潘和东北三江平原上，地势平坦，沼 泽面积大，称草甸沼泽（图11—10）， 另外在沿江、沿湖、沿海也有大面积沼 泽分布。 沼泽的重要特征是植物的滋生与繁 茂，一般而言，在离岸较远的浅水地带， 生长睡莲及各种水草，动物也很丰富； 在湖岸极浅水地带生长大量芦苇；在高 出水面的湿润区有灌木及树木生长。概 括起来可分为两个植物带，即湖内的低 等植物带与湖滨的高等植物带。
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素比较复杂；相对而言，因蒸发而产生的沉 淀顺序则比较固定。 干旱区湖泊的蒸发盐类沉积可分为三个 阶段。（图11—7）： 1.碳酸盐沉积阶段 湖水盐度0 . 4%— 12%的范围有一个较大的跨度，先后析出的 矿物是方解石(CaCO3)→白云石 (CaMg(CO3)2) →天然碱(Na3H(CO3)2 •H2O) →苏打(Na2CO3•10H2O)。故又称碱湖或苏打 湖。
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层崖，外形狭长，湖水很深；火山活动 可形成火山湖（如长白山天池）及熔岩 堰塞湖（如五大连池）。 外动力地质作用形成的湖盆一般规 模小，湖水较浅。如河流形成的牛轭湖； 海浪作用形成的泻湖以及喀斯特陷落湖 等等。
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ
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二、湖水状况
湖水来源因地而异。湖水通过蒸发、 流泄和渗透方式逐渐消耗。干旱气候区 的湖泊多数没有出口，为不泄水湖；潮 湿气候区的湖泊一般都有出口，为泄水 湖；有些湖泊湖水时有时无，为间歇湖。 各种湖水中都含有一定的离子和矿 物质，其数量和种类视气候条件及补给 水源的不同而有一定的差异。根据湖水
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表11—1 煤的成因分类简表
类 型 原始植物 低等植物，原有结构保存 低等植物，原有结构消失 形成环境
腐泥煤
腐泥煤 胶泥煤 腐植煤 残植煤
湖泊
腐植煤
高等植物的木质素、纤维素 死水沼泽 高等植物的稳定组分 活水沼泽
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含碳60—70%） →烟煤（含碳70—90%） →无烟煤（含碳90—95%）。 由上述可知，湖泊和沼泽的沉积作 用极为重要，是人类能源资源的主要来 源。我国煤炭资源十分丰富，拥有许多 世界级的大煤田。年产量在十亿吨以上， 居世界第一位。主要成煤时期有石炭纪、 二叠纪、晚三叠世、侏罗纪、第三纪和 第四纪。
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复习思考题
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碳）的互层。 湖泊和沼泽的生物沉积作用最终结果 是形成腐植煤腐泥煤两种成因不同的产物 （表11—1）。 泥炭被埋藏之后，在上覆岩层的压力 下或其他地质因素的（构造运动、岩浆活 动等）的参与，继续发生一系列变化（由 沉积作用阶段进入成岩作用阶段）。主要 表现为密度高、水分减少和含碳量的增加， 其变化顺序为泥炭（含碳58%） →褐煤（
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泊，表层水温随季节波动于4℃ 上下，在 夏季由于表层湖水温度高于4℃ ，密度小， 不发生上下水层的对流；在冬季表层水 温降至4℃ 左右，密度较大，发生湖水的 上下对流。以此类推，寒带和热带的深 水湖泊很少发生湖水的上、下对流现象。
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三、湖水的动力
湖水的动力也有波浪、潮汐、湖流和 浊流等机械动力，以及化学动力和生物动 力。与海洋相比，湖泊机械动力很小。湖 水波浪波长一般只有数米，波高只有数十 厘米。我国鄱阳湖最大湖浪波长为15m， 波高为1.5m，所以湖水深度超过20m，湖 底不受波浪的扰动。湖水流速很小，一般 小于每秒数十厘米。浊流很少在湖中出现。
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Fe(HCO3)2
FeCO3 +H2O+CO2 (菱铁矿) Fe(HCO3)2+2H2S FeS2+3H2O+CO2+CO (黄铁矿) 在氧化条件下则有褐铁矿生成。 4Fe(HCO3)2+O2+2H2O 4Fe(OH)3 +8CO2
（ 褐铁矿）
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2.干旱气候区湖水的化学沉积作用
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湖泊常因过量蒸发而消亡；潮湿地区 湖泊则是由于泥沙的过量淤塞而消失。 入湖河流河口三角洲不断扩大，向湖 心及两侧蔓延，形成湖积—三角洲平 原，并可与邻河三角洲相连接使湖水 逐渐向中心收缩，逐渐演化为沼泽， 最后可全部淤塞使湖泊消失（图11— 6） 。
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干旱区的化学沉积是因为湖水不断 蒸发浓缩所致，湖水中所含各种元素具 有不同的溶解度，随着湖水浓度增大可 按其达到饱和的先后顺序依次析出，从 而产生沉积物的化学分异作用。 按普斯托瓦洛夫提出如下的分异顺 序：氧化铅→氧化铁→氧化锰→氧化硅 →磷酸钙→铁硅酸盐→菱铁矿→方解石
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→白云石→苏打→石膏→硬石膏→芒硝 →石盐→钾盐→镁盐。 必须指出，上述顺序中明显分为两 部分，一部分是从氧化铁至菱铁矿；另 一部分是从方解石至镁盐。前者多沉积 在淡水或正常海水中；后者则沉积在正 常海水以及蒸发水盆地中。沉积顺序因 受到各种因素干扰并不完全按上述顺序 进行，特别是菱铁矿以前的沉积顺序。 铁、锰、磷、铅 等可成悬浮微粒、胶体 等状态，其沉积易受生物影响，沉积因
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低等植物构造简单，主要由脂肪及 蛋白质组成。湖中多水区，低等植物和 其他浮游生物死亡后，遗体沉入水底， 由于湖底水流不畅，氧气缺乏多属于还 原环境，生物尸体很少被分解和带走， 因而能够逐渐累积。这些生物遗体在细 菌的参与下，经腐烂分解，并与同时沉 积的泥质混合形成“腐泥”。由腐泥演 变而成腐泥煤。腐泥中的蛋白质和脂肪 能转变成沥青。腐泥煤的灰分很高，有 时达70%以上。因为腐泥煤层形成在湖 水
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中间部位，沉积时具有水平层理，而且 层理通常都很薄。这种沉积物经压实后 形成页里状的“油页岩”。腐泥煤具有 很高的经济价值，是提炼石油和化工生 产的主要原料。 高等植物构造复杂，内有木质素、 纤维素、树脂、角质层、果壳、孢子花 粉等组分。在湖滨沼泽环境中，植物死 亡后，在死水环境中腐烂，经细菌分解、 埋藏等过程，转变成腐植质和腐植酸，
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2.硫酸盐沉淀阶段 湖水进一步蒸 发，盐度达13%—25%。析出矿物有 石膏（CaSO4 · 2O） →硬石膏 2H （CaSO4） →芒硝 （Na2SO4 · 2O），这种湖称苦湖。 10H
3.氯化物沉淀阶段 湖水盐度达到 26%以上，这时石盐（NaCl）开始析 出，盐度达33%开始有钾盐（KCl） 析出；盐度达35%以上时，开始有光 卤石（KCl· MgCl2 · 2O）和镁盐 6H （水氯镁石（MgCl2· 2O））沉淀 6H
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二、湖水的机械沉积作用
湖泊中的水体处于相对静止状态， 沉积作用是最重要的特征。 湖水的机械沉积物主要来源于河流 和冰水，次要来源于湖岸岩石的破碎产 物和风的吹入物。 湖泊从浅水区到深水区，由于静水 阻滞，沉积物机械分异非常明显。从滨
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岸到湖心，沉积物由粗到细形成同心环 状分布（图11—4）。特别是在不泄湖水 中更是如此。在泄水湖的河流入口一端， 常形成河口三角洲，粗碎屑堆积物向湖 心方向作舌状延伸，粗度的分异从入口 至出口端作半环带壮分布。 干旱气候区湖泊的湖滨发育砾滩、 沙滩、沙咀、沙坝等；潮湿气候区湖滨 地带喜水植物及草类十分茂盛。湖心一 般都为粉沙及湖泥沉积，在干旱区可有
第十一章 湖泊和沼泽的地质作用
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引 言
湖泊为陆地上的积水洼地，它包括湖盆和 水体两部分。 湖泊占世界陆地面积的1.8%。湖泊的大 小、形状极为特殊，世界最大湖泊是黑海，面 积为371000km2；最深的是贝加尔湖，最深点 为1740m。我国著名的湖泊有青海湖、鄱阳湖、 纳木湖、洞庭湖、太湖、滇池等。 湖泊不仅是一种地质动力，而且能够 给 人类带来很多好处，因而被誉为蓝色宝石和镶 嵌在大地上的明珠。
沼泽（marsh或swamp）是陆地表面 常年湿润，嗜湿性植物繁殖，并有泥炭 堆积的地方（图11—8） 。沼泽与湖泊关 系密切，从发展上看，沼泽可以是湖泊 的前身或终结。从空间上看，沼泽常分 布在湖泊的边缘。在潮湿气候的低洼地 区，湖泊和沼泽相伴存在（图11—9）。 世界沼泽总面积约3500000km2，占 陆地面积的2 . 3%。我国沼泽分布较广，
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然后形成“泥炭”。上述植物如果死亡 在活水沼泽中，植物的木质素、纤维素 经腐烂分解随水流失，只能剩下稳定的 角质层、果实、孢子花粉等部分，最后 转变为“残质煤”。 在湖泊的演化过程中，腐泥煤和泥 炭在空间上呈环带分布，但因地壳运动 的控制可能出现湖水深浅的变化或湖泊、 沼泽的交替，这种情况可能造成腐泥煤 （油页岩）与泥炭（后来转变为各级煤
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第一节 湖盆的成因和湖水状况 一、海盆成因
世界上大湖的湖盆一般均由内力地 质作用所成，区域性地壳下降所成的湖 盆（如洞庭湖、鄱阳湖等），一般与平 原和低丘相毗邻，外形不甚规则，湖中 往往有岛屿，湖底沉积物深厚；断层一 盘或断块陷落形成的湖盆（如贝加尔湖、 滇池等）通常位于山区，一侧常保存断
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三、湖水的化学作用
湖水的化学沉积作用深受气候的影响， 不同地区的湖泊具有不同的沉积类型。 1.潮湿气候区湖水的化学沉积作用 潮湿气候区化学风化和生物风化盛行， 矿物分解彻底，易溶的盐类（K、Na、Ca、 Mg等）和难溶的元素（Fe、Mn、Al、Si、 P等）呈真溶液或胶体状态进入湖中，其 中易溶盐类难于在湖水中达到饱和随泄水
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总之，湖泊是一个较为安静的环境。 相对而言，湖泊的化学和生物作用 较为重要。溶解于湖水中的各种气体 （O2、H2S等）在湖水中具有较大的活 动能力，可促进物质的溶解与沉淀。湖 泊中生活着众多的生物和微生物，它们 的新陈代谢过程影响湖水的介质性质， 生物是直接参与湖泊地质作用的重要动 力之一。
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进入海洋中；难溶元素的离子或胶体在湖 水中易于沉淀，成为湖水化学沉积的主要 成分。 当有低价的Fe、Mn、Al等元素的溶 液或胶体进入湖泊之后，与湖水相混，进 行电性中和或其它化学反应和生物作用而 沉淀，形成相应的铁、锰、铝矿床，其中 以铁最为重要。在还原条件下可形成菱铁 矿和黄铁矿。
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的含盐度，湖泊分为淡水湖（<0.3‰）、半 咸水湖（0.3—25 ‰） 、咸水湖（>25 ‰)、 盐湖（>250 ‰)。 深水湖泊不同深度的湖水密度不同，可 出现垂向分层现象。一种为盐度分层，如死 海，其盐度分层十分明显。又如阿拉斯加的 努乌克湖，其上层为密度较小的淡水、下层 为密度较大的咸水，这种密度差异阻止了水 的对流。另一种是温度分层，因为淡水密度 以4℃ 时最大，地处温带和亚热带的深水湖
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盐类夹层；在潮湿区有机质丰富，呈深色。 湖泊沉积物主要发育水平及波状层理， 并有对称波痕等层面构造，但在湖滨沉积中 同样具有斜层理和不对称波痕、泥裂、足迹 等层面构造。 世界各地的湖泊，各自所处的地质地理 位置、气候条件、地质条件、及水源补给等 相差很大，因而湖泊的沉积特点也各不相同， 没有一个相对统一的沉积模式。 湖泊的寿命一般都比较短，干旱地区的
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第二节 湖泊的地质作用
一、湖水剥蚀和搬运作用
湖水机械动力对湖岸的剥蚀及物质的 搬运与海水基本相似。湖滨基岩在波浪不剥 蚀作用之下，同样可形成湖蚀凹槽、湖蚀崖， 以及波切台和波筑台等，但规模很小。 湖水的搬运很小，进入湖泊的砾、砂 大部分停放在湖岸附近，只有较细的粘土才 能随湖流向湖心运移。
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出来。这种湖称盐湖， 湖水称卤水。卤 水的含盐量已经很高，可作矿产开采。 我国盐湖广布于西部地区青海、西 藏等省；碱湖以内蒙古、黑龙江和吉林 西部最为发育；硫酸盐湖和硼砂湖（硼 砂：Na2B4O7· 2O）广泛分布于西藏 10H 高原上。
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第三节 湖泊和沼泽的生物沉积作用
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沼
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松潘和东北三江平原上，地势平坦，沼 泽面积大，称草甸沼泽（图11—10）， 另外在沿江、沿湖、沿海也有大面积沼 泽分布。 沼泽的重要特征是植物的滋生与繁 茂，一般而言，在离岸较远的浅水地带， 生长睡莲及各种水草，动物也很丰富； 在湖岸极浅水地带生长大量芦苇；在高 出水面的湿润区有灌木及树木生长。概 括起来可分为两个植物带，即湖内的低 等植物带与湖滨的高等植物带。
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素比较复杂；相对而言，因蒸发而产生的沉 淀顺序则比较固定。 干旱区湖泊的蒸发盐类沉积可分为三个 阶段。（图11—7）： 1.碳酸盐沉积阶段 湖水盐度0 . 4%— 12%的范围有一个较大的跨度，先后析出的 矿物是方解石(CaCO3)→白云石 (CaMg(CO3)2) →天然碱(Na3H(CO3)2 •H2O) →苏打(Na2CO3•10H2O)。故又称碱湖或苏打 湖。
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层崖，外形狭长，湖水很深；火山活动 可形成火山湖（如长白山天池）及熔岩 堰塞湖（如五大连池）。 外动力地质作用形成的湖盆一般规 模小，湖水较浅。如河流形成的牛轭湖； 海浪作用形成的泻湖以及喀斯特陷落湖 等等。
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二、湖水状况
湖水来源因地而异。湖水通过蒸发、 流泄和渗透方式逐渐消耗。干旱气候区 的湖泊多数没有出口，为不泄水湖；潮 湿气候区的湖泊一般都有出口，为泄水 湖；有些湖泊湖水时有时无，为间歇湖。 各种湖水中都含有一定的离子和矿 物质，其数量和种类视气候条件及补给 水源的不同而有一定的差异。根据湖水
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表11—1 煤的成因分类简表
类 型 原始植物 低等植物，原有结构保存 低等植物，原有结构消失 形成环境
腐泥煤
腐泥煤 胶泥煤 腐植煤 残植煤
湖泊
腐植煤
高等植物的木质素、纤维素 死水沼泽 高等植物的稳定组分 活水沼泽
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含碳60—70%） →烟煤（含碳70—90%） →无烟煤（含碳90—95%）。 由上述可知，湖泊和沼泽的沉积作 用极为重要，是人类能源资源的主要来 源。我国煤炭资源十分丰富，拥有许多 世界级的大煤田。年产量在十亿吨以上， 居世界第一位。主要成煤时期有石炭纪、 二叠纪、晚三叠世、侏罗纪、第三纪和 第四纪。
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碳）的互层。 湖泊和沼泽的生物沉积作用最终结果 是形成腐植煤腐泥煤两种成因不同的产物 （表11—1）。 泥炭被埋藏之后，在上覆岩层的压力 下或其他地质因素的（构造运动、岩浆活 动等）的参与，继续发生一系列变化（由 沉积作用阶段进入成岩作用阶段）。主要 表现为密度高、水分减少和含碳量的增加， 其变化顺序为泥炭（含碳58%） →褐煤（
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泊，表层水温随季节波动于4℃ 上下，在 夏季由于表层湖水温度高于4℃ ，密度小， 不发生上下水层的对流；在冬季表层水 温降至4℃ 左右，密度较大，发生湖水的 上下对流。以此类推，寒带和热带的深 水湖泊很少发生湖水的上、下对流现象。
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三、湖水的动力
湖水的动力也有波浪、潮汐、湖流和 浊流等机械动力，以及化学动力和生物动 力。与海洋相比，湖泊机械动力很小。湖 水波浪波长一般只有数米，波高只有数十 厘米。我国鄱阳湖最大湖浪波长为15m， 波高为1.5m，所以湖水深度超过20m，湖 底不受波浪的扰动。湖水流速很小，一般 小于每秒数十厘米。浊流很少在湖中出现。
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Fe(HCO3)2
FeCO3 +H2O+CO2 (菱铁矿) Fe(HCO3)2+2H2S FeS2+3H2O+CO2+CO (黄铁矿) 在氧化条件下则有褐铁矿生成。 4Fe(HCO3)2+O2+2H2O 4Fe(OH)3 +8CO2
（ 褐铁矿）
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2.干旱气候区湖水的化学沉积作用
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湖泊常因过量蒸发而消亡；潮湿地区 湖泊则是由于泥沙的过量淤塞而消失。 入湖河流河口三角洲不断扩大，向湖 心及两侧蔓延，形成湖积—三角洲平 原，并可与邻河三角洲相连接使湖水 逐渐向中心收缩，逐渐演化为沼泽， 最后可全部淤塞使湖泊消失（图11— 6） 。
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干旱区的化学沉积是因为湖水不断 蒸发浓缩所致，湖水中所含各种元素具 有不同的溶解度，随着湖水浓度增大可 按其达到饱和的先后顺序依次析出，从 而产生沉积物的化学分异作用。 按普斯托瓦洛夫提出如下的分异顺 序：氧化铅→氧化铁→氧化锰→氧化硅 →磷酸钙→铁硅酸盐→菱铁矿→方解石
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→白云石→苏打→石膏→硬石膏→芒硝 →石盐→钾盐→镁盐。 必须指出，上述顺序中明显分为两 部分，一部分是从氧化铁至菱铁矿；另 一部分是从方解石至镁盐。前者多沉积 在淡水或正常海水中；后者则沉积在正 常海水以及蒸发水盆地中。沉积顺序因 受到各种因素干扰并不完全按上述顺序 进行，特别是菱铁矿以前的沉积顺序。 铁、锰、磷、铅 等可成悬浮微粒、胶体 等状态，其沉积易受生物影响，沉积因
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低等植物构造简单，主要由脂肪及 蛋白质组成。湖中多水区，低等植物和 其他浮游生物死亡后，遗体沉入水底， 由于湖底水流不畅，氧气缺乏多属于还 原环境，生物尸体很少被分解和带走， 因而能够逐渐累积。这些生物遗体在细 菌的参与下，经腐烂分解，并与同时沉 积的泥质混合形成“腐泥”。由腐泥演 变而成腐泥煤。腐泥中的蛋白质和脂肪 能转变成沥青。腐泥煤的灰分很高，有 时达70%以上。因为腐泥煤层形成在湖 水
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中间部位，沉积时具有水平层理，而且 层理通常都很薄。这种沉积物经压实后 形成页里状的“油页岩”。腐泥煤具有 很高的经济价值，是提炼石油和化工生 产的主要原料。 高等植物构造复杂，内有木质素、 纤维素、树脂、角质层、果壳、孢子花 粉等组分。在湖滨沼泽环境中，植物死 亡后，在死水环境中腐烂，经细菌分解、 埋藏等过程，转变成腐植质和腐植酸，