湖泊沉积学
湖泊沉积学
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
湖底扇沉积模式
湖底扇沉积模式湖底扇是湖泊底部的地形，是由湖泊入流沉积形成的扇状沉积物。
湖底扇沉积模式是指不同环境条件下湖底扇的沉积特点和演化规律。
湖底扇沉积模式研究是湖泊沉积学的重要领域之一，对了解湖泊演化、古气候变化、古地理环境等方面都有着深远的意义。
湖底扇沉积的形成与湖泊汇入河流的水流动力学和沉积条件有很大关系。
湖泊汇入河流的入流速度和能量决定了沉积物的运动和分布方式，越大的入流速度和能量通常会使沉积物分布更广，同时会形成更加扇形的沉积物体。
湖底扇沉积物的特点是总量大、覆盖范围广、生长速度快、类型多样，并且与湖泊及其汇入河流的地貌、形态和构造等因素有着密切联系。
根据沉积物特点，可以将湖底扇沉积模式分为三种类型：扇状沉积、扇状三角洲沉积和扇状漫滩沉积。
扇状沉积是指单一的湖泊入流在湖底形成一个扇形的沉积体，它主要呈现扇坡、扇肢和扇顶三部分构成。
扇坡是扇状沉积的基底部分，受到地震、泥石流等自然灾害的影响较显著；扇肢和扇顶是扇状沉积的主体部分，由于流体力学作用的影响，其沉积结构更为发育。
在扇状沉积中，扇肢与扇坡之间的过渡带形成了中间锋面，是扇状沉积体的重要组成部分。
扇状沉积主要分布于非构造控制区，常见于稳定环境下的湖泊。
扇状三角洲沉积则是指湖泊入流在湖面上扇状展布后，形成三角洲形态沉积物体。
扇状三角洲沉积的沉积物具有三角洲的基本结构：分支、三角洲前缘和洋面。
其中分支是指分支河道所形成的扇坡，三角洲前缘则是前缘菱角状或圆弧状的滨岸砾石冲积台，脱水后表现为梁状砾岩；洋面是前缘下坡方向的斜面沉积，是扇状三角洲的主体部分。
扇状三角洲沉积往往与构造发育区有关，常见于河口、湖湾、海岸等开放外带环境中。
扇状漫滩沉积则是指湖泊入流在扇坡和扇顶之间形成的水平展布沉积物。
扇状漫滩沉积同样由三个部分组成：前缘、主体和平地。
前缘为高程矮、梯度较小的区域，一般由重力流沉积构成；主体为高程略高、梯度较大的区域，主要受到波流作用的影响，常见的沉积类型为千层状砾岩或火山碎屑组成的碎屑石。
湖相沉积
湖相沉积形成于湖泊中，具有湖泊环境下原生沉积特征的沉积物。
所属学科：地理学（一级学科）；地貌学（二级学科）定义2：河流悬浮物、大气飘尘、地表径流和湖岸侵蚀以及湖中动植物死体逐年在湖底沉积的现象。
所属学科：生态学（一级学科）；水域生态学（二级学科）简介形成于湖泊中，具有湖泊环境下原生沉积特征的沉积物。
两个基本类型决定湖相沉积特征的主要因素是气候，通过雨量、蒸发量、温度控制风化作用的性质以及汇水区的土壤与植被的性质。
此外，进入湖盆的碎屑物数量、类型也取决于河流流量的季节性变化。
湖相沉积分为两个基本类型：①碎屑湖相沉积。
1932年特温霍费尔（w.H.Twinhoffer）给出湖泊中碎屑沉积物的标准图式，从湖盆边缘向湖心依次为湖滨砾外带、砂带、砂质泥灰质内带、中心部分的泥带。
这与湖水能量从湖岸向湖心逐渐减小相一致。
因湖水主要是静水环境，扰动不大，且湖中富含各种水生生物，故碎屑湖相沉积常具有下述特征：薄而均匀的水平层理，包括纹层状层理、交错层理、递变层理、薄互层层理和扩散层理等，有时也具有波痕层理；深浅相间的颜色，是漂浮生物和沉积碎屑物含量季节性变化的结果，夏季沉积颜色较深，冬季较浅；富含有机质，特别是在湖的中心，长期淹没于水下，处于还原状态，沉积物一般呈较深的灰蓝色和蓝色，多锈斑和生物残骸，有的地方还有较多的泥炭分布。
此外，在河流注入湖盆的地方，发育入湖三角洲，沉积物呈三角洲相；②化学湖相沉积。
由干燥气候环境下，注入湖水中的盐分因化学作用和生物作用而沉淀形成。
按盐分性质分成3类：碳酸盐湖和苏打盐湖，为淡水湖向咸水湖的过渡性形态；硫酸盐湖，也称苦湖；氯化物湖，即咸湖。
化学湖相沉积特征是水平层理，不具交错层，常成为有价值的盐类矿床。
沉积学原理
1、沉积学原理主要研究内容包括哪些方面？简述沉积学的研究热点和发展方向。
1.研究内容沉积学原理是阐述沉积物的形成、演化和分布规律的一门科学。
主要讲解了洪水沉积作用、河流沉积作用、湖泊沉积学、海洋沉积学、海底扩张与板块构造、模式和事件沉积作用等。
我国开展沉积环境与沉积体系研究的一个突出特点是紧密结合石油、煤炭、蒸发岩、磷块岩以及铝、锰、铀等矿产资源的勘探实际。
经过多年的努力,其研究成果不仅已成功地应用于预测有利相带和指导勘探开发,而且极大地丰富了沉积学的理论与实践。
2.研究热点和发展方向综观国内外尤其是国内沉积学发展的历史和现状，可以看出以下几个方面将是沉积学尤其是我国沉积学的研究热点和发展趋势：（1）应当加强现代沉积方面的研究工作。
（2）我国在白云岩、硅岩、蒸发岩等岩石学研究上与国外还存在相当大的差距，应尽快缩小这一差距。
（3）沉积后作用（主要是成岩作用）的研究是当前沉积学领域中的热点之一。
虽然我们在这一领域已取得了重要成果，但尚未发现有关这一领域的系统专著出版。
（4）沉积环境和沉积模式也是当今沉积学研究的热点。
（5）应尽快发展沉积地球化学尤其是无机地球化学的研究。
（6）我们在各种模拟试验方面的工作还相当落后，还需要花很大的气力才能赶上国外的水平。
（7）盆地分析是近年来石油地质理论新兴的研究领域。
（8）“活动论”研究学派与“传统”的或“固定论”的古地理或岩相古地理研究各有千秋，相辅相成。
（9）全球沉积学成为一股研究热潮。
（10）促进社会发展是沉积学的主要目的之一。
2、试述碳酸盐沉积学的研究内容、现状与发展趋势1.研究内容纵观国内外海相地层的沉积、成岩研究现状和发展趋势，可以以下5个方面对中国海相地层沉积—成岩过程的物理、化学机制进行如下研究。
1）古海洋沉积环境的物理、化学、生物化学特征研究：（1）古海洋各相带无机沉积物的化学标志——同位素、微量元素等特征的提取与标识；（2）古海洋各相带有机沉积物的生物化石及生物化学标志——有机化学组分特征的提取与标识；（3）海相地层沉积相带中有机物质的类型及富集规律。
《沉积学原理》湖泊
5、湖湾
在浅湖区，由于砂嘴、砂坝或水下隆起屏蔽、遮 挡而形成的半封闭的水体。 薄层泥岩、泥质粉砂岩，分布局限，其上常为沼 泽沉积。
湖湾泥岩、粉砂岩
浅湖砂坝
浅湖-半深湖泥岩
6、沼泽
7、三角洲
三、其它湖泊相模式
青海湖。湖泊面积4635 km2 ,平均水深18. 4 m ,最大水深28. 7 m ,蓄水量854 ×108 m3 。湖面海拔在3200 m 以上。湖泊形状近似菱形,长轴方向呈北西西向,长轴长106 km ,短轴长63 km ,湖泊周长360 km ,为一个北西—南东向延伸,北西高、南东低的新 生代断陷湖泊。
青海湖构造纲要
四、沉积相平面组合
洪积扇--河流--三角洲-滨、浅湖--半深湖、深湖
五、湖泊沉积识别标志
（一）陆源碎屑湖泊识别标志
1、岩石类型 2、沉积构造 3、生物化石 4、垂向层序 5、分布范围 （二）化学沉积湖泊识别标志
六、湖泊沉积与油气
（2）泥坪
发育于较缓的湖岸 岩性：泥岩、粉砂岩 颜色：氧化色为主 构造：水平纹理、泥裂 生物化石：植物化石、 遗迹化石
2、浅湖
如有砂质供应—滩坝砂岩； 如无砂质供应--泥岩、粉砂岩
砂岩：
结构：分选、磨圆好 成分成熟度：高 构造：小型交错层理、 浪成波痕 砂体形态：席状、 底平顶凸透镜状， 平行湖岸 生物化石：常见
பைடு நூலகம்
3、半深湖
正常浪基面之下、洪水或风暴影响的深度之上。
泥岩夹洪水沉积的粉砂岩及细砂岩薄层，还原色 为主，水平纹理发育，浮游生物化石较多，生物 扰动常见。
4、深湖
洪水或风暴影响的深度之下，常为缺氧环境。
泥岩为主，可夹浊流沉积的粉砂岩及细砂岩，还原 色，水平纹理发育，可见浮游生物化石，缺乏底栖 生物化石。
湖泊沉积特点
湖泊沉积特点湖泊沉积是指在湖泊中沉积物质的过程以及形成的沉积物特点。
湖泊沉积特点主要包括沉积物类型、沉积速率、沉积环境和沉积历史等方面。
湖泊沉积物类型丰富多样。
湖泊是一种相对封闭的水体，沉积物源自湖泊周围的陆地和湖泊内部的生物活动。
根据沉积物的成分和特征，可以将湖泊沉积物分为碎屑沉积物、有机质沉积物和化学沉积物等几类。
碎屑沉积物主要由悬浮物、颗粒物和岩屑组成，它们的沉积速率相对较快；有机质沉积物主要由湖泊生物的遗体和分解产物形成，它们的沉积速率较慢；化学沉积物主要由水中的溶解物质沉积而成，如矿物盐类、硅酸盐和碳酸盐等。
不同类型的沉积物在湖泊沉积中起到不同的作用，反映出湖泊的沉积环境和历史演变过程。
湖泊沉积速率较慢。
相对于海洋和河流等水体，湖泊的沉积速率通常较慢。
这是因为湖泊相对较小，水体的循环和混合作用较弱，导致悬浮物质沉积相对困难。
此外，湖泊的沉积速率还受到气候、湖泊水深和湖泊水体富营养化程度等因素的影响。
一般来说，富营养化的湖泊沉积速率较快，而营养贫瘠的湖泊沉积速率较慢。
湖泊沉积环境多样复杂。
湖泊沉积环境受到湖泊水体的物理、化学和生物因素的共同影响。
湖泊中的沉积环境主要包括水动力环境、水体化学环境和湖泊生物活动环境等。
水动力环境是指湖泊中水流的存在和运动对沉积物的影响，它受到湖泊形态、风力、水深和湖泊水体的流动性质等因素的制约。
水体化学环境是指湖泊中水体的化学组成和性质对沉积物的影响，它受到湖泊的富营养化程度、水温、PH值和溶解氧含量等因素的影响。
湖泊生物活动环境是指湖泊中生物的活动对沉积物的影响，它受到湖泊的生物多样性、生物群落结构和生物生活习性等因素的制约。
不同的湖泊沉积环境导致沉积物的类型和特征不同。
湖泊沉积物记录了湖泊的历史演变过程。
湖泊沉积物是湖泊环境的重要记录，通过对沉积物的研究和分析可以了解湖泊的演化历史、环境变化和地质事件等。
湖泊沉积物中的年代学信息可以通过放射性同位素测年和地层学方法进行获取，从而确定沉积物的年代和沉积速率。
沉积相-湖泊
温跃层、盐跃层
层间流—在跃层消失后发生沉积
三、湖泊亚相划分
按洪水期、枯水期、浪基面的位置可将湖泊划分为滨湖区、 浅湖区、深湖区。
以此为基础可将湖泊相进一步划分为：
四、湖泊储集砂体
（一）、三角洲砂体 见后
（二）、扇三角洲砂体
见后
（三）滩坝亚相
碎屑物质由湖浪、湖流搬运、沉积而成，无三角洲平原与之 配套。
沉积物：砂砾、鲕、生物碎屑。 结构：成熟度高，多跳跃组分。 构造：低角度交错层理、浪成沙纹层理、波状层理等。
坝：长条形，带状分布。与岸之间常有湖湾 滩：分布于滨湖地带，宽带状或席状。
二、 湖泊的水动力特征
（一） 波浪：与风力、风向、持续时间、湖泊大小、水体 深度有关
波浪基准面=1/2 波长
作用在滨浅湖，侵蚀搬运的重要营力。
（二） 湖流：湖水大规模缓慢的流动，与水体密度、风、河 水注入、吞吐等因素有关。
（三）假潮
风的剪切、低的气压造成湖水的大规模起伏、波动。
（四） 湖泊水体的分层
第六节 湖 泊 相
一、湖泊的沉积环境
一、湖泊类型
（一）湖泊的成因分类：
构造湖（断陷型、坳陷型、前陆型）、 非构造湖（河成、火山口、岩溶、冰川）
（二）按盐度：淡水（<0.1%）、微咸水、咸水、盐湖(>3.5%) （三）按地理位置： （四）按沉积物特征：碎屑沉积型、化学沉积型
（五）库卡尔(Kukal,1971)的分类： 陆源碎屑湖泊a、内源化学湖泊b、内源生物湖泊c、 湖沼型d、干盐湖e、内陆盐沼f
湖泊沉积物
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滨岸砂或砂砾带的富水性
在湖岸，常有带状的砂或砂砾沉积，形成砂堤。如兴凯湖滨砂堤，砂层厚1～10余米，宽1～3公里，下部有 粘性土层隔水，砂层中含有潜水，地下水埋藏深度在砂堤顶部深，在边缘则较浅。由于砂粒一般不粗，地下水量 不大，井的涌水量为0～2升/秒，地下水矿化度不高，为<0.5～1克/升的重碳酸氯化钠型水。
3沼泽沉积物：主要由含有半腐烂的植物残余体——泥炭组成。其含水量可达百分之百，因腐殖质是吸水能力 极高的物质，其透水性极低，压缩性极高且不均匀，承载能力很低。
泥炭不宜作永久建筑物地基；对于含腐殖质比例较低的泥炭，当其含水量较低时，则有一定的承载力，但需 特别注意地基沉降问题。
沉积物中矿物
内生矿物
湖心沉积带的富水性
湖心沉积带一般以细粒淤泥质粘性土为主，其中夹有少数薄层细砂和中砂的透镜体。由于淤泥类土的相对隔 水作用，砂层又细又薄、分布又不连续，含有水量不大的承压水。如兴凯湖的湖心沉积淤泥质土厚达60米左右， 其中含有中、细砂透镜体的总厚度仅数米至十米左右，单层最薄的仅数十厘米，含承压水，水头高3～6米，水井 最大涌水量0.104-0.356升/秒，矿化度0.3-0.6克/升，为重碳酸氯化钠型水。
分类
可分为湖边沉积物和湖心沉积物；湖泊逐渐淤塞，则成沼泽，其沉积物为沼泽沉积物。
1湖边沉积物：主要由湖面风浪冲蚀湖岸形成的碎屑物质组成。近岸带多数是粗颗粒的卵石、圆砾和砂土；远 岸带则是细颗粒的砂土和黏性土。近岸带沉积物具有明显的层理构造，承载力较高。远岸带则承载力较小些。
2湖心沉积物：由河流和湖流挟带的细小悬浮颗粒，在湖心沉淀形成的，主要是黏土和淤泥，常夹有细砂夹层。 压缩性高，强度低。
自生矿物是由于特殊化学和物理条件而形成于沉积物中的矿物。他生矿物和内生矿物遭受结构上的变化或通 过溶解物质而形成新矿物的过程，一般称为成岩作用。鉴于这些反应影响了沉积物中固相与液相之间的平衡，从 而改变了能够迁移至湖水的元素的浓度。因此，它们是极为重要的 。
东北石油大学 沉积相 湖泊相2
塔克拉马干 (罗布泊地区?)
● 硫酸盐浓度高的湖泊，硫酸钠→在湖底、边缘沉淀 硫酸盐浓度高的湖泊，硫酸钠→在湖底、 犹他州的大盐湖， 犹他州的大盐湖， 低温下可溶性： 石盐，冬天芒硝先沉； 芒硝先沉 低温下可溶性：芒硝（Na2SO4·10H20）＜石盐，冬天芒硝先沉； 干热：芒硝脱水→ 高纬度湖泊仍是芒硝。 仍是芒硝 干热：芒硝脱水→无水芒硝（Na2SO4），高纬度湖泊仍是芒硝。 内陆水系的湖泊对气候的极小变化十分敏感→ 气候的极小变化十分敏感 内陆水系的湖泊对气候的极小变化十分敏感→ 的内陆水系湖泊→时常完全干枯， 浅的内陆水系湖泊→时常完全干枯， 而多年湖泊的化学沉积物与干盐湖成因的沉积物互层。 化学沉积物与干盐湖成因的沉积物互层 而多年湖泊的化学沉积物与干盐湖成因的沉积物互层。
● 滑塌成因的浊流——温带，由灾害性洪水引起，其不受季节 滑塌成因的浊流——温带 由灾害性洪水引起， 成因的浊流——温带， 控制 ● 季节性的沉积物 北极、季风气候区→ 北极、季风气候区→季节性纹层状的湖底沉积物 在冰川供给区，这些沉积物称为“季候泥” 韵律层” 在冰川供给区，这些沉积物称为“季候泥”或“韵律层” 供给量的变化→ 尤是硅藻)生产力的变化引起。 供给量的变化→可因浮游植物(尤是硅藻)生产力的变化引起。 ● 底层水体的性质影响沉积物沉积后的历史 底层水体的性质影响沉积物沉积后的历史 底部呈还原 状态的湖泊→ 可有较高有机质含量， 还原状态的湖泊 底部呈 还原 状态的湖泊 → 可有较高有机质含量 ， 其腐烂排 可扰局部乱纹理，但总体保存很好。 气→可扰局部乱纹理，但总体保存很好。 硫化物矿物 沉淀（ 硫化物还原细菌的作用） 矿物→ 硫化物矿物→沉淀（∵硫化物还原细菌的作用）。 含氧底层水体 使底栖动物群生存，纹理受掘穴生物扰动。 底层水体→ 掘穴生物扰动 含氧底层水体→使底栖动物群生存，纹理受掘穴生物扰动。
湖泊沉积有机质分解的基本过程
湖泊是地球上重要的淡水资源，同时也是重要的有机质沉积地。
有机质在湖泊中经历了一系列的分解和转化过程，影响着湖泊的生态系统。
本文将重点探讨湖泊中有机质分解的基本过程。
一、有机质在湖泊中的来源1. 湖泊中的有机质主要来源于水体中的植物、动物残体和粪便，以及陆地输入的有机质。
2. 进入湖泊的有机质经过长期的沉积和压实作用，形成了湖泊沉积有机质。
二、有机质分解的基本过程1. 化学分解有机质在湖泊中首先经历化学分解的过程。
在水体中，有机质会与水中的氧气发生化学反应，产生二氧化碳和水。
这是有机质分解的最基本的化学过程。
2. 微生物分解微生物是湖泊中有机质分解的重要驱动者。
湖泊中存在着大量的细菌、真菌和其他微生物，在适宜的环境条件下，它们会利用有机质来进行自身的代谢活动，将有机质分解成简单的有机物和无机物。
3. 氧化还原反应有机质的分解过程中伴随着氧化还原反应。
在有氧条件下，有机质会被氧化成二氧化碳和水；在缺氧条件下，有机质则会被还原成甲烷等有机物，这也是湖泊产生甲烷的重要过程。
三、影响有机质分解的因素1. 温度温度是影响湖泊中有机质分解速率的重要因素。
一般来说，较高的温度能够促进有机质的分解速率。
2. 氧气含量氧气是维持湖泊中有机质分解的重要条件，充足的氧气能够促进有机质的分解。
3. 微生物活性微生物的活性直接影响着有机质的分解速率，较高的微生物活性能够加速有机质的分解。
四、有机质分解的生态作用1. 营养循环湖泊中的有机质分解为湖泊生态系统中的营养物质循环提供了重要的物质基础，维持着湖泊生态系统的稳定性和健康发展。
2. 甲烷释放有机质分解是湖泊中甲烷释放的重要来源，而甲烷是一种强力的温室气体，对地球的气候变化具有重要的影响。
3. 水质改善有机质的分解能够降解有机污染物，对于改善湖泊水质具有重要的意义。
湖泊中有机质的分解是一个复杂而又重要的过程，它直接影响着湖泊生态系统的结构和功能。
对于湖泊管理和保护来说，需要重视有机质分解过程的研究，加强对湖泊生态系统的监测和保护，促进湖泊的可持续发展。
湖泊沉积
湖流： 是湖水水团大规模的、有规律的、流速缓慢
的流动。按成因可分为风生流和河水穿流（吞 吐流）。风生流是由风对湖面的磨擦力和风对 波浪迎风面的压力作用下使表层湖水向前运动、 由于水的粘滞力作用，表层水又带动下层湖水 同时向前流动，是大型湖泊中最常见的一种湖 流。河水穿流是由于河湖水量交换引起湖面倾 斜，入流处水量堆积，出流处水量流失，从而 形成水力梯度使湖水向前运动。湖流通常很少 是单一流态，这两者相互结合形成混合湖流。
•半深湖亚相： 位于波基面以下水体较深
部位，地处缺氧的弱还原—还原环境，沉积 物主要受湖流作用的影响。当湖盆面积较小， 沉积特征不明显时很难划分出该亚相。
•深湖亚相： 位于湖盆中水体最深部位，
波浪作用已完全不能涉及，水体安静，地处 缺氧的还原环境，岩性横向分布稳定，沉积 厚度大，是最有利于生油的地带。
•
前缘砂席：河口砂坝和部分水下分流河道砂受改造和
簸选后重新沉积于河口砂坝前部或侧翼的薄层状砂体。这 些大片分布的薄细层砂层与浅湖泥岩呈互层，砂层的顶底 多为突变，韵律不明显或呈反韵律，自然电位呈高幅指状。
三角洲各微相的沉积层序特征
自
然
电
位
深 度 （ m） 1 4 2 0
沉
积
层
序
及
岩
性
解
释
灰
绿
色
粉
经典浊积岩的鲍玛层序
浊流沉积层序
浊流是一种由水和大量碎屑物质混合而成
的密度流，由于它比周围水体的密度大而 且是沿斜坡或峡谷呈悬浮状态搬运至深水 低洼处沉积，是沉积物重力流中分布最广、 最重要的一种。粗碎屑浊积岩是不能用鲍 马层序来描述的。
湖泊沉积相 及储集砂体
张金亮
湖泊沉积物的特点
湖泊沉积物的特点湖泊是地球上最常见的水体之一，它们广泛分布于全球各地，包括淡水湖泊、咸水湖泊和碱性湖泊等。
湖泊的存在与演化离不开沉积作用，而湖泊沉积物的特点也成为了人们研究湖泊演化和环境变迁的重要依据。
本文将从沉积物的组成、结构、形态和特征等方面，介绍湖泊沉积物的特点。
一、湖泊沉积物的组成湖泊沉积物的组成主要包括有机质、碎屑物、化学沉积物和生物沉积物等。
有机质是指由植物、动物等生物体的遗体和排泄物所形成的有机物质，它在湖泊沉积物中占有重要的地位。
碎屑物是指由岩石、土壤和植物等物质经过物理作用而形成的颗粒状物质，它在湖泊沉积物中也占有重要的地位。
化学沉积物是指由水体中的溶解物质沉积而成的物质，如碳酸盐、硅酸盐、铁锰氧化物等。
生物沉积物是指由生物体或生物体的代谢产物沉积而成的物质，如硅藻、藻类、贝壳等。
二、湖泊沉积物的结构湖泊沉积物的结构主要包括颗粒结构、层序结构和微观结构等。
颗粒结构是指沉积物中颗粒的大小、形状和组合方式等。
层序结构是指沉积物中不同层位的结构和组成方式。
微观结构是指沉积物中微观组织和化学成分的结构。
三、湖泊沉积物的形态湖泊沉积物的形态主要包括平面形态、立体形态和沉积相等。
平面形态是指湖泊沉积物在平面上的展布特征，如沉积层的大小、形状和分布等。
立体形态是指沉积物在垂直方向上的展布特征，如沉积层的厚度、倾角和深度等。
沉积相是指湖泊沉积物在不同环境条件下形成的特定类型，如湖泊沉积物可以分为湖滨相、湖心相和湖底相等。
四、湖泊沉积物的特征湖泊沉积物的特征主要包括沉积速率、沉积物质量、沉积环境和沉积历史等。
沉积速率是指湖泊沉积物在单位时间内沉积的量，它可以反映湖泊沉积物的形成速度和演化过程。
沉积物质量是指湖泊沉积物的物质组成和质量分布，它可以反映湖泊的水质和环境变化。
沉积环境是指湖泊沉积物形成时的环境条件，包括水深、水温、水动力学等因素。
沉积历史是指湖泊沉积物的年代和演化历程，它可以反映湖泊的演化和环境变迁。
湖泊的形成原理
湖泊的形成原理湖泊的形成原理是一个复杂的过程，包括地质、气候、沉积和生物过程的多个因素相互作用所导致的结果。
主要的形成原理包括断陷、冰川侵蚀、火山喷发、峡谷坝等。
首先，断陷是湖泊形成的重要原理之一。
地壳运动导致地表发生断裂，形成深而狭长的凹陷地带，这些被水体充填的凹陷地带就形成了湖泊。
当地壳下陷形成断陷带时，如果有地下水源供给，地下水就会在这些断陷带上聚集成湖泊。
典型的例子是美国的大盆地，它是因为地壳断陷形成的许多湖泊的集合。
其次，冰川侵蚀也是湖泊形成的重要原理之一。
在冰河时代，大量的冰川移动、侵蚀和磨蚀地表，形成了冰川湖。
当冰川退缩时，冰川所留下的蓄水区就形成了湖泊。
世界上许多著名的湖泊都是由于冰川侵蚀而形成的，如美国的五大湖和加拿大的大湖区。
第三，火山喷发也可以导致湖泊的形成。
当火山喷发时，火山口附近的地表凹陷，形成一个火山口湖或火山口湖群。
这些湖泊通常是伴随着火山活动而形成的，如坦桑尼亚的恩戈罗恩戈罗火山口湖，以及美国的克拉特湖。
最后，峡谷坝也是湖泊形成的一种原理。
当山区的河流在狭窄的峡谷中流过时，由于峡谷的挡水效应，河流形成了一个自然的水坝，积蓄了大量的水流形成湖泊。
美国的大峡谷和中国的长江三峡就是由于峡谷坝形成的湖泊。
除了上述的主要原理之外，其他一些因素也可以影响湖泊的形成。
例如，沉积物的运输和沉积过程也可以导致河流被堵塞，形成湖泊。
这种情况通常发生在湖泊或海洋的入口处，比如河口湖或泻湖。
另外，生物过程也可以对湖泊的形成和演化产生影响，比如湖泊中的植物和动物可以通过其活动改变湖泊的水质和湖泊的形态。
总而言之，湖泊的形成是多种地质、气候、沉积和生物过程的综合结果。
断陷、冰川侵蚀、火山喷发和峡谷坝是主要的湖泊形成原理，而沉积和生物过程也可以通过沉积作用和生物活动影响湖泊的形成和演化。
通过研究湖泊的形成原理，我们可以更好地了解湖泊的起源和演变过程，对湖泊生态系统的保护和管理提供有力的科学依据。
湖泊沉积与古环境演化
湖泊沉积与古环境演化湖泊是地球表面上常见的水体类型之一，由于其相对封闭的自然条件，湖泊沉积记录了长时间内的气候、环境和生态变化。
对湖泊沉积物进行研究可以揭示古代环境的演化过程，对于理解地球的变化历史以及预测未来气候变化具有重要意义。
一、湖泊沉积物的来源与类型湖泊沉积物主要来源于湖泊周围的陆地和湖内的水体，包括风沙、河流输入和湖内生物遗骸等。
根据沉积物的不同特征，可以将湖泊沉积物划分为粗砂、细砂、粉砂、黏土、有机质等不同类型。
在湖泊沉积过程中，一些物质以颗粒形式沉积，例如砂粒和黏土微粒，这些物质通常被称为无机沉积物。
而湖水中的藻类、浮游生物和其他水生生物在死亡后会沉积到湖底，形成有机质沉积物。
这些有机质沉积物通常被称为泥炭类。
二、湖泊沉积研究的方法与意义湖泊沉积物记录了丰富的信息，通过对湖泊沉积物进行系统研究，可以获得大量关于古环境演化的重要信息。
以下是几种主要的研究方法：1. 钻孔采样：通过钻孔获得湖泊底部沉积物样品，可以获得高分辨率的沉积剖面，从而更好地理解古代环境演化过程。
2. 化学分析：通过对沉积物中元素含量、同位素比值等化学特征的分析，可以推测湖泊的水质、气候和地质环境等相关信息。
3. 微生物遗迹分析：湖泊沉积物中保存有丰富的微生物遗迹，通过对这些遗迹的研究，可以了解古代生态系统的结构与演化。
4. 古植物和古动物研究：通过对湖泊沉积物中植物花粉、孢粉和动物骨骼化石的分析，可以还原古代植被和动物群落的变化过程。
湖泊沉积研究对于理解古环境演化具有重要意义。
例如，对湖泊沉积物的研究可以揭示冰期与间冰期的周期性变化，了解全球气候的演化过程，为预测未来的气候变化提供重要参考。
此外，湖泊沉积研究还可以为考古学提供重要依据，揭示古代人类活动与环境的相互关系。
三、案例研究：巴尔干半岛的以巴尔干半岛为例，该地区的湖泊沉积研究揭示了该地区古环境的演化过程。
通过对一系列湖泊沉积物的研究，科学家们得出了以下结论：1. 冰期与间冰期的变化：湖泊沉积研究显示，巴尔干半岛的湖泊在冰期和间冰期中经历了不同的变化。
地质大沉积学课件04湖泊沉积
死海南部剖面
湖相三角洲、重力流 沉积（略）
The End
第4章 湖泊沉积
山东山旺
湖泊沉积
1.湖泊环境特征概述及湖泊分类 2.淡水湖泊环境特征及沉积物 3.盐湖湖泊环境特征及沉积物
1.湖泊环境特征概述及湖泊分类
湖泊、湖盆（湖岸带+湖地区）
形态、大小、稳定性千差万别(106km2—<1km2); 湖水的化学性质、营养状况相差很大；（青海湖-鄱阳湖） 水动力条件复杂，以湖浪和湖流为主，潮汐弱； 影响因素复杂：地形、物源特征、气候、生物、
-风蚀湖
-堰塞湖
湖泊沉积的一般特征
1.淡水化石保存较好； 2.沉积物以泥岩为主，其次为砂岩和粉砂岩，
砾岩及化学沉积相对较少； 3.碎屑岩成分成熟度较低，多为岩屑砂岩、长石砂岩等； 4.沉积构造多样，取决于水体深浅和水动力状况； 5.湖泊沉积物的厚度与地壳升降幅度、物质供应的充分程
度有关； 6.长期频繁的湖面涨落，导致各种滨浅水相迅速交错结合
湖泊沉积物平面分布
滨浅湖 沉积序列
滨浅湖地带，水浅，形 成沙坝、障壁岛等，使 近岸水体被分隔，形成 半封闭的湖湾
下细上粗的沙坝进积型序列
பைடு நூலகம்浅湖沉积
开阔湖
克拉玛依组
开阔湖沉积三工河组
昆虫化石
节肢
鄱阳湖
云南星云湖
3.盐湖
察尔汗盐湖——万丈盐桥
干旱区湖泊的沉积作用
干旱区湖泊的特点：不泄水湖，突发性流水注入， 以洪流为主，蒸发量大于注入量。湖滨可见碎屑 及洪积扇沉积，大部分地区以化学沉积为主。
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中国地质大学地球科学学院 杜远生
湖泊的分类
湖泊的分类：根据排泄状态分为泄水湖、不泄水 湖。 根据含盐度分为淡水湖（＜0.3‰）、半咸 水湖（0.3-24.7‰）、咸水湖（＞24.7 ‰）、 盐湖（盐类结晶）。
湖泊地质作用的特点:湖泊作为陆地上的积水洼 地，其地质作用与海洋类似。虽然也有波浪、湖 流产生的侵蚀作用、搬运作用，但规模要小得多。 因湖泊多为陆地内，陆源物质供给丰富而造成大 量沉积，因此湖泊以沉积作用为主。
陆相盆地的构造研究
盆地构造解析： 构造分带分区、各构造区带内断裂与褶皱形 态、变形强度与组合特点，凹陷内不同级别 断层、褶皱几何要素与空间形态及其相互关 系与动力学成因，揭示南堡凹陷内构造级别、 构造次序、构造成因及其成生联系与规律， 确定凹陷内古构造的沉积学响应与表现，构 造运动面的隆升、剥蚀时限及相关构造层序 埋藏与构造变形的响应。
大量腐殖质——泥炭沉积（成煤）。从而导致湖
泊向沼泽演变。沼泽的进一步发展湖泊最后消亡
干旱区湖泊的沉积作用
陆相湖泊盆地的构造分类 断陷盆地 坳陷盆地 断陷—坳陷盆地
断陷盆地
双向断陷盆地 单向断陷盆地—箕状断陷盆地
单向断陷盆地
箕状断陷盆地
双向断陷盆地
Nm+Q
Es3 Mz
Es1
坳陷盆地
断陷—坳陷盆地
干旱区湖泊的沉积作用
干旱区湖泊的特点：不泄水湖，突发性流水注入， 以洪流为主，蒸发量大于注入量。湖滨可见碎屑 及洪积扇沉积，大部分地区以化学沉积为主。 化学沉积特点：随着湖水中所含化学溶解物浓度 的增加，化学溶解物将按其相应溶解度的大小依 次沉积，其顺序为：碳酸盐（白云石）→硫酸盐 （石膏）→卤化物（石盐）。最后因风、流水所 携碎屑覆盖，盐湖发育结束。
扇三角洲前缘相-高尚堡地区G5井
砂泥 互层 或砂 夹泥 组合 及 波状 交错 层理 、 脉状 层理
扇三角洲前缘相-老爷庙地区M40井
砂泥 互层 或砂 夹泥 组合 及 大型 交错 层理
前三角洲的近岸水下扇
扇三角洲前缘相-老爷庙地区M40井
砂泥 互层 或砂 夹泥 组合 及 波状 交错 层理
齿 化 漏 斗 型 曲 线
带的形状与湖泊的形状相似。
潮湿区湖泊的沉积作用
生物沉积作用：潮湿区湖泊多有大量生物——底 栖、游泳、浮游生物及水生植物等，生物在活动 中产生的排泄物、分泌物及死亡后的遗体可形成 大量富有机质的腐泥沉积（成油）。随着湖泊的 淤积，水体变浅、流动性变弱，水生植物由草本
向木本植物转化，并逐渐向湖心迁移，同时形成
地震资料
层序界面 识别标志
典型沉积体系高频层序分析 沉积体系时空展布分析
古生物资料
地化资料
层序地层 格架
构造坡折、层序形式 及体系域构成分析 断陷盆地层序成因分析 层序成因模式及油气 成藏预测模型的建立
低位砂岩体成 藏动力学
低位砂岩体成 藏模式的建立 及隐蔽油气藏 的预测
1
骨架地震剖面与单井层序划分建立层序格架；
陆相盆地的构造演化
南 的堡 岩凹 桨陷 作第 用四 演构 化造 序层 列序
陆相盆地层序、构造对油气藏的控制作用 1、层序构成控制生储盖组合 湖侵体系域——生油层、（盖层） （高水位）—低水位体系域——储油层 2、构造样式控制构造油气藏 3、层序、沉积相控制岩性油气藏、地 层油气藏 4、区域构造控制古潜山油气藏
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渤海湾盆地的构造背景
南堡凹陷的构造样式
南堡凹陷划分为6个二级构造带和5个 次凹，单元之间主要是以断裂为边界。控 盆（切割基底）断裂具有明显继承性；而 次级和小型断裂具有明显方向性（NE为 主），在凹陷不同位置，地层不同层位也 有变化。二级单位内断层组合、褶皱形态 与构造样式往往有所不同。
南堡凹陷的构造样式—— 地震剖面解释
泥 石 流 沉 积
扇三角洲平原相 高尚堡地区G3105井
砾石 定向 排列 显示 大型 交错 层理
扇三角洲平原相-柳赞地区L90
平 行 层 理
高 幅 齿 化 箱 型 曲 线
扇三角洲平原相-老爷庙地区M36井
高 幅 齿 化 箱 型 曲 线
大 型 交 错 层 理
扇三角洲前缘沉积特征
由灰-深灰色泥岩、粉砂岩、细-中砂岩组 成不严格的反旋回序列，三角洲前缘沉积常发 育大型的交错层理、波状交错层理、脉状层理、 透镜状层理组合，常见冲刷和泥砾。 扇三角洲前缘常夹有洪水浊流成因的近岸 水下扇砂体，表现为具有重力流特征的前缘沉 积。测井曲线呈强烈齿化漏斗型
湖 泊 三 角 洲 前 缘 相
北堡 地区 B5井
砂泥 互层 或砂 夹泥 组合 及 波状 交错 、 脉状 层理
低幅 漏斗 型测 井曲 线
近岸水下扇体系-高尚堡地区G21井
具 重力 流特 征 近 岸 水 下 扇
重 力 流 体 系
M14-2 井
近 岸 水 下 扇 滑塌 型重 力流
深 水 浊 流
重 力 流 体 系
陆相盆地的构造研究
盆地构造模拟 系统收集南堡凹陷与构造应力作用相关的构 造要素（包括断层面产状、褶皱轴面、枢纽、 裂隙与节理等），在构造期次与构造序列分 析基础上，采用构造数值模拟（Marc、 Genf等软件平台，2001美国Marc公司）， 对南堡凹陷区不同演化阶段的构造应力场状 态、应力场转换、构造变形期次、变形场、 差异应力等进行研究与分析。
察尔汗盐湖—万丈盐桥
潮湿区湖泊的沉积作用
潮湿区湖泊的基本特点：多为泄水湖，因雨量充沛，注 水量大于蒸发量，注入水可带入大量碎屑物质，湖水中 水生动植物繁多。因此其沉积作用以机械、生物沉积为 主。 机械沉积作用： 由河流带来的大量碎屑物可形成三角 洲沉积，由河流带来的物质，由岸向湖心按粒度大小 （砾—泥）依次沉积。理想条件下，成环带状分布，环
南堡凹陷的构造样式 3Ⅱ油组构造图 Es 3
——地震解释
南堡凹陷的构造样式
南堡凹陷的构造样式
南堡凹陷的构造组合样式
西南庄断层 柏各庄断层 高柳 高柳 断层 断层 组合样式 ：雁列及羽状 断层组合样式 ：变换断层（调节 、传递、过渡带） 组合样式
高北断层 溯河断层
南堡凹陷的构造样式
：挤压背斜 ：披覆背斜 ：滚动背斜 ：断背斜 ：复杂断背斜
陆相盆地的构造研究
盆地构造对油气形成、运移、成藏的控制 在华北板块与库拉板块在中生代俯冲、碰撞，新生 代构造演化及其对渤海湾盆地控制与影响的基础 上，结合区域断裂（郯－庐断裂、仓东断裂、秦 皇岛－渤海断裂、塘沽－蓬莱断裂）演化史研究， 系统分析黄骅凹陷与南堡凹陷的关系和盆地演化 历程。系统研究盆地多次构造变动、构造叠加作 用与油气运、聚、散过程的关系，凹陷内主干断 裂的空间集合形态、形成演化及其与油气运、聚、 散过程的耦合关系，以及原型油气系统和古油气 藏的改造与破坏，油气散失与聚集规律。
陆上沉积体系：冲积扇、辫状河体系
其中，扇三角洲体系、重力流体系是 研究区最常见、最重要的沉积体系
断陷—坳陷盆地沉积演化
扇三角洲
研究思路及技术流程
层序界面识别标志及层 序格架的建立 岩相资料 层序形式、体系域构成 及层序模式的建立
体系域及沉积体系分析
低位砂岩体 成藏特征研究
低位砂岩体成 藏要素
测井资料
北堡 地区 B13
深水 浊流 沉积 、 递变 层理
滑塌 型重 力流 沉积 、 变形 层理
Bs28井沉积体
系垂向演化
Es33下段沉积相平面图的构造样式和构造背景
——南堡凹陷为例
南堡凹陷区域上受燕山构造系、新华夏 系（郯庐走滑断裂系和渤海湾盆地）的 共同影响，在燕山期断陷或走滑—拉分 盆地的基础上，经历断陷—坳陷两个大 的演化阶段。盆地内多期构造叠加，形 成复杂多样的构造组合样式。
在测井上
层序界面位于 冲积扇、水下 扇砂砾岩体的 底部
80 2000 40 0
-20 -40
0
20
40
60
2400
2800
80
2000 40 0
-20 -40
0
20
40
60
2400
2800
3200
3600
4000
4400
层 序 分 析
3200
3600
4000
扇三角洲平原相 柳赞地区L21*5井
近 岸 水 下 扇 高 幅 尖 棱 曲 线
断陷盆地沉积特征
扇三角洲前缘斜交前积反射地震相 扇三角洲平原杂乱反射地震相
近岸水下扇丘状杂乱反射地震相
近岸水下扇（紧邻盆缘）杂乱反射地震相
断陷盆地沉积特征
扇三角洲
坳陷盆地沉积特征
湖岸——滨湖、三角洲 浅湖——席状砂体
深湖——均质、水平层理泥质岩
沉 积 体 系 类 型
三角洲体系：扇三角洲、湖泊三角洲 体系 重力流体系：近岸水下扇、滑塌型水 下重力流和深水浊流体系 湖泊体系