湖泊沉积学
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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
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。
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
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。
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。
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
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ 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
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。
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
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。
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。
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 淡水湖泊沉积学
二、滨岸浅水环境沉积动力学
根据水动力在传播过程中的能量变化，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
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
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。
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．
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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
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。
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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。
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。
3.三角洲亚相划分 三角洲平原 三角洲前缘 前三角洲
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第二节 淡水湖泊沉积学
ቤተ መጻሕፍቲ ባይዱ 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
石大袁静
第二节 淡水湖泊沉积学
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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。
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
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。
三角洲平原沉积
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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
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。
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 淡水湖泊沉积学
二、滨岸浅水环境沉积动力学
根据水动力在传播过程中的能量变化，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