第八讲地面流水地质作用

第五讲

水及其地质作用地面流水及其地质作用地下水及其地质作用湖泊和沼泽及其地质作用第一节地面流水地质作用地面流水:

是指陆地表面流动着的液态水。它们在重力作用下，沿地表从高处向低处流动。地面流水主要来自大气降水，其次来自冰雪融水和地下水。地面流水暂时性地面流水

长期性地面流水

面流：顺斜坡无固定流道的、面状流动的细小流水

洪流：低洼沟谷中呈线状流动的暂时性地面流水

河流：具有一定河道的长期性地面流水面流的洗刷作用洪流的地质作用及泥石流河流的地质作用陆地水(影片00:00:35)一、面流的洗刷作用洗刷作用：面流在斜坡上流动过程中，可冲走细粒物质，并将这些物质带到斜坡下部。面流的水动力微弱，仅能冲走颗粒较小的粉沙及泥土。可溶性岩石（石灰岩）组成的山坡还能产生溶蚀作用，形成溶勾、石芽地貌。在山坡下部，无数细小股流水还具有一定的线状侵蚀能力。坡面在小股流水冲刷作用下，出现无数小沟。山坡上裸露的土壤常受到面流的洗刷，产生大量的土壤流失。地球水的来历(影片00:02:13)匮乏的水资源(影片:00:01:14)二、洪流的地质作用及泥石流洪（流）水特点:

洪（流）水发生具有突然性，水量猛增，水位暴涨，上下游落差突然增大，平时温驯的河流，显出排山倒海之势，也真有雷霍万钩之力。洪水所过，田园庐舍成墟，这时水对地面的破坏作用，表现得非常明显。冲刷作用：洪流以巨大的机械冲击力猛烈冲刷沟底及沟壁岩石的过程。

洪流的冲刷作用形成的沟谷地貌称：冲沟。冲沟

洪积扇：洪流携带大量泥沙、石块到沟口，由于坡度减小，洪流无侧壁约束，水流分散，动能迅速减弱，所搬运的碎屑物在沟口大量沉积，形成扇形堆积地貌。洪积扇洪积扇泥石流：是一种由水充分浸润饱和的大量泥、沙、石块等固体物质沿着冲沟向下流动的特殊洪流。这种洪流突然爆发，历时短暂，来势凶猛，具有强大破坏力。泥石流的危害三、河流的地质作用1、河流的空间形态河流在纵向的特征河流在横向的特征（河谷要素）河谷河流侵蚀出的槽形凹地。谷底河谷底部较平坦的部分。河床河水占据的沟槽。谷坡谷底至分水岭的斜坡。阶地谷坡上的阶梯状平台。2、河流的动能河流具有动能。动能的大小可用下式表达：E=1/2QV此处Q为流量；V为流速。流速（flowvelocity）。流速取决于以下因素：

（1）河床的坡度（slope），坡度陡则流速快，坡度缓则流速慢。河流上游一般位于丛山峻岭之中，这里坡度大，流速快；河流入海处，河床坡度极小。流速很慢。（2）河床的横剖面（transveraeprofile。）形状和大小。

其中半圆形河床具有最小的湿周长，流永与河床的接触面积最小，因而摩擦阻力最小，流速最太；宽而浅的河床温周长最长，流水的摩擦阻力最大，流速最小；狭而深河床的情况介于前两者之间，流速中等。（3）负荷（1oad）的类型。

河流所携带的固体物质称为河流负荷。不同地区的河流及同一河流的不同河段，其负荷类型不同。如山区河流的负荷主要是巨砾、砾、粗砂，平原区河流的负荷主要是砂、粉砂及泥质物。不同类型的负荷影响到河床的粗糙度（roughness)，对流水产生不同程度的摩擦阻力，在一定程度上影响到流速。

流量（discharge）流量是在单位时间内通过一定过水面积的水量。它取决于流域面积和降水量，并随季节而有变化。在洪水期，河流的流量通过其支流水体的补给而急剧增加，在枯水期，流量明显减少。除干旱沙漠地区外，同一河流的流量向下游方向逐惭增加，因此，河床的宽度和深度向下游方向逐渐加大．其形态也逐渐变化。

由上述可知．河流的动能对于不同河流，或同一河流的不同河段，或同一河段在不同时期都会有所变化。在动能的作用下，河流进行侵蚀、搬运、沉积三种地质作用．3、河流的侵蚀作用

河流在从高处向低处流动过程中，以自身的化学动力(溶解力)和机械动力(水力)，并以携带的泥沙和砾石作工具，不断地破坏河床的过程。侵蚀作用的方式

（1）溶蚀作用（dissolution）：河水将易溶矿物和岩石溶熔，促使河床破坏，主要见于由碳酸盐及盐类岩石组成的地区。

（2）水力作用（hydraulicaction）：河水的机械冲击力引起河床破坏、就山区的石质河床而言，常因其流速大，流水冲入岩石裂隙并产生强大压力，促使岩石崩裂。对于由松散沉积物构成的河床而言，其破坏性更大。

（3）磨蚀作用（abrasion）：流水以其携带的砂泥和砾石作为工具，磨蚀河床，使其加宽与变深，尽管是石质河床也难免不受其破坏。此外，河水中的砂、砾还互相碰撞与摩擦，不断变细、变圆。河流的下蚀作用：河水对河床底部岩石破坏，使河谷加深的过程。河流的侧蚀作用：河水对河床岩石破坏，使河谷拓宽的过程。

溯源侵蚀：又称为向源侵蚀。它是使河流向源头方向加长的侵蚀作用。按侵蚀作用的方向分为三种类型：河流的侵蚀作用(影片:00:00:35)（1）河流的下蚀作用

下蚀的原因

1）顺坡而下的流水具有垂直向下的运动分量。坡度越陡，下蚀能力越强。

2）在河底滚动和跳跃的砾、砂、不断撞击河底，尤其是山区河流因巨砾不断憧击，河底加深很快，在洪永期尤其明显。

3）锅穴作用：是由流水中急速旋转的涡流所引起的，它促使砾石像钻具一样作用于河底，河底上被钻出的坑，称为锅穴。侵蚀基准面（baseleveloferosion）

入海的河流，其下蚀深度达到海平面时，河床坡度消失，流水运动停止。因此，海平面高度是入海河流下蚀深度的下限。海平面及由海平面向大陆内引伸的平面，称为侵蚀基准面。

不直接入海的河流，以其所注入的水体表面，如湖水水面、主流的水面等为其侵蚀基准面，称之为局部侵蚀基准面。

河流的纵剖面（longitudinalprofile）它是河流从源头到河口沿着中线的剖面，常常用河底纵向上不同高度点的连线表示。入海河流的纵剖面，总体上看是向海倾斜并略向下凹的曲线。起初，曲线本身还有高低起伏，其起伏的势态受岩性和构造控制，如组成河床的岩石软硬相间则坚硬岩石段凸起，软岩层段凹入。当河底显著起伏不平时，常形成急流和瀑布。

急流（torrent）：是由于何床坡度较大，水流湍急。瀑布（waterfall）：是河床呈阶梯状，流水从高处泻落，尤如匹练下垂。当流水通过断层陡崖，或流水由悬谷下泻时等都可形成瀑布。尤以在硬软相间、倾角平缓并向上游倾斜的岩层中瀑布最易形成。瀑布一旦形成，其下蚀便更为强烈。在瀑布跌落处下蚀最盛，可以形成深潭。由于水力的冲击和旋涡水流的掏蚀，可以掘掉瀑布陡壁下部的软岩层，使上面突出的硬岩层失去支持而崩落，导致瀑布向上游后退。黄果树瀑布河流的平衡剖面（balancedProfile）河流在其形成的初期，多急流与瀑布、河流纵剖面不平滑。由于下蚀和溯源侵蚀作用，河床上的突起被削去，凹坑被填平，急流和瀑布消失，河流纵剖面逐渐演变成为平滑的曲线，称为平衡剖面。这种状况下，河流排泄其水体及所携带的沉积物只须做最小的功。达到这种状态的河流称为均夷河流。这是河流发展的总趋向。但由于自然地理条件变化与地壳运动发生，河流的流速、流量、河床形状及坡度等都在不断改变，因而河流完全达到这种平衡状态是不可能的，只可能在准平衡状态范围内摆动．下蚀作用的过程下蚀作用的结果——峡谷地貌虎跳峡三峡（2）河流的侧蚀作用

由于河水惯性离心力的作用使河水冲向弯曲河床的凹岸，造成凹岸被侵蚀。而凸岸水流减缓，在凸岸河水携带的泥沙就会沉积，河床不断加宽，河曲的曲度变大，形成蛇曲河。蛇曲河最后会裁弯取直。废弃的弯曲河道称为牛轭湖河流的侧蚀作用凸岸沉积凹岸侵蚀牛轭湖的形成过程牛轭湖的形成过程（影片：(3)下蚀作用与侧蚀作用的关系

时间上河流发育的早期以下蚀作用为主，随着坡度减小，逐渐转为以侧蚀作用为主。

空间上河流的上游以下蚀作用为主，河流的下游以侧蚀作用为主。4、河流的搬运作用流水质点的运动方式一种是质点呈平行层状，不互相混合，流动的层与层之间界线不交错，称为层流（laminarflow）；另一种是质点以复杂的流线型式交错，质点相互混合，称为紊流（turbulentflow）。河水的流动形式基本都是紊流，只有在流速非常缓慢，或水很浅，河床底平滑时可发生层流。

流水由于具有紊流性质，才能对碎屑物进行有效的搬运。物质搬运的方式流水搬运物质的方式有拖运、悬运和溶运三种。1）拖运又称牵引搬运（tractiontransport）。砂与砾石等较粗碎屑物质，以滚动、滑动和跳动方式沿河床底搬运。从实验可知，当水流速度较小时，只有少数颗粒沿槽底滚动和滑动。随着流速加大，便有较多颗粒在槽底移动，并互相碰撞；有些颗粒因碰撞被流水推举向上并向前。同时，因紊流涡漩作用的上举力也使部分颗粒短暂上浮后再落下来，呈跳跃式前进。2）悬运（suspensiontransport）即是粘土、粉砂等较小颗粒，由于水的紊流作用而呈悬浮状态进行搬运。实验表明，如在清水中撒入粘土和粉砂，它们很快散开，水变混浊，而且每个颗粒运动的途径都是不规则的。此外还表明，当颗粒的沉降速度小于平均流速的8%或流水的平均流速大于颗粒沉降速度的12倍以上时，颗粒就能成为自由悬浮状态。粉砂和粘土在流水中因紊流运动，一般都保持着悬浮状态，只有当紊流停止时，它们才能沉落下来。3）溶运（solution。Transport)即易溶岩石及矿物成份溶解于河水，以离子状态进行搬运。每立升河水中溶解的盐类物质约为150一300mg。其中以钙、镁的碳酸盐类最多，达盐类总量的7％左右．而钾、钠的氯化物较少，在沙漠地区河流中NaCI及CaSO4的含量显著增高。河流的搬运能力和搬运量河流能够搬运多大粒径碎屑的能力称为河流的搬运能力（transportcompetence），它决定于流速。资料表明，在平坦的河床上当流速小于18cm／s时，细小的颗粒也难以移动。当流速达70cm／s时，数厘米直径的颗粒也能搬运。河流能够搬运碎屑物质的最大量称为搬运量（transport

capacity｝，它决定于流速和流量。更重要的是流量。测量流量的单位是m3/s。长江在一般的流速下携带的仅是粘士、粉砂和砂，但数量巨大；相反，一条快速的山间河流可以携带巨砾，但搬运量很小。5、河流的沉积作用

河流搬运物中的溶运物质及部分细碎屑物质，往往要待搬运入湖、海以后，再通过海，湖水的作用发生沉淀，这不同于河流沉积之范畴。而河流搬运的一部分碎屑物质，会在河谷的适当部位沉积下来，这属于河流的沉积作用。

河流沉积作用的主要方式是机械沉积作用。引起河流机械沉积作用主要原因是河水流速的降低，导致机械动能的减小，使河流的搬运能力降低而发生沉积。根据沉积的部位分为：山口沉积作用谷底沉积作用河口沉积作用

山口沉积作用来自山区的河流，携带着大量机械搬运物到山口开阔的平地上，由于河床坡降明显减小，水流又无地形约束而散开，河水动力突然大大减小，机械搬运能力迅速降低，搬运物就会山口沉积下来。山口沉积物常形成扇状地貌：冲积扇。冲积扇冲积扇

谷底沉积作用谷底包括两部分。一部分是被河水所覆盖的河床，在河床上产生的沉积作用称河床沉积；另一部分是平水位时谷底未被河水所淹没的平坦地形——河漫滩。

心滩地貌心滩地貌河漫滩沉积边滩地貌河漫滩

河口沉积作用。河口是河流最主要的沉积场所。当河流入湖泊、海洋时受湖水或海水的顶托，流速迅速减小，使河水搬运能力减弱甚至消失，大量机械搬运物质在河口沉积下来。另一方面由于湖水、海水中富含有电解质，当河流中以胶体搬运的溶运物与湖水、海水相混合后，海水中的电解质破坏了胶体的稳定性，致使胶体凝聚，而沉积在河口。在河流流入湖泊或海洋的地方，河流沉积物常形成锥形的沉积地貌（其外形象三角形）称为三角洲。世界最大三角洲—恒河三角洲黄河三角洲珠江三角洲卫星图片

山口沉积作用河口沉积作用谷底沉积作用河流沉积物（冲积物）的特征1)分选性较好。这是由于流水搬运能力的变化比较有规律。在一定强度的水动力状况下，只能有一定大小的碎屑物质沉积下来。如近河床主流线的沉积物粗，远离主流线沉积物细。然而，就某种特定条件下的沉积物本身来说，则是比较均一的。2)磨圆度较好。较粗的碎屑物质，在搬运过程中相互之间以及碎屑物与河底之间不断摩擦．变圆滑。如河床中的卵石，常常是相当圆滑的。3)成层性较清楚。这是由于河流的沉积作用具有规律性变化．如因河床侧向迁移，同一地点在不同时期所处的部位在变化，接受的沉积物的特征也就不一样。此外就同一地点而言，洪水期沉积物粗而且数量多，枯水期沉积物细而且数量少；夏季沉积物颜色较淡，冬季沉积物颜色较深，不同时期沉积物的成分也会有差别等等。因而在沉积物剖面上表现了成层现象。4)韵律性特征类似的两种或两种以上的沉积物在剖面上有规律的交替重复出现，称为韵律性或旋回性。每一次重复就形成一个韵律。河流沉积常具有韵律性。如一个完整的韵律可以包括下部的河床沉积、中部的河漫滩沉积及上部的牛轭湖沉积。这佯一个韵律代表了河床在一次侧向摆动时逐次沉积的产物。如河床反复进行侧向摆动，就可以形成若干个韵律。

5)具有流水成因的沉积构造河流沉积物中常见有特征性的波痕、砂丘以及交错层理等原生构造。当流速小于5cm/s时，任何颗粒均不动，槽底保持平坦；当流速增大到约10cm/s时，有一些砂粒滚动或滑动很短矩离，但槽底仍保持平坦状态。当流速为20cm/s时，有一些微小波纹形成。并呈波状向下游移动。波纹不对称，其缓波倾向下游，陡坡倾向下游。流水速度再大时，波纹快速移动并增大，高达数厘米，称为砂丘。砂丘的形状和结构与波纹相同，仅其规模较大。当流速达到50Cm／s时，波纹和砂丘均消失，槽底再次变平缀；但这时，底部所有砂粒均快速运动。如果流速更大，为一般河流所不常见时，能产生不规则的砂丘状层理并逐渐向上游方向迁移。最庸，整个砂层完全被冲蚀掉，变成悬浮物。上游下游第二节地下水及其地质作用地下水的一般特征地下水的类型地下水的地质作用地下水的开发利用地下水（undergroundwater)：指存在于地表以下松散堆积物或基岩空隙中的水地下水是水资源的重要组成部分。我国水资源总量大致为3一3.3万亿m3/a。其中地下水资源估算为0．7亿m3/a。地下水还是改造地壳表层外貌的外力，尤其是在湿热气候地区具有特殊意义。一、地下水的一般特征地下水长期在地下运动，可从岩石中获得大量可溶性的物质成分，使之成为成分复杂的溶液。地下水中含大量的离子、分子和化合物，其矿化度高。地下水中常见的气体成分：O2、N2、CO2及H2S.地下水中还含有大量的胶体物质：Fe(OH)3、Al(OH)3、SiO2及以胶体形式存在的有机质1、地下水的化学特征2、地下水的赋存条件岩石的空隙。地下水赋存于岩石（含沉积物）的空隙（vacancy）之中。空隙包括孔隙（Pore）、裂隙（fissure）和洞穴（cavity）。岩石颗粒之间的空隙，称为孔隙；可溶性岩石受溶蚀后形成的孔洞称为洞穴或溶洞。岩石的裂缝即为裂隙。孔隙的数量用孔隙度表示，它是某一体积沉积物或岩石（包括孔隙在内）中孔隙体积所占的比例。

岩石的透水性（Perviousness)。透水性强的岩石出水量大，反之则小。在空隙连通的前提下，决定岩石透水性的主导因素是空隙大小，其次是空隙多少。如果岩石空隙细微，其孔隙数量虽多，水却难于或者根本无法透过．这种岩石称为不透水层或隔水层。如淤泥和粘土。如果岩石空隙粗大并相互连通，水能自由透过，这种岩层称为透水层。透水层中如饱含地下水则称为含水层。地下水面（undergroundwatersurface）水井挖到某一深度，就有水自井壁和井底渗出，汇成一个水面。相邻水井的水面是一个连续的面，即地下水面。此面以上岩石的空隙中充气，液态水不饱和，称为包气带；地下水面以下的岩层空隙中充满水，称为饱水带。地下水面就是饱水带的顶面。地下水的运动方式毛细水（结合水）

在毛细作用下运动的水。岩石颗粒表面和空隙壁面在静电吸引作用下，会吸附水分子。这类水束缚于颗粒表面及空隙壁面，不能在自身重力作用下运动。而且还可逆重力而运动（毛细运动）。重力水

在自身重力作用下产生运动的水。在岩石和松散物质的空隙中，重力水在重力作用下产生运动称渗流(渗透)。

3、地下水的补给和排泄

地下水是流动的。它一方面通过各种形式流失，另一方面通过一定的渠道得到补充。含水层从外界获得水称为补给（recharge)。大气降水是最重要的补给源。因此，降水量的多少、包气带的岩石性质和厚度是影响地下水补给的主要因素。此外，水位高千地下水面的河流和湖泊也补给地下水。然而，如河流与湖泊的水位低于地下水面，地下水反而向河湖排泄。进入土壤孔隙的大气中的水汽冷凝形成的凝结水对干旱沙漠地区的地下水有一定的补给意义。此外，农业灌溉用水及来自其它含水层中的水也能起补给作用．含水层失去水称为排泄（discharge）。排泌主要是通过泉以及蒸发；此外，还有人工排泄——开采地下水。泉是地下水的天然露头。山区及丘陵区的沟谷、山麓、以及冲积扇的边缘常常可以见到泉。平原区泉就少得多了。泉可以分为两类：水流具有压力而向上运动者称为上升泉，如喷泉；水流不具有压力．仅受重力驱使而向下运动者称为下降泉。地下水从补给区（rechargearea)向排泄区（dischargearea）流动称为地下径流（undergroundrunoff)。地下水在岩石的有限空隙中运动受到较大的摩擦阻力，使运动速度减慢，而且愈向深部愈慢。这是因为随着深度的增加，岩石透水性减弱及水的运动途径增大，并在一定深度，水的交替运动就停息了。包气带水（vadosewater）

贴近地表的气态水、土壤颗粒水吸附毛细水分子。这些水虽可连结起来成为液体，但因是充填在细微的孔隙中而不能自由运动。二、地下水的类型1、根据地下水埋藏条件划分的类型

潜水（phreaticwater)位于第一个稳定隔水层以上的含在透水层中的能在重力作用下流动的地下水。此水层的水面称为潜水面。潜水面与地表面的形态具有相似性。承压水(层间水confinedwater)是指埋藏在两个隔水层之间的透水层中的地下水。它的运动受到上下隔水层的约束和水压的作用。打井穿过上面的隔水层时，承压水就可向上涌出来，成为自流井。

自流井孔隙水（pore

water）存在于孔隙中，它多呈均匀而连续的层状分布，构成具有统一水力联系的含水层，广泛见于第四纪松散沉积物及一部分基岩中。2、根据含水层空隙性质划分的类型裂隙水（fissurewater）存在于岩石裂隙中。裂隙的规模、密集程度、张开程度、连通程度各处不同，因之裂隙水的分布不均匀。它的水力联系较差，水的运动受裂隙方向及其连通程度制约和补给条件的影晌，因而裂隙水在不同部位的富水程度相差悬殊，同一岩层中相隔几米的井，可能一井有水，另一井水少或无水。如裂隙发育密集、均匀且相互连通，则水的分布相对均匀，可联系成为整体，有统一的水位，称为层状裂隙水；如裂隙稀疏，且分布不均匀，彼此隔绝或仅局部连通，则地下水呈脉状分布，一般缺乏统一的水位，称为脉状裂隙水。

喀斯特水（karstwater）存在于可溶性岩石的溶蚀裂隙、洞穴、暗河中。它的分布较裂隙水更不均匀，但相对集中且流动迅速，可能承压也可能不承压。它的水量往往比较丰富，常可作为大型供水水源。但是它也是采矿的主要障碍。

地下水的上述分类，往往综合使用，综合命名，因而有“孔隙潜水”、“裂隙潜水”等名称。3、地下热水温度较高的地下水称为地下热水（geothermalwater）。它通常分为低温热水（20—40℃）、中温热水（40—60℃）、高温热水（60－100℃）和过热水（＞100℃）。地下热水出露地表就是温泉（hotspring）。富集有大量地下热水（包括水蒸汽）并可供开采利用的地区称为地热田（geothermal

field）。地热田常集中分布在地温梯度高的地带。我国有丰富的地下热水资源，仅温泉就有2000多个。

地下水在岩石孔隙、裂缝中流动十分缓慢，动能较小，故而机械作用十分微弱。但内于地下水与岩石、矿物的接触时间长，加之溶有一定量的酸类物质(如H2CO3、H2SO4及有机酸)，对地下岩石、矿物具有强烈的溶解作用。就整个地下水的地质作用而言，以化学作用为主。三、地下水的地质作用1、喀斯特作用（溶蚀作用）地下水中含有CO2，易溶解石灰岩或含碳酸盐类矿物的岩石。其反应式如下：

CaCO3＋CO2＋H2OCa2+十2HCO3-此处分解而成的钙离子和碳酸氢根离子便随水流失。由于地下水的运动是发生在岩石空隙中，水与岩石的接触面大，而地下水流速缓慢，因而其溶蚀作用极为显著。特别是在湿热气候条件下．溶蚀是可溶性岩石遭受破坏的主要原因，并形成特殊的地貌。将以主要为地下水（兼有部分地表水），对可溶性岩石进行化学溶蚀为主、机械冲刷为辅的地质作用以及由这些地质作用所产生的地貌，称为喀斯特。喀斯特是南斯拉夫西北部沿海一带石灰岩高原的地名，那里发育着各种奇特的石灰岩地形。十九世纪末，南斯拉夫学者司威治对这个地区首先进行了研究，并借用“喀斯特”一词来称呼石灰岩地区的一系列特殊的地貌形成过程和水文现象。喀斯特：指水流（主要指地下水）与可溶性岩石相互作用的过程及其所产生的各地质、地貌现象的总称。基本条件：喀斯特发育首先应具备具有溶蚀性水和具有可溶性岩石。可溶性岩石：包括卤化物类岩石(食盐、钾盐、镁盐等)，硫酸盐类岩石(石膏、芒硝等)及碳酸盐类岩石(石灰岩、白云岩、大理岩等)。在包气带，地下水在可溶性岩石的裂缝中向下渗流，使裂缝不断加深加宽，形成石芽，石芽不断升高。在岩石成分较纯、岩层巨厚、岩层倾角平缓的可溶性岩石地区，石芽可高达几十米，远望宛如树林，称为石林。石芽石林峰林

在潜水面附近，地下水在重力作用下沿层面、节理面和断裂带从高水位向低水位作近于水平方向的流动，常形成近于水平的洞穴称溶洞。2、地下水的搬运作用和沉积作用搬运作用除溶洞水能有较强的机械搬运外,地下水的搬运主要是以化学方式进行，包括真溶液及胶体溶液两种形式。搬运物以重碳酸盐为主，有时氯化物、碳酸盐、氢氧化物、二氧化硅、磷酸盐、氧化锰以及氧化铁等也很重要．

沉积作用按沉积的方式有机械沉积和化学沉积两种类型：1）机械沉积地下暗河流到开阔地段时，因流速降低，可以出现砾石、砂和粘上沉积。他们略有分选和磨圆，粒细，量少。有时在机械沉积物中混有有用矿物，对这些矿物进行研究，可帮助确定地下水的补给源地，甚至指导寻找地下盲矿体。2）化学沉积引起化学沉积的主要原因有：地下水流出地表或流入洞穴，所合CO2因压力降低而逸出，水中Ca（HCO3）2分解成CaCO3而沉淀；水温降低，尤其是温泉水流出地表时水温剧降，在泉口附近发生沉淀。水分蒸发，使溶液浓度增加而产生沉淀；胶体物质则是通过胶凝作用发生沉淀．按化学沉积的场所可分以下类型：孔隙沉积（poredeposit）：是在孔隙中发生的沉积物有CaCO3、Fe(OH)3、SIO2等。能导致沉积物胶结成坚硬的岩石，如果沉积物围绕某一矿物颗粒发生凝聚，可形成结核，如黄土中的钙质结核与铁锰结核。

裂隙沉积（fissuredeposit）：发生在裂隙中，形成脉状沉积体。如方解石脉、石英脉等。溶洞沉积（karstcavedeposit）：富含Ca（HCO3）2的地下水，沿着孔隙、裂隙渗入空旷的溶洞，由于温度、压力改变，CO2逸出，加之蒸发作用加强，就沉淀出CaCO3。如水自洞顶下滴，边滴边沉淀，可形成自洞顶向下垂直生长的石钟乳。渗出水滴落洞底后，CaCO3就在洞底沉淀并向上生长形成石笋。石钟乳与石笋长大后连成一体，你为石柱。石钟乳、石笋、石柱合称为钟乳石。如地下水沿着洞壁裂隙成层状渗出，能沉积成石帘、石帷幕、石瀑布和石幔等。石钟乳石笋石柱石瀑布石幔温泉沉积发生在温泉出口处。沉积物疏松多孔，称为泉华（sinter），钙质的称为钙华或石灰华（travertine），硅质的称为硅华（siliceous

sinter）。泉华滩四、地下水的开发利用地下水水质一般较好，是重要的供水水源；地下热水还是重要的能源，利用地热能发电可获得相当廉价的电力；地下水有时合有某些特定的化学成分，对一些疾病有疗效，称为矿水（mineralwater）。地下水既可以为人类造福，也可能对人类造成危害。如煤矿生产中地下水可能突然涌出，威胁井下安全；在地势低洼地区，地下水溢出可造成土壤的沼泽化。在干旱或半干旱地区，由于地下水强烈蒸发可导致土壤盐碱化，破坏土壤的肥力。某些地下水水质对人体健康有害。这些问题在进行地下水的开发利用中均需要加以研究．第三节湖泊和沼泽

湖泊和沼泽是大陆上相对静止的水体。其地质作用以沉积作用为主。常形成如铁、锰、铝、煤、石油和盐类等重要沉积矿产。湖泊和沼泽的沉积明显地受气候、地形和构造运动等因素的影响。并且湖泊还是调节河流流量和湖区附近气温的作用。因此，对湖泊和沼泽地质作用的研究，不仅对找寻矿产资源和现代湖泊和沼泽的利用具有重要意义，而且还有助于分析研究地质历史时期的古地理、古气候、地壳运动特征提供重要证据。

湖泊和沼泽的一般概念湖泊和沼泽的地质作用一、湖泊和沼泽的一般概念

湖盆的成因类型内动力作用形成的湖盆外动力作用形成的湖盆构造作用形成的湖盆火山作用形成的湖盆冰川作用形成的湖盆河流作用形成的湖盆风作用形成的湖盆湖泊：陆地表面洼地积水而成的水域。积水的洼地称为湖盆构造湖：由于地壳的构造动力使局部地段下陷形成向斜盆地。断层洼地：形态狭长，深，如上加子湖、玄武湖、滇池构造作用形成的湖盆火山湖：火山口为盆地形，积水成湖，白头山天池。火山熔岩阻塞河流：五大莲池火山口湖火山作用形成的湖盆冰蚀湖：冰川地区尤其是大陆冰川地无，是由于冰的刨蚀作用在岩性软的地段形成洼地。冰融后成湖。

冰川作用形成的湖盆冰川作用形成的湖盆冰川作用形成的湖盆冰川作用形成的湖盆冰川作用形成的湖盆河成湖：湖盆由河流的侵蚀与沉积而成。如河漫滩的低洼处可积水成湖；河流改道后，被遗弃的河床形成牛轭湖；河流的三角洲上也因泥沙淤塞而成三角洲湖。河床因沉积而增高，可阻塞支流而成河床湖。河流作用形成的湖盆堰塞湖的形成风蚀湖（deflationlake）：湖盆因风蚀而成，常见于干燥地区。这类湖泊水浅易干，一般面积较小，见于我国青海、新疆、内蒙、甘肃等地．如甘肃敦煌月牙湖。风作用形成的湖盆海成湖。湖盆由海水的侵蚀和沉积而成。如海岸地带由于砂坝和砂嘴封闭海湾而成的泻湖，以及在海岸洼地上贮水而成的海岸湖。海成湖的形成动画

海成湖溶蚀湖与陷落湖。湖盆经溶蚀而成者称为溶蚀湖（solutionlake），湖盆由地面塌陷而成者称为陷落湖（fallenlake）。我国云南东南部、贵州西部、广西西部均有密集分布的溶蚀——陷落湖群，如云南的异龙洞、八仙洞。此外，地下岩盐溶解而成的盐池及由于冻土解冻，地面陷落而成的积水洼地也属陷落湖。堰塞潮（dammedlake）：湖盆的形成是因河谷被山崩所形成的岩块或火山喷出的熔岩流阻塞，或冰川谷被冰川终碛堵塞。如1933年四川茂县叠溪地震后，氓江被堵，形成了总长17km、深达130多米的两个湖泊；又如帕米尔高原1911年的一次地震后、引起山崩。在莫尔加布河谷中堆积了一座高700多米、长8000米的大坝。它切断河水而成湖，湖水面积至今还有50km2。镜泊湖是由熔岩堵塞牡丹江水所形成，湖水深达48m，湖口的瀑布还用来发电。著名的黑龙江五大莲池是熔岸流堵塞讷谟尔河的支流所形成的。新疆天山的天池则是在构造断陷的基础上，经冰川刨蚀形成的冰蚀谷，被冰川终碛及泥砾阻塞而成。镜泊湖天池人工湖——水库（resevoir）。由人工筑坝堵塞谷地而成。我国有很多水库，如十三陵水库、新安江水库、刘家峡水库等。十三陵水库新安江水库

刘家峡水库自然界的湖盆成因往往不是单一的，而是多种地质作用的结果，例如：世界上最大的淡水湖群，发育在北美（美国与加拿大交界处），由五大著名湖泊组成：苏必利湖、伊利、安大略湖、密执安湖。原先是构造运动形成的构造湖，而后又经过冰川的刨蚀作用改造而成。阳光下的苏必利湖

安大略湖静静的密执安湖由于湖盆成因不同，各类湖泊的分布反映了地质条件和自然地理情况。我国冰蚀湖：青藏高原、山岳冰川河成湖：东部平原地区（湖北）。溶蚀湖：西南，岩溶发育的地方。

风成湖：西北、内蒙、干旱区按湖水消耗方式可将湖泊分为:泄水湖不泄水湖湖水的来源及补给

湖水主要来自大气降水、地面流水和地下水，其次来自冰雪融水和海水等。不同湖泊的湖水来源不同，它们主要受气候和位置的影响。位于地势较高的湖泊，主要靠大气降水补给；温湿气候区的湖泊，湖水主要来自地面流水和大气降水；干旱和冷湿气候区的内陆湖泊，则以冰雪融水和地下水补给为主；而靠海边的泻湖则以海水补给为主。

1、湖水的消耗

湖水通过蒸发、流泄和渗透等方式不断消耗。干旱气候区的多数湖泊无出口，湖水消耗以蒸发和渗透为主，这类无出口的湖泊称为不泄水湖。温湿、湿热气候区的多数湖泊有出口，湖水主要以向外流泄的方式消耗。这类外泄有出口的湖泊称为泄水湖；只有当湖水补给量大于消耗量时，才能保持为终年积水的湖泊，否则将成为季节有水的间歇湖。2、湖水的成分

湖水的成分主要受气候和入湖水源流经区岩性的影响。一般温湿气候区的泄水湖的湖水成分，以Ca(HCO3)2为主，且含有机质较多；干旱气候区不泄水湖的湖水成分，常含较有较多的盐分，而有机质较少。根据湖水的含盐度，可将湖泊分为三类：含盐度＜0.03%,称为淡水湖；含盐度为0.03-2.5%，称为半(微)咸水湖；含盐度＞2.5%，称为咸水湖。其中有盐类达到过饱和而结晶析出的湖泊又称为盐湖。一般温湿、湿热气候区的泄水湖为淡水湖；干旱气候区的不泄水湖多为咸水湖甚至盐湖。湖水的化学成分并非固定不变，随着湖区的构造运动、气候等因素的变化，淡水湖可转变为咸水湖或盐湖，反之，咸水湖也可被冲淡成淡水湖。我国湖泊湖泊概况我国天然湖泊在1平方公里以上的有2300多个，总面积75600平方公里，占国土面积的0.8%。但湖泊面积在500平方公里以上的大型湖泊并不多，而且大部分分布在民族地区；其余的绝大多数湖泊是小型湖泊。我国的湖泊由于分布在不同的自然地带，所以特征就有一定的差异。根据我国湖泊的分布特点、成因和水文特征的不同，大致划分为青藏高原湖区、东部平原湖区、蒙新湖区、东北山地湖区和平原湖区、云贵高原湖区等五个比较集中的湖泊区。其中青藏高原湖区、蒙新湖区和云贵湖区分布在民族地区。沼泽及成因沼泽：陆地表面充分湿润、喜湿性植物丛生并有有机质堆积的地段。

沼泽的成因水体边缘和附近地区(如湖滨，海滨、等)的沼泽化由于地下水面提高，接近地面使陆地直接沼泽化。湖泊被淤浅，最后成为演化成为沼泽。湖滨沼泽沼泽的成因沼泽的成因陆地沼泽化沼泽的成因湖泊演为化沼泽二、湖泊和沼泽的沉积作用

湖水是相对静止的水体。水体运动的规模较小，而且运动无一恒定方向。湖水运动对湖岸的剥蚀作用和搬运作用等规模都较小。其主要的地质作用为沉积作用。沼泽与湖泊相似，不仅水浅，而且几乎为停滞积水，故沼泽的地质作用差不多只有沉积作用，而且是以植物的堆积作用为主。湖泊的机械沉积作用湖泊的化学沉积作用沼泽的生物沉积作用湖泊的机械沉积作用

湖泊的机械沉积物主要来源于入湖河流携带的碎屑物，这些碎屑物在湖水的搬运过程中，由于动能从边缘向湖心逐渐减弱，因而按碎屑物粒径大小、比重，依次沉积下来，大致呈环带状的分布。

潮湿气候区入湖河流数多，水量大，携入湖内的助沙石量多，因而，在河口可形成很多湖滨三角洲。这些三角洲增长迅速，湖泊很快被淤浅，变小，最后成为湖积—三角洲平原或演化成为沼泽。干旱气候区因入湖河流数少，河流水量小，携带入湖的碎屑量少，且以较细的泥沙为主。故碎屑沉积量少，河口三角洲亦不发育，但由于湖水蒸发快，最后湖水干涸可演化成盐沼或泥沼。

湖泊的机械沉积作用湖泊的演化湖泊的化学沉积作用

湖泊的化学沉积作用受气候控制极为明显，不同气候地区所形成的化学沉积物差别很大。因而，可利用其化学沉积物的特点，推断湖区当时的古气候条件。潮湿气候地区的雨量充沛，特别是在气温较高的地方，生物繁茂，化学和生物风化强烈。入湖河流和地下水带有较多的铁、铝、锰等低价氧化物或胶体溶液，入湖后，与湖水相混，发生种种物理、化学反应，或在生物作用下，使其沉淀下来，则可形成铁、铝、锰等矿床。干旱气候地区的湖水，主要消耗在蒸发上。因此，湖水含盐度不断增高，致使淡水湖逐渐变成咸水湖，甚至盐湖。在盐湖中，各种盐类按其溶解度大小，依次沉淀出来（碳酸盐→硫酸盐→氯化物），由于水分不断蒸发，湖水面逐渐下降，加之沉积物不断淤积使湖底变浅，最后盐湖干涸，直至湖泊最后完全消失。

干盐湖湖泊的化学沉积作用沼泽的生物沉积作用沼泽的地质作用基本上就是沼泽的生物堆积作用。在沼泽地区生长的大量喜湿性植物死亡后，其遗体堆积起来。在沼泽的积水和上覆植物遗体以及泥沙的掩覆下，通过一系列生物和化学作用，形成含碳质较高的、质地疏松的棕褐或黑色物质，称为泥炭。伴随有地壳的缓慢下降，则可形成巨厚的泥炭层。泥炭层在上覆沉积物压实作用下，脱水，形成腐植煤，进而形成褐煤、烟煤及无烟煤。沼泽的生物沉积作用沼泽的生物沉积作用沼泽的生物沉积作用沼泽的生物沉积作用欣赏:中国最美六大沼泽湿地第一名

若尔盖：高原碧宝

四川若尔盖湿地自然保护区位于四川省阿坝藏族自治洲若尔盖县境内，地理座标为东经102°29′--102°59′，北纬33°25′--24°80′，总面积16670.6公顷。保护区于1994年经若尔盖县政府批准建立，1997年晋升为省级自然保护区，主要保护对象为高寒沼泽湿地生态系统和黑颈鹤等珍