大冰前的湖泊的沉积记录

14.3.1介绍

冰川融化,他们放弃了沉积物的负载。冰川河流和湖泊的水文、泥沙运输已被许多研究(例如教堂和吉尔伯特,1975;

(一)南部出口控制

(B)中间出口控制

3级

4级

(C)北部出口控制

3级

4级

(B)中间出口控制

(C)北部出口控制

图14.2水位变化的例子一盆(级别1、2、3和4在浴缸)进行微分地壳均衡反弹,出口的南端,北端(N),和中间的盆地。在南端)出口。湖泊退化在沙子可能沉积盆地和毯子。在盆地中部B)出口。湖泊退化到北出口,违背了南方。毯子的砂沉积在北,但湖和沙滩违背上坡南端;最终海滩搁浅在最大(要求等级4)当湖水平下降。在北部盆地C)出口;湖水平违背了无处不在,移动海滩上坡最高。(在拉森,1987; Teller, 2001).

图14.3的例子更复杂的序列后湖水平发展的南部出口如图14.2所示是废弃(出纳后,2003)。)湖新出口后突然下降到4级的盆地(Ml)成为无冰;没有大的海滩。B)通过出口毫升产生溢出过犯南出口,回归到北;沙滩运动上坡的罪过。C)新出口在盆地中部打开(M2)和湖突然下降从6到7级,搁浅海滩海侵最多6级。D)湖又必须从7到8级,它又开始溢出通过出口在盆地南端,搁浅海滩的海侵最大水平8。

Gustavson, 1975;Ostrem, 1976),水下沉积在更深的部分冰川边缘和冰前的湖泊(例如乔普林此举和麦当劳,1975)。研究表明,在现代融水河流沉积物负载很高(例如该种,1995),事实上,弗里德曼和桑德斯(1978年,p . 25)表明,最高的输沙量从南极海洋的大陆。glacimarine环境ofAlaskan峡湾,鲍威尔(1983)和考恩

鲍威尔(1991 b)测量沉积物累积利率以惊人的卖地m 1年,和高沉积速率发生在湖泊口附近的冰川河流在水下电流密度和衰退提供大量的沉积物(史密斯和希礼,1985)。从泥沙涌入,累积利率少得多,纹沉积的许多大型盆地更新世冰前的记录表明,离岸(远端)积累很少超过每年几厘米(例如Antevs、1925、1951;出纳员和Mahnic, 1988;Ringberg, 1991;挂,1997)。总的来说,glacilacustrine沉积物稀释远离冰缘和河流的嘴。

冰川沉积物释放的速度是一个函数的几个因素,其中的速度融化,冰川和冰浓度的碎片。后者在一定程度上是一个函数的可用性和侵蚀度基岩上覆松散材料,所以耐湖泊地区岩性如花岗岩、不容易风化和侵蚀是沉积岩,倾向于接受相对较小的大量的沉积物含有低百分比的泥级材料。

Ice-marginal湖泊沉积率高于下游冰前的同行,和沉积记录的性质是不同的。突然跳跃在沉降速度或风格,晶粒尺寸、矿物学和生物成分会发生时,海冰的消退(或进展)湖盆。进步的这些参数的变化将发生在一个冰边缘的进步或倒退在湖盆,和这些变化可以用来解释在盆地边缘的位置。

形态,大多数冰前的湖沉积物形成平坦的风景粘土和淤泥,褶皱(和最终可能掩盖)以前的特性在近海地区的湖泊。平坦的近海湖泊沉积物通常列出浪蚀的悬崖或粗泥沙沉积在浅水中,如海滩和滞后的海浪冲过的沉积物。

以下部分将关注那些大型ice-marginal湖泊沉积物和地形使大陆冰盖。在许多方面,流程在这些湖泊是相同的冻土带的非冻土带及其环境。然而,也有一些独特的(甚至是独一无二的)方面的沉积物与边界的存在(或附近)冰缘和高度动态特性,水流入和流出的唐突,冰山崩解和地壳均衡反弹。与其他湖设置、过犯和回归是常见的在冰前的湖泊,因为频繁的生活,经常大冰边缘的变化,出口深度和位置,径流入湖中,微分均衡反弹。由于侵蚀在过犯和陆上暴露,以及冰川再前进,顶不序列中的普遍存在,特别是在浅盆地的一部分。

14.3.2表面

一般,表面的一个大冰前的湖流域是平的,部分原因是大陆冰冰河期前的表面平滑,部分是由于波浪作用和沉积物积累进一步减少减压。相对不透水的沉积物和浅浮雕在许多大型古湖泊流域导致排水不畅;4米的泥炭积累的地方的地板上这些古老的湖泊(例如疏浚和科恩,1989)。在加拿大,许多这些领域如今被苔藓覆盖,和哈德逊湾低地和邻边加拿大地盾支持世界上最大的有机区域地形(疏浚和科恩,1989)。

龙骨和边缘的冰山,甚至冬天冰雕刻长线性和弯曲的凹槽在许多湖泊的泥地上,立即与相关的山脊附近他们(图14.4)(1996年看到Woodworth-Lynas,总结和鉴别特征,而这些特征被发现在广泛领域的冰前的湖盆在北美以及在现代湖泊(例如克莱顿et al ., 1965;疏浚,1982;Woodworth-Lynas Guigne, 1990;吉尔伯特et al ., 1992)。这些straight-to-curved特性彼此纵横交错。在海洋中,已发现冰山搜索在水下500米- 950米(巴恩斯和留置权,1988;波里亚克et al ., 2001)。沉积物均化和断层一般冲刷和犁标志联系在一起。尽管他们是非常微妙的地形,很少有超过一到两米高的今天救援,他们从空气中一个引人注目的特性或者毫无特色的离岸湖平原(图14.4)。色调对比的结果之间的差异在有机土壤中积累better-drained山脊和相邻的较低的地区。 These ridges commonly lie adjacent to furrows and were interpreted by Clayton et al. (1965) as iceberg scour grooves and ploughed ridges, which are today more subdued than when originally formed. Woodworth-Lynas and Guigné (1990) argue that

图14.4航拍的照片冰山冲刷痕迹的粉质粘土阿加西平原东部的温尼伯湖。线性光色调略高的山脊。主要道路间距为1英里(1.6千米),距离和西向东横跨照片约5.5英里;北走向前。

这些脊曾经冰山槽已从地形上倒由于更大的沉积物压实。

除了这些广泛的曲线冲刷特性,Mollard(1983、2000)描述和说明了各种其他不规则模式发达在冰川湖层政权(图14.5),提出不同的起源。这些特性的粘土和粉砂质沉积物通常表现出玲珑,底辟结构和变形(Mollard, 1983)。都有非常低的救济。例如,作为一个ice-marginal湖湖水平下降,冰山可能适应软湖底泥”,导致折叠和指责淤积和粘土和浅萧条,范围从几十米到几百米直径(见图14.6)。这些可以形成边缘粗漂移了冰块,或碎屑,熔化成大萧条(托马斯,1984 b;Mollard, 2000)。的一些浅浮雕“甜甜圈”和类人脑模式航拍照片上看到冰川地形可能是这一过程的结果(图14.5),虽然类似的功能以外的生产停滞的冰地区湖泊流域(克莱顿和自由,1967;Mollard、1983、2000)。浅湖水域也可能导致微分冻结解冻(扩张)和泥湖,生产小pingo-like成堆,偶尔有中央陨石坑(Mollard, 2000)。甚至从承压地下水“管道”

图14.5类人脑的变形模式湖粉质粘土,解释了从浮冰陷入软泥(Mollard, 2000,图6)。不明显的变化模式与小环右下角解释反映深层水。

从蓄水层以下湖泥可能产生放电坑和周围提高钢圈(Mollard, 1983)。

当然湖泊盆地的形态也反映了盆地的基本地形地板,这可能是由基岩或一个年长的侵蚀和沉积控制表面。Ice-marginal地貌沉积在湖上,如结束碛、三角洲和球迷可能保持独特的特性在湖上地板,尽管他们很容易受到侵蚀。一个褶皱群湖泊沉积物可能会进一步减少减压,留下残遗(重写本)地貌。

14.3.3近海沉积物

14.3.3.1冰山的贡献

冰山可能各种规模的大量碎屑ice-marginal湖泊,释放他们的负载融化,提示或分解,并将它以不同比例添加到湖的沉积物在地板上(图14.6);这场雨的碎屑一般变形甚至彻底打消了预先存在的薄片(图14.7),由岩石碎片,个人的矿物颗粒,碎片等松散沉积物到(Ovenshine, 1970)。这冰筏碎屑的浓度可能是如此之大,产生的沉积物可能像直到(例如Dreimanis, 1979;还看到Benn和埃文斯,1998)。一般来说,更高浓度的碎屑被发现接近冰缘,浮动冰架之下,或者冰山成为基于浅水和腐烂。此外,泥沙沉积可能已经高度被冰山耕作到软沉积物,产生一个ice-keel turbate可能类似直到(Vorren et al ., 1983;巴恩斯和留置权,1988;Woodworth-Lynas Guigne, 1990)。

14.3.3.2细粒度的离岸积累

以外的大多数从河流泥沙进入湖冰缘最初将被海浪改写。粗泥沙会沉积在较浅的水域在湖边利润率(见部分

图14.6建设扇三角洲(a)到一个湖的嘴冰川内部的隧道(通常被称为一个接地冰线风扇),显示更多的远端湖相(B和C)和添加无序碎屑从冰川过剩和冰山。注意接地冰山和合成萧条。(托马斯,1984 b,图5)。

图14.6建设扇三角洲(a)到一个湖的嘴冰川内部的隧道(通常被称为一个接地冰线风扇),显示更多的远端湖相(B和C)和添加无序碎屑从冰川过剩和冰山。注意接地冰山和合成萧条。(托马斯,1984 b,图5)。

图14.7的照片叠层glacilacustrine包含冰筏碎屑沉积物。在上部到沉积物(混杂沉积物)生产。

14.3.4下面),累积可能发生在冰缘(参见下面的部分14.3.3.3)。在哪里波的能量大,汹涌澎湃地悬浮细沉积物可能是海上运输的表层湖(变温层),它最终沉积时期低波活动或湖表面已经冻结,结束后所有的风应力。当然,甚至生物材料和粘土凝聚生物体到粪便颗粒(史密斯和苏维斯基谈到,1982)可能被添加到这些沉积物。河流进入湖泊的负载是细粒度的,波动荡可能会让一些沉积物暂停很长一段时间,导致一些粘土和淤泥的通过出口在无冰季节从盆地(史密斯et al ., 1982)。

在更深的水域,尤其是远离冰缘,粘土和细砂浆,解决了一般变温层的叠层,与fine-coarse对联产生径流的季节变化的湖和季节性影响风让一些沉积物暂停,直到湖水结冰。这些年度沉积物对联,称为年融积层(图14.8),形成广泛的毯子在许多冰前的湖盆。虽然对联的厚度和性质不同的空间和时间,与沉积物补给,靠近源(冰缘,河口),和深度浪基面以下——他们通常保持单调类似的通过时间(图14.8)。事实上,这种重复性方面主张控制年度湖边的节奏。在对联可以作为年度增量与信心,他们一直有效地用于建立一个冰川和glacilacustrine年表,(例如德格,1912;Antevs, 1922;奥沙利文,1983;Ringberg, 1991;Wohlfarth等,1993)。史密斯和阿什利(1985)讨论的难度区分真正的年度对联和其他有节奏的过程在湖泊如脉冲电流密度下溢、重复下滑,

图14.8典型的明暗(summer-winter)对联(年融积层)的相对粗和细颗粒泥沙。(在出纳(1987,图3)

不同波输入。事实上,个人年融积雪本身通常显示季节性粒度变化与波能和沉积物由于融水径流输入的变化,降水,下滑的松散沉积物沿着湖边缘(图14.9)。Ringberg(1984)甚至还发现了一个积累在厚近端年融积雪的昼夜节律。史密斯和阿什利(1985),所述真实年融积雪(与韵律层飙升)可能包含一个湖底动物群,季节性的花粉和其他生物,在沉降内部中断,在粗粒大小的一部分显示一个对联粗化或没有上升趋势(与一个向上的引力implaced沉淀物中罚款)。

有趣的是,在一些地区最大的冰前的湖泊,如湖阿加西和冰川大湖,沉积物不纹,除了更多的保护区(例如Antevs, 1951;出纳,1976年,1987年;科尔曼et al ., 1994)。在一定程度上,这可能是因为风的混合水列re-suspended几年previously-deposited沉淀物,均质化粗的细粒度的冬天积累夏天增量。全年连续密度下溢在抑制纹泥可能发挥了作用。此外,冰山的底部沉积物和冬季冰冲刷数万,如果不是几百米的水可能会导致同质化的材料几米的深度(Woodworth-Lynas Guigne, 1990)。低湖水平可能反映在深水沉积序列通过侵蚀不整合,冲积单位,粗湖泊沉积物或单位积累丰富原位或改写有机物。

14.3.3.3积累的嘴附近的河流和冰缘

高泥沙负载在河流进入冰前的湖泊是常见的直接从冰,以及新deglaciated陆地地区;快速沉积作用是常见oq0oqo°o°0°某人嘘”

秋天和冬天暖和

每个梯度板与径流增加,风能或近岸不稳定

春天融化

0 50 100

%的大小比例

图14.9原理图单个纹泥的粒度变化产生的径流的变化、风、重力转移。注意,典型的整体粗到细(summerwinter)自然仍然存在。(在出纳(1987,图7)。)

近端区域。在某些情况下,传统的吉尔伯特型三角洲与陡峭的前积层床和相关topset(陆上)和bottomset(深水)床可能沉积(图14.10)(Fyfe, 1990;Postma, 1990)。这些常见的形式在河口,流入水的速度突然检查,和积极的沉积物供应和水深之间的不平衡导致沉积物存储三角洲斜坡上超过删除和下坡的转移(Nemec, 1990)。ice-marginal环境中,δ表面分级提供河和湖水平(图14.10)。如果冰缘相对较长时间内保持稳定,陆上河流分流系统发展,沉淀的topset部分三角洲冲积沉淀物。前积层厚度控制的水的深度,并从几米到100米不等。这些床进积到湖在一个复杂的方式,主要是通过雪崩,温和(24-29°)在砂质沉积物和陡斜坡(每次30 - 35°)在碎石斜坡(乔普林此举,1965;Nemec, 1990);温和的上凹的斜坡和切向过渡bottomset床细泥沙因为更多的沉积物中发现仍然悬挂在过去的波峰前积层斜坡(乔普林此举,1965)。 Foreset beds commonly parallel the delta face and may extend over the entire downslope length of the delta face. However, variable avalanching and sediment supply may lead to discontinuous beds that wedge-out upslope or downslope, or that assume lobe or tongue shapes (Nemec, 1990; Fig. 14.10). Because water levels in proglacial lakes frequently change, deltas may become 'stacked' (Thomas, 1984a), drowned, or eroded during transgressive phases and be incised by rivers when lake level drops; new deltas or fans then form at the new lake level.

图14.10三种可能类型的沉积在一个湖泊在冰盖的边缘(Fyfe, 1990,图7)。吉尔伯特型三角洲复杂美联储两个冰川下的管道,显示陆上冲积topsets和急倾斜前积层床合并bottomset床在更深的水。B)水下扇三角洲叶由冰川下的管道,这可能最终使河床升高足以启动吉尔伯特三角洲;雪崩和群众运动主导;沉积的冰缘主要来自电流密度下溢。C)水下扇围裙在深水中布满了大量的管道连接由一个冰川下的腔系统;rapidly-deposited的复杂河流沉积物和混杂沉积物从冰一般称为接地冰线风扇(参见图14.6)。

图14.10三种可能的类型的沉积在一个湖的边缘冰盖(Fyfe, 1990,图7)。吉尔伯特型三角洲复杂美联储两个冰川下的管道,显示陆上冲积topsets和急倾斜前积层床合并bottomset床在更深的水。B)水下扇三角洲叶由冰川下的管道,这可能最终使河床升高足以启动吉尔伯特三角洲;雪崩和群众运动占主导地位;沉积的冰缘主要来自电流密度下溢。C)水下扇围裙在深水中布满了大量的管道连接由一个冰川下的腔系统;rapidly-deposited河流沉积物和混杂沉积物的复杂冰通常被称为接地冰线风扇(参见图14.6)。

进入ice-marginal湖泊沉积物通过冰川融水基地附近的河流或可能作为水下扇沉积,斜率的床更推入更深的水(例如Gustavson等,1975;鲍威尔,1990;埃勒镇和埃勒镇,1992;希礼,1995;无花果。14.10 b, c 14.10, 14.11)。Benn和埃文斯(1998)详细讨论这个环境。高泥沙浓度有利于流入河温和的斜坡和风扇(和吉尔伯特δ)建筑密度下溢电流(乔普林此举,1965)。随着冰缘撤退,广泛esker-like脊可能出现重叠的球迷如果隧道仍然活跃的(图14.11 b)。这些扇形存款可能合并与其他球迷沉积在冰川下的管道沿口冰边缘,形成一个不定地连续脊的水下河流沉积物(图14.10 14.10 b和c),如广泛Salpausselka碛在芬兰南部沉积随着冰撤退到较浅的水沿着波罗的海的北面冰湖(例如Fyfe, 1990;Raino et al ., 1995)。 These are commonly called grounding-line fans (Fig. 14.6).

沉积物在合成不对称bedform陡峭的冰水,罚款下坡的盆地,通常由碎石、砂和偶尔的混杂沉积物单元(图14.12);有些人认为这些山脊德格碛。因为沉积物运移在ice-marginal水下扇主要由重力在高度湍流流动和转让、排序和床上用品可以贫穷(Nemec, 1990;Benn和埃文斯,1998)。褶皱或边缘混杂沉积物在这些球迷是很常见的,那里是一个悬臂冰边缘(图14.10),和托马斯(1984 b)报告锥形成堆的混杂沉积物内的风扇序列

图14.11在冰川融水沉积在冰前的湖的示意图。(在夏普et al ., 1992)。口的水下扇)冰川下的隧道。B)一系列重叠的水下粉丝生产广泛esker-like岭海冰的消退。C)冰融水爆发产生广泛的冰碛或延长ice-marginal迷湖水平以下。

图14.11在冰川融水沉积在冰前的湖的示意图。(在夏普et al ., 1992)。口的水下扇)冰川下的隧道。B)一系列重叠的水下粉丝生产广泛esker-like岭海冰的消退。C)冰融水爆发产生广泛的冰碛或延长ice-marginal迷湖水平以下。

图14.12适度分选好的和层状冰砾砾在扇三角洲附近温尼伯回1米厚混杂沉积物(流到),稀释向左边,在叠层冰川湖阿加西淤泥和粘土。

60厘米的救济(图14.6)。断裂和变形在这些单位是常见的沉积或反对冰(图14.13)。再前进的利润率可能会导致相当大的变形和把这些ice-marginal沉积物(例如博尔顿,1986);这可能发生在每年的冬季冰的消融利润率的下降

在陡峭的斜坡上深水水下扇沉积的碎片雪崩是常见的整个表面,导致沉积的粗叶和交织砾石,sand-filled降落伞与在地面上的冲积扇(图14.10 c)(例如Fyfe, 1990;Nemec, 1990;之前和Bornhold, 1990)。泥石流混杂沉积物通常沉积,反映出接近冰缘,下滑的近端侧冰水三角洲可能发生的结果埋冰的融化和删除ice-marginal支持。这些情景,水下群众运动可能演变成密集的湍流下溢或浊度电流,在衬底和侵蚀渠道快速沉积细泥沙在更深的水(例如之前和Bornhold, 1990;Benn和埃文斯,1998)。

突然释放冰融水可能发生在冰川退缩(例如:肖et al ., 1989;鞋匠,1992;肖,1996),在快速进步,如激增(夏普和科恩,1990)。短途激增(见疏浚和科恩,1989,图8.23),以及广泛的激增(克莱顿et al ., 1985;克拉克,1994年),似乎是常见的ice-marginal湖泊和可能与此同时爆发的冰川下的水。虽然这种爆发是有争议的过程和震级,他们会提供大量的冰川水和垃圾存储在很短的时间内。一项研究由夏普和考恩(1990)在湖里阿加西盆地导致一些水下碛的结论

图14.13高度的断裂层状三角洲砂沉积于冰在瑞典南部冰原撤退;注意粗ice-marginal砾石。

陡峭的近端和温柔的远端形式可能是沿着冰缘沉积在这样爆发(图14.11摄氏度);这些碛由成绩上升的stratified-to-massive泥沙砾石砂和粉砂。他们认为,这种爆发可能是湖水平迅速降低,产生大量水文微分(图14.14)。这种类型的冰碛可能本质上类似水下接地冰线粉丝积累的“正常”融水放电从各种冰川下的隧道。除了冰缘,沉积率、晶粒尺寸和沉积样式反映这样的爆发。此外,当ice-marginal湖泊的封闭利润率失败,大蛞蝓的水通常是释放。这可能对其他下游湖泊多米诺效应,以及河流系统沉积,水下的球迷可能会迅速在这些下游湖泊(例如Kehew和克莱顿,1983;Kehew和主,1987;Kehew和出纳,1994)。动荡的高排放的沉积物从冰川下的隧道(或冰前的河流),以及那些衰退等相关质量沉积物转移,从三角洲的脸和雪崩冰的利润率,通常演变成密度下溢,沿着湖楼直到他们的动荡和能量耗散(图14.15)。这些下溢常见的情景,尽管一些冰川河流可能持续,尽管不同,高浓度的泥沙冰前的湖泊长时间,长距离保留他们的身份,在温柔的斜坡底部(例如史密斯和阿什利,1985)。这些沉积物是集中在相对较低的地形面积的盆地。事实上,大多数大型冰前的最深处湖泊沉积物可能是运输,由这些水下重力流(看到史密斯和阿什利,1985),和所谓的bottomset单位吉尔伯特型三角洲沉积物组成的部分从这些流和部分材料从水体中沉淀出来。哪里有高悬浮细颗粒泥沙流入(通常是细腻的沙子和粗砂浆),沉积物堆积速率高,爬升波痕

364年冰川LANDSYSTEMS

(一)高湖的水平

阿加西y湖

(一)高湖的水平

阿加西y湖

快速降低H0 (B)

可能的

V-P0 supraglacial湖

(不稳定,迅速?流动的冰)

快速降低H0 (B)

(不稳定,迅速?流冰)

冰川下的排水和侵蚀

沉积开始

冰川下的排水和侵蚀

沉积开始

增加保证金吗?扩展roffle

减少了等势面

增加保证金吗?扩展roffle

减少了等势面

新冰碛

图14.14水下的示意图冰碛形成由冰川下的爆发成一个ice-marginal湖。高湖)初始阶段,显示存储冰川下的水。B)增加压力突然降低湖头和促进向外流动的冰川下的水和沉积物;冰川飙升也可能发生在这个阶段。C)新冰碛,扩大和薄冰层边缘,新的冰川下的爆发后病情稳定。1990年(夏普和考恩,图10)。

新冰碛

图14.14示意图的水下冰碛形成冰川下的爆发成一个ice-marginal湖。高湖)初始阶段,显示存储冰川下的水。B)增加压力突然降低湖头和促进向外流动的冰川下的水和沉积物;冰川飙升也可能发生在这个阶段。C)新冰碛,扩大和薄冰层边缘,新的冰川下的爆发后病情稳定。1990年(夏普和考恩,图10)。

序列可能沉积(图14.16),它包含一个长连续的波纹的波峰逐渐互相抵消(随波逐流爬涟漪)或谎言彼此正上方(同相攀爬涟漪)(例如麦基,1965;乔普林此举和沃克,1968;Gustavson et al ., 1975)。

图14.15 Ice-marginal湖显示悬浮沉积物的分布(浅灰色)从冰川下溢河,交流,溢出的水。除了最好的谷物穿过湖楼相对密度下溢悬浮液进入盆地的中心,逐步沉淀更好和更精细的沉积物。细颗粒可能通过波能量溢出和中间大小可能移动epilimnion-hypolimnion密度界面。(出纳员之后,1987年,图4)。

图14.15 Ice-marginal湖显示悬浮沉积物的分布(浅灰色)从冰川下溢河,交流,溢出的水。除了最好的谷物穿过湖楼相对密度下溢悬浮液进入盆地的中心,逐步沉淀更好和更精细的沉积物。细颗粒可能通过波能量溢出和中间大小可能移动epilimnion-hypolimnion密度界面。(出纳员之后,1987年,图4)。

14.3.4近岸沉积物

波浪作用和沿岸漂移通常改写沉积物送到湖,沉淀颗粒周围的边缘太大被运送到更深的水。在最简单的情况下,每个海滩湖水平的指标,是chrono-morphological和年代地层标志(图14.17)。然而,水下酒吧、近海从主海滩,这通常是由波回流,可能形成同时与主海滩(无花果。14.18)(例如沃克和操练椅,1992)。在大湖,风能获取高,风暴海滩可能会引入进一步解释的困难,因为他们的海拔可能延长远高于正常水平的湖(cf。Otvos, 2000)。因此,几个级别的“海滩”可能形成在同一时间。此外,风活动期间和之后海滩形成可能会增加这些粗略沙丘地形的限制,增加了困难建立确切的水位在一个湖在给定的时间。

海浪侵蚀了他们的利润,帮助提供海滩沉积物,wave-trimmed陡坡上开发海角和暴露的海岸线。少不同的电波在湖边洗限制的保证金也可以联系,并提供证据古湖泊水平(Veillette, 1994)。

当湖水的水位下降,近岸沉积物退化下坡的在湖边保证金(例如图14.2)。除非有中断这个湖水平下降,或除非风暴海滩了,几乎没有形态与沉积有关,和毛毯的砂质沉积物沉积,通常只有浅浮雕脊(例如Posamentier et al ., 1988;沃克和操练椅,1992;汤普森和Baedke, 1997)。

随着湖泊水位的上升,海滩迁移上坡(例如图14.2摄氏度)。这罪过导致波返工海岸线存款,所以,除非迅速发生溺水的海岸线,老了

图14.16)爬升波纹纹理的示意图,显示同步进化随波逐流波纹涟漪和减少在爬升角影响悬架比碎石减少(和沃克爵珀林后,1968)。流从左到右。保存的薄片向冰川面的边的波纹减少向上。如果悬移质和推移质减少到几乎没有泥沙悬浮,涟漪只会迁移,不会同时向上生长。B)随波逐流爬涟漪。

图14.16)爬升波纹纹理的示意图,显示同步进化随波逐流波纹涟漪和减少在爬升角影响悬架比碎石减少(和沃克爵珀林后,1968)。流从左到右。保护薄层向冰川面的一侧波纹减少向上。如果悬移质和推移质减少到几乎没有泥沙悬浮,涟漪只会迁移,不会同时向上生长。B)随波逐流爬涟漪。

图14.17水平的相对变化的示意图湖阿加西从1 1.7到7.7 ka,显示上升(犯罪)开幕后,微分均衡反弹阶段产生的一个新的低出口湖水平突然下降引起的。越轨行为的发生表明这些海岸线的出口。(出纳员之后,2003)。

图14.17水平的相对变化的示意图湖阿加西从1 1.7到7.7 ka,显示上升(犯罪)开幕后,微分均衡反弹阶段产生的一个新的低出口湖水平突然下降引起的。越轨行为的发生表明这些海岸线的出口。(出纳员之后,2003)。

海滩形态被毁。如前面所讨论的,说明在图14.2中,在大陆冰原冰前的湖泊,微分均衡反弹导致湖水平罪过南部通过溢流口等基线,和回归等基线的北部。这意味着大型海滩没有形成等基线的北延伸通过出口,这海滩南部反映只有最大程度的罪过对于任何给定阶段的一个大湖(出纳员,2001)。

图14.18截面草图的障壁滩礁湖和湖之间,显示轻轻蘸(平面)forebeach薄片(FB),近平top-beach薄片(结核病)和休止角后滩薄层(BB)进积到泻湖时期当波马甲障碍。水下酒吧可能增长的随地吐痰、脊波回流的积累。

图14.18截面草图的障壁滩礁湖和湖之间,显示轻轻蘸(平面)forebeach薄片(FB),近平top-beach薄片(结核病)和休止角后滩薄层(BB)进积到泻湖时期当波马甲障碍。水下酒吧可能增长的随地吐痰、脊波回流的积累。

与非周围的海滩冰川湖、床上用品轻轻斜坡向着湖的海滩上(图14.18)。直,很窄,对称的涟漪,通常用圆形的波峰,形成近岸区哪里有一个总体的浪潮涌起和回报之间的平衡流,而不对称波纹形成单向流动占主导地位;靠近海岸,大波痕可能形式,这些成为平面薄片在海滩上的脸(如克利夫顿et al ., 1971)。虽然粒度与波能,这是部分风能获取的函数,它是由谷物的供应有限从海岸线侵蚀和沿岸漂移。海角一般没有海滩,或粗粒度的落后是因为波能集中,与细粒度保护海湾的海滩和在浅水区。虽然海滩沉积物通常分类和层状,这并非总是如此ice-marginal湖泊由于波浪作用的短无冰季节浮冰和潜在的干扰。冰筏粗材料可能被添加到这些海滩。

形态学、海滩可能形成堤坝在内地或海外障壁岛,与大陆分离一个湖。屏障海滩一般形式的增长吐,可能有额外的陡峭倾斜的横床(逆流床)时形成波浪马甲屏障,进入泻湖,埋葬这些富含有机物沉积物(图14.18);lakeward-facing一边床可能侵蚀如果违反屏障进入环礁湖。等大型冰前的湖泊,湖阿加西,这些障碍的海滩可以数百米宽,站几十米处邻湖的地板上。与通常稀疏大型ice-marginal湖泊沉积物中有机质含量,这些泻湖通常提供一个重要palaeo-ecological记录因为他们的温暖和less-turbid环境和可能埋在屏障海滩冰前的湖泊(例如出纳et al ., 2000;图14.18)。

一般来说,大多数冰前的湖泊开发了一个不规则的阶梯状的海滩(图14.17),盆地南部等基线到出口。大多数海滩wave-trimmed海岸线不连续,有些相关。反弹不同地区可以使用这些海岸线定义在给定的最大海侵湖泊的轮廓。今天,这些once-horizontal海滩已经变形的微分均衡反弹,随着海拔上升到最大反弹的中心。在阿加西湖流域,大多数海滩北部地区现在超过150高于同时形成等价物500 - 700公里以南(图14.19)(出纳员和Thorleifson, 1983)。

反弹可以使用古老的海滩,与古代海洋沙滩,重建均衡的利率反弹以及大陆总冰河期反弹(例如安德鲁斯和珀尔帖,1989;堤坝,1996)。此外,通过比较隆起海岸线的曲率(坡)在同一地区,他们的相对年龄可以确定。具体来说,年长的海滩在序列将经历更多的微分反弹比年轻的海滩,所以会有陡峭的梯度偏离那些年轻的海滩(图14.1)。

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