為什麼夏季季候泥顏色較淺

1. 冰水季候泥與河流沉積物中細粒沉積物有何異同

冰水沉積物既有冰川沉積的特點，又有地面流水沉積作用的某些特點。沉積物中的礫石有擦痕和溜光面的冰川特點，但又有一定的分選性和成層性，磨園度教冰漬物好，教沖積物差。

2. 地貌學季候泥概念是什麼求解釋

季候泥：（Varves）又稱紋泥，指冰川湖每年成對（一厚一薄）沉積而成的薄沉積層。

每層季候泥都是一年之內氣候變化的紀錄。淺色的夏季粉砂層在暖季形成，深色的冬季粘土層在冷季形成。人們利用季候泥研究，測定出現最後一次冰期的第四紀的沉積的年齡。

3. 季候泥有什麼特點

季候泥：在冰川前緣窪地由冰水注入湖泊所形成的紋層狀沉積叫季候泥，也叫紋泥。

4. 為什麼有些水泥顏色深有的顏色淺

優質水泥色澤是深灰色或深綠色。劣質水泥色澤發黃發白，說明熟料是生燒料，發白礦渣摻量過多

5. 湖泊沉積物

在湖泊作用下堆積於湖盆內的沉積物稱湖泊沉積物(lacustrine sediment)。湖泊的沉積作用受湖泊的規模、地質背景和氣候背景的影響。尤其是氣候對湖泊水體性質的影響比較明顯，在濕潤氣候區發育淡水湖泊，而在乾旱氣候區易形成鹹水湖泊，甚至鹽湖。雖然湖泊既有碎屑沉積，也有化學沉積及生物沉積，但在淡水湖與鹹水湖中沉積作用差別較大。下面分別述之。

1. 淡水湖沉積

淡水湖沉積以碎屑沉積為主，化學和有機沉積次之。

(1)淡水湖碎屑沉積

湖泊碎屑沉積受湖泊成因、湖泊規模、湖浪作用、湖水位變化以及入湖水流的影響。從湖岸到湖心，水動力條件和水環境都不一樣，據此可將湖泊劃分為不同的環境帶(圖 4-48)，在不同的環境帶中，湖泊的沉積作用特點不同。

圖 4-48 湖泊動力與沉積環境分帶(據曹伯勛等，1995)

湖濱帶沉積 湖濱帶是受湖浪作用最強的地帶，屬高能區，湖濱帶堆積寬度取決於湖底坡度，其深度近於浪基面。在湖浪作用及河流注入的影響下，湖濱帶水體波動大，水流呈渾濁狀，沉積物顆粒較粗，以礫石和砂沉積為主，自湖岸向湖方向，礫石含量減少，而砂的含量增加。在湖岸由礫石沉積則構成礫灘，由砂沉積則形成沙灘。礫石來源於河流搬運和湖岸基岩，礫徑一般為 2～5cm，在靠近河流的入口處和基岩湖岸，礫徑較大，有時超過 10cm。礫石的岩性取決於來源，分選及磨圓極好，ab 面呈疊瓦狀排列，傾向湖心方向，傾角以小於 10°為主，a 軸平行湖岸線。遠離河流入湖處，一般均以砂為主，磨圓度視沉積物搬運的距離而異，分選性很好。湖相砂礫石層均具清楚的斜層理，傾向湖心，層面上常見不對稱的浪蝕波痕，說明其沉積時波浪所能波及的水深，湖浪所能擾動的深度一般小於 20m。在河流注入區域，形成扇三角洲平原沉積和扇三角洲前緣上部的沉積，沉積體中發育明顯的斜層理，向湖心方向顆粒變細，層理也漸趨平緩。在一些地形平坦的平原區，湖濱帶沉積比較細，以砂、粘土為主，若湖水位下降，泥質沉積物暴露則失水收縮形成泥裂。

過渡帶沉積 位於湖濱帶到湖心帶之間，受湖水位(洪水位與平水位)變化的影響明顯。在靠近湖濱帶部分，水流呈紊流狀，細粒物質被帶走，只有較粗的懸浮物質可以沉積下來，一般為亞砂土及粉砂; 而靠近湖心部分，以亞砂土、亞粘土沉積為主。這里的沉積物受季節影響變化較大，隨著洪水季節和平水季節的變化，沉積物的岩性發生水平方向的遷移，在垂向上形成粗細變化構成的水平層理，成為湖積物典型的結構特徵。

圖 4-49 青海湖的碎屑沉積平面分布圖(據成都地質學院 《動力地質學》，1983，修改)

湖心帶沉積 位於湖泊中心部位，水體比較平靜，細粒懸浮物質在這里沉積，形成粘土和淤泥的互層，發育水平層理或隱水平層理。粘土層代表冬季沉積，色淺，層薄，有機質含量低; 而淤泥，又稱腐泥，代表夏季沉積，因夏季湖中漂移生物多，形成一種富含有機質的膠體沉積，濕時柔軟滑膩，呈棕色及黑色，含水達 70% ～90%，在乾燥後則較硬，呈淺灰綠色或淡褐色，具鐵銹斑。因此，由顏色、粒度、成分變化的粘土層(秋冬季)與淤泥(春夏季)構成一個年層，可記錄到湖水或氣候的年變化信息，對其研究非常重要。冰湖中的紋泥(季候泥)就是其中之一。還有另一種湖積年層，如瑞士蘇黎世湖，夏季蒸發作用強，沉積白色碳酸鈣薄層(鍶含量較高); 冬季蒸發作用弱，沉積黑色粉砂與淤泥(含鍶較少)。二者組合成一個年層。

在大型湖泊中，水深、動力作用強，沉積環境分帶明顯，因此在平面上碎屑沉積物呈寬度不等的同心環帶狀分布(圖 4-49)，而小型湖泊沉積分帶性較差。湖泊沉積物在剖面上呈湖進或湖退旋迴變化，前者是湖濱帶沉積物之上疊置湖心帶沉積物，反映湖泊擴大，氣候濕潤;後者則是湖心帶沉積物之上疊置湖濱帶沉積物，反映湖泊縮小，氣候相對乾燥。

(2)淡水湖化學沉積

淡水湖泊的水體鹽類含量低，難形成鹵化物沉積，但在寒冷氣候區能形成含碳酸鹽的湖成灰泥(泥灰岩)沉積，而在潮濕氣候區常形成鐵、錳的膠體沉積(湖成鐵礦)。

湖成灰泥 富含重碳酸鈣溶液的泉水、地下水或河水流入湖泊後，與湖底的礦物或粘土混合，形成鈣質淤泥(固結後即為泥灰岩)，即為湖成灰泥。淤泥中混有硅質、鐵質和有機質，重碳酸鈣含量達 50%～95%。湖成灰泥水平層理發育固結堅硬; 若重碳酸鈣溶液局部集中，則形成含鈣質結核的淤泥層。我國第四紀湖積物中此類沉積物分布廣泛。

湖成鐵礦 湖成鐵礦形成於濕潤的溫帶和亞熱帶地區，這些地區的化學風化較強烈，在灰化土的形成過程中，低價鐵的化合物 Fe(HCO₃)、FeSO₄和難溶元素 Mn 和 Al 等的膠體從土壤中析出，隨水匯入淡水湖，這些膠體在氧化、還原和生物作用下與有機物混合形成鮞狀、豆狀、餅狀或透鏡狀鐵礦夾層。其形成過程如:

第四紀地質學與地貌學

圖 4-50 湖泊水體水溫分層與上下對流(據任美鍔，1975)

湖成鐵礦一般規模不大，不穩定，常含 Mn、P、S 等雜質

有機質沉積物 在溫暖濕潤氣候區，湖泊中生物比較繁盛，有植物、藻類、軟體動物、微生物等，這些生物死亡後，堆積在湖底還原環境中，與粘土淤泥一起組成含有機質的沉積物———淤泥(腐泥)(sapropel)和泥炭(peat)。另外，湖泊周邊入湖的水流也能提供一些有機質，在適當的環境中沉積到湖底並保存下來。湖泊的有機質沉積和保存還受湖泊的還原環境影響，其還原環境既可以由水體長期流動不暢引起，也可以由季節性水溫變化導致。溫帶湖泊的水循環和還原環境的形成與湖水一年四季水溫變化關系密切: 在春季(3 月)，湖泊從凍結(低於 4℃)狀態 開始融 化，水 體 增 溫(達 到4℃ )，表層水密度增大(4℃ 時水密度最大 ρ = 1g / cm³)，與底部低溫、低密度水形成密度差而產生對流(圖 4-50)，含氧水遍及湖區，有利於生物生長，但生物殘骸很快氧化，不利有機質堆積。夏季(7月)湖泊表層水增溫高於 4℃，水密度變小，而下層水溫較低、密度較大，從而導致水體分層，終止上、下水體對流，底部處於缺氧狀態，引起生物死亡，並放出 CO²和 H₂S，這個時期表層水體富氧而生物茂盛，下層水體缺氧有利於有機質保存，是有機質沉積的有利時期。熱帶和寒帶湖的水溫變化與分層現象不及溫帶湖明顯，熱帶湖泊多為缺氧環境，亞熱帶湖泊可能有冬季水溫分層。湖泊有機堆積物按其含碳量分為有機質淤泥(含碳量 ＜ 20%)、腐泥(含碳量20%～50% )和泥炭(含碳量大於 50% )。腐泥可分為碎屑質腐泥、粘土腐泥和石灰質腐泥，碎屑質腐泥形成於近岸地帶，為一些高等植物和硅藻的殘骸堆積所形成; 在較寒冷的氣候條件下大量硅藻堆積形成硅藻土; 粘土質及石灰質腐泥是由低等的水藻殘體為主構成的。在淡水湖沉積中，有機沉積物以夾層或薄層或透鏡體產出，若湖泊發展到沼澤化階段則形成大規模泥炭。泥炭經過一系列的物理化學作用可轉變為煤。

2. 鹹水湖沉積

乾旱氣候區的湖泊多為閉口湖，水體很少有外泄，主要消耗在蒸發上。湖水長期處在蒸發量大於補給量的情況下，湖泊逐漸萎縮，水體鹽度不斷增大，發展成鹹水湖，甚至鹽湖。在湖水逐漸咸化過程中，不同溶解度的鹽類逐步依次析出沉澱下來，先是溶解度小的碳酸鹽沉澱，然後是溶解度稍大的鹽類沉澱，沉澱順序大體為碳酸鹽→硫酸鹽→鹵化物，最後湖泊乾涸，被風成砂覆蓋消失。因此乾旱氣候區湖泊化學沉積及演化可以劃分為四個階段(圖 4-51)。

圖 4-51 乾旱氣候區湖泊化學沉積及演化階段(據 M. T. 瓦良什科; 轉引自汪新文等，1999，修改)

碳酸鹽湖階段 碳酸鹽湖，也稱鹼湖，或蘇打湖，是淡水湖向鹽湖演變的第一階段。湖水在咸化的過程中，含重碳酸鈉和微量鉀、鎂、鈣的碳酸鹽首先沉積，形成方解石(CaCO₃)、白雲石(Mg(CaCO₃)₂)、蘇打(Na₂CO₃·10H₂O )、水 鹼(Na₂CO₃·10H₂O )和天然 鹼(Na₂CO₃·NaHCO₃·2H₂O)。在內蒙古、吉林和黑龍江等省(區)有不少鹼湖發育，如吉林省乾安縣的大布蘇鹼泡子為鹼湖，湖水很淺，冬季凍結時有天然碳酸鈉晶體析出。

硫酸鹽湖階段 繼碳酸鹽湖階段之後，湖水進一步咸化，水體變淺，溶解度較高的硫酸鹽發生沉澱，形成石膏(CaSO₄·2H₂O)、芒硝(Na₂SO₄·10H₂O)、無水芒硝(Na₂SO₄)等沉積物，常見石膏、芒硝與白雲石和方解石等共生。這個階段的湖又稱苦湖，我國新疆和青海都有這一類湖泊的發育。

氯化物湖階段 這個階段的湖泊稱為鹽湖，湖水蒸發進一步濃縮，鹽度很高，達到溶解度最大的氯化物析出階段，沉澱形成石鹽(NaCl)、雜鹵石(2CaSO₄·K₂SO₄·MgSO₄·2H₂O)、光鹵石(KCl·MgCl·6H₂O)和鉀鹽(KCl)等，代表鹹水湖沉積的最後階段。我國青海柴達木盆地的茶卡鹽池、柯柯鹽池和察爾汗鹽池等都屬於這一階段的鹽湖。若湖水中含有硼酸鹽，則可形成硼砂(Na₂B₄O₇·10H₂O)，青藏地區就有這一類硼砂湖，是硼礦的重要來源。

沙下湖階段 在鹽湖階段之後，湖泊水體全部乾涸，為固體鹽類充填，鹽層被風成碎屑(沙)覆蓋，成為埋藏的鹽礦床。這是乾旱氣候區湖泊演化的最後一個階段。

3. 瑪珥湖沉積

瑪珥(maar)的原意是居住在萊茵地區的德國人所指的有水的湖泊和沼澤，後來德國科學家 Steininger(1921)把德國西部 Eifel 地區一種第四紀圓形的小火山口湖的特殊火山類型定義為瑪珥。瑪珥有一個比較復雜的結構(圖 4-52)，包括環形壁(ring wall)、火山口沉積物(crater sediments)、火山筒(diatreme)和饋漿通道(feeder dyke)。瑪珥的形成可以分為兩個階段，第一個階段是噴發期過程，在這個階段深部的岩漿上涌，與地下水相互作用產生強烈的爆炸噴發，這樣的過程可能會不斷重復，直到岩漿耗盡或沒有更多地下水參與而終止，在地表形成一個火山口坑; 第二個階段是噴發後過程，火山口坑形成後，如果坑底切到地下水面，或大氣降水匯聚到火山口坑中，就積水成湖，即瑪珥湖(maar lake)。瑪珥的地貌形態不穩定，噴發後受重力和外力作用常發生改變，在重力作用下，較陡的火山口坑壁發生滑動和塌陷，瑪珥湖由於沉積而變淺，並演變為沼澤，乃至乾涸，形成地貌上的低窪地。

瑪珥的初始形態一般為圓形或近圓形，多數瑪珥的直徑在 750 ～1750m 之間，深度為 36 ～245m，深度與直徑之比近似於 1∶ 5。隨著瑪珥的變老，沉積物不斷充填，深度逐漸變淺，而直徑常常擴大。瑪珥湖可分為四類: 空型，剛剛形成不久，無水也無沉積物; 湖型，積水，有沉積物，如我國的湖光岩; 沼澤型，湖水近枯，沉積物呈泥狀，表層有草甸覆蓋; 乾枯型，無水，表面為耕地或雜草叢生，在地貌上為窪地，如雷州半島的田洋。

圖 4-52 瑪珥系統結構圖(據 Buchel，1993; 轉引自劉嘉麒，1999)

圖 4-53 Meerfelder 瑪珥湖沉積物中典型的有機年紋層(據 Poth and Negendank，1993; 轉引自劉嘉麒，1999)

由於瑪珥湖是一種封閉的湖泊，湖水主要來自大氣降水和地下水，沉積物來自湖泊周邊、大氣降落、地下水帶入，因此瑪珥湖形成了一個相對獨立的生態系統，對古環境研究非常重要。瑪珥湖的堆積物充填是瑪珥演化的一個重要過程，充填物包括重力作用滑落的碎屑物質、水體沉積作用形成的紋泥沉積物，以及發育後期的沼澤堆積物。其中瑪珥湖的紋泥沉積尤為重要，是古氣候的天然記錄器。瑪珥湖的紋泥沉積物質顆粒小，富含有機物，年紋層發育，具有一年四季的變化(圖 4-53)，並形成很好的旋迴。在中國也有大量的瑪珥湖發育(表 4-4)。

表 4-4 中國主要的瑪珥湖

6. 為什麼番茄醬顏色會隨季節變化而變化

番茄醬顏色會隨季節變化而變化，是因為發酵的程度不同。

番茄醬，為番茄的醬狀濃縮製品，以成熟紅番茄為原料，經破碎、打漿、去皮和籽後濃縮、罐裝、除菌製成。

可以直接食用，也可以在做菜餚時當調味醬使用。西餐中運用十分廣泛，中餐烹調中主要用於甜酸味濃的「茄汁味」味型的調制。如茄汁魚花、番茄兔丁、茄汁裡脊等。

番茄醬製作方法

純味番茄醬

番茄（適量）洗凈，放在籠里蒸幾分鍾後取出，去掉皮和蒂部粗糙部分，用手捏碎放在鍋里煮沸。幾分鍾後，待西紅柿冷卻，用勺攪動，即可裝瓶。

濃香番茄醬

原料：番茄2000克，白砂糖400克，白醋150毫升，食鹽50克，五香粉15克，洋蔥末、大蒜末各適量，胡椒粉少許。

做法：

1、番茄洗凈，然後放入蒸鍋里蒸熟，取出剝去皮，捏碎，再用干凈的紗布濾除籽，留下肉漿。

2、白醋中放入五香粉，浸泡2 小時後，再加入白砂糖、食鹽，使其完全溶解，混合均勻後，再倒入到番茄肉漿裡面。

3、再將少許洋蔥、大蒜末、胡椒粉與番茄肉醬混合拌勻，並放入鍋內用溫火煮熬，邊煮邊攪拌，熬至濃稠糊狀，趁熱裝入清潔干凈乾燥的玻璃瓶里，加蓋密封。放低溫乾燥處貯存。

西式番茄醬

原料：新鮮番茄2000克，橄欖油、大蒜末、洋蔥丁各適量，月桂葉、蘭姆酒、水、糖、鹽、胡椒粉各少許。

做法：1、新鮮番茄洗凈，放入沙鍋中煮，煮好後去皮、去籽，放入攪拌機中打碎。

2、鍋中放入橄欖油燒熱，加入大蒜末、洋蔥丁碎炒至洋蔥變軟，再放入打碎的番茄濃漿。

3、拌炒後，放入月桂葉、蘭姆酒、水、糖、鹽、胡椒粉調味。

4、用中火煮至湯汁變稠後，取出月桂葉，即成番茄醬。

自製番茄醬

原料：番茄沙司4茶匙（20g），番茄醬2湯匙（30g），辣椒醬2茶匙（10g），白砂糖1茶匙（5g），茴香籽1茶匙（5g），熟芝麻1湯匙（15g），瓜子仁1湯匙（15g），香菜2茶匙（10g），香蔥花1茶匙（5g），生抽2茶匙（10ml），水2湯匙（30ml）

做法：將所有用料混合在一起，攪拌均勻即可。

主料：番茄

輔料：檸檬、冰糖

1. 番茄劃兩下放入開水燙一下，將燙好的番茄剝去外皮後切成塊狀。

2. 切塊的番茄放入攪拌機打成泥狀，將打好的番茄泥倒入小湯鍋內。

3. 鍋里的番茄泥加入冰糖，鍋開後轉小火慢慢熬至略粘稠，中途要不停地攪拌，以免粘鍋。

4. 熬至粘稠，呈「醬」狀時，擠入檸檬汁繼續熬2－3分鍾即可。

酸甜番茄醬

材料：新鮮番茄（約700g）、冰糖100g、檸檬1個

做法：

1、准備一鍋熱水（60度左右即可，不必燒開），將洗凈的番茄放入鍋中，蓋上蓋兒，燜2分鍾，2分鍾後，可見番茄自動脫皮了。

2、將去皮的番茄切成幾大塊，番茄中如果有未成熟的、綠色的籽，要去掉，以免影響口感。

3、用攪拌機將番茄打碎，番茄先切大塊，再打碎，是為了避免在切的過程中損失太多的汁水

4、將打碎的番茄汁水倒入鍋中，加入冰糖，煮開後轉小火熬。煮至比較粘稠時，就要不時地用鏟子攪一攪了，避免粘鍋

5、熬至粘稠，呈現「醬」的樣子了，擠入適量檸檬汁，繼續熬三四分鍾即可。

7. 透明度的季節變化

水體透明度是指從水面可以隱約觀察到塞氏盤 (Secchi Disc) 時，水面到塞氏盤之間的距離。透明度是反映水體清潔或渾濁程度的一個常規指標，水體透明度大小是決定水體生產力高低的重要因子之一。由於透明度與水中物質含量及種類有直接的關系，水體中物質含量及其組成，均影響到水體的透明度。在正常天氣和魚塘水中泥沙等不多的情況下，透明度高低主要取決於水中浮游生物的多少，據此可以大致反映出水中浮游生物的豐欠和水質的肥瘦 (陳寶慶，2004) 。各種養殖魚類因食性和生活習性的不同，對水質的要求也不同，草、鯿、青魚適應於較清瘦的水; 鰱、鱅魚則適應於肥水 (通常情況下，塘內水體的透明度一般在 20 ～30 cm 之間為肥水，小於 20 cm 或大於 40 cm，表明水質過肥或過瘦了) 。

監測期間，大通塘、謝二塘、潘三塘和高塘湖的水體透明度見表3.2。

表3.2 大通塘、謝二塘、潘三塘和高塘湖水體透明度、pH 值和電導率月均值

圖3.5 顯示，大通塘、謝二塘、潘三塘和高塘湖 4個水體透明度的月變化趨勢基本一致，而且塌齡百年的大通塘水體透明度始終在謝二塘 (塌齡 50 年) 和高塘湖之間。潘三塘透明度除 7、8 月份以外其餘月份均低於其他 3 個水體，主要原因是該塘塌齡短，原農田土壤及作物腐爛的影響。大通塘透明度為 0.21 m (6 月份) ～0.89 m (1 月份) ，極差達 0.68 m。謝二塘水體最大透明度值發生在 10 ～12 月份，為 0.87 -0.88 m; 最低值發生在 6 月份，透明度為 0.43 m，約為最大值的一半。潘三塘透明度為 0.25 (10 月份) ～0.4 m (8 月份) 。高塘湖水體透明度在 0.11 m (7 月份) ～ 0.94 m (1 月份) 之間，極差0.83 m。因此，從透明度的波動幅度看，高塘湖 > 大通塘 > 謝二塘 > 潘三塘; 從透明度的年平均值看，大通塘與高塘湖接近 (0.58 ～0.59 m) ，謝二塘最大 (0.67 m) ，潘三塘最小 (0.32 m) 。

圖3.5 4個水體透明度的月變化曲線

4個水體透明度季節變化趨勢如圖3.6 所示。可以看出，四水體透明度在冬季相近(0.80 ～ 0.82 m) ，在其餘 3 個季節相差明顯。大通塘透明度在夏季最小 (0.32 m) ，冬季最大 (0.81 m) 。謝二塘秋季和冬季的透明度為0.80 m，最低值發生在夏季為0.52 m，與春季的透明度 (0.59 m) 相差不大。潘三塘在監測的 3 個季節 (春、夏、秋) 透明度相差不大 (0.31 ～0.33 m) 。高塘湖水體春、冬季透明度最高，兩季監測數值亦相差不大(0.75 ～ 0.82 m) ; 夏季最低，僅有 0.25 m，與 6、7 月份上游放水有關。

圖3.6 4個水體透明度的季節變化趨勢

總的來說，大通塘和高塘湖水體透明度大小順序是: 冬季 > 春季 > 秋季 > 夏季，而謝二塘則是秋季、冬季>春季>夏季，潘三塘是夏季>春季>秋季(缺冬季監測數據)。

冬季四水體的透明度均較大，這與冬季浮游植物偏少有關;夏季四水體的透明度均較低，且高塘湖水體透明度受外界環境的影響較大而導致其透明度為四水體中的最低值。

8. 長江中下游什麼季節的泥沙淤積比較強

夏季
雨季,河流處於汛期。
河流水量比較大,帶來的泥沙多,泥沙淤積比較強。

9. 硅藻泥做好顏色太淺怎麼補救

• 可以的，可以直接在原來的基礎上打一層底，將其抹平，然後再直接做你想要的肌理，注意，打底的顏色要與你想要的顏色一致。

10. 冰川為何消融

一個是自然環境,另一個重要因素是人的活動造成的.主要是和工業有關的.比如大量二氧化碳的排放,臭氧層的破壞等.