第三章第四纪地质作用及第四纪沉积物课件

第三章第四纪地质作用及第四纪沉积物地质年代地方性岩石地层单位地质年代的分类及确定方法我国地史概况第四纪地质第四纪沉积物风化作用及残积物河流地质作用及冲积物暂时性水流地质作用及沉积物海洋地质作用及海积物风的地质作用及风积土第三章第四纪地质作用及第四纪沉积物地质年代本章提要地质年代以及其确定方法，我国地史概要。第四纪沉积物类型及地质作用类型。各类沉积土的物质组成、结构特点、工程地质特性。本章提要地质年代以及其确定方法，我国地史概要。3.1地质年代地质年代（geologicaltime）是指地球上各种地质事件发生的时代。它包含两方面含义：一是指各地质事件发生的先后顺序，称为相对地质年代；其二是指各地质事件发生的距今年龄，由于主要是运用同位素技术，称为同位素地质年龄（绝对地质年代）。

地质年代表使用不同级别的地质年代单位和年代地层单位，对应关系如下。地质年代单位宙代纪世年代地层单位宇届系统3.1地质年代地质年代（geologicaltime）是宙隐生宙：距今6亿年以前仅有原始藻类出现的时代显生宙：距今6亿年以后称为显生宙，是地球上生命大量发展和繁荣的时代太古代元古代古生代中生代新生代古生代再分为六个纪，中生代分为三个纪，新生代分为两个纪。纪下面次一级的地质年代单位是世。详见表3.1。宙隐生宙：显生宙：太古代元古代古生代中生代新生代古生代再分各个代、纪延续时间不一，总趋势是年代越老延续时间越长，年代越新延续时间越短。年代越新者保留下来的地质事件的记录即地层越全，划分越细。地质年代单位的划分也考虑到生物进化的阶段性，年代越新，生物进化的速度加快，反映出地质环境演化的速度在加快。各个代、纪延续时间不一，总趋势是年代越老延续时间越长，年代越3.2地方性岩石地层单位地方性岩石地层的划分首先是调查岩石性质、运用确定相对年代的方法研究它们的新老关系.然后对岩石地层进行系统划分.3.2地方性岩石地层单位地方性岩石地层的划分首先是调查岩石地方性地层单位群组段段是组内次一级的岩石地层单位，代表组内具有明显特征的一段地层。组是岩石地层划分的基本单位，岩石性质比较单一，以同一岩相或某一岩相为主，夹有其它岩相或不同岩相交互构成。群是岩石地层的最大单位，常常包含岩石性质复杂的一大套岩层，它可以代表一个统或跨二个统，群以重大沉积间断或不整合界面划分。

地方性地层单位群组段段是组内次一级的岩石地层单位，代表组内具举例：南京附近的象山群往下分出栖霞组，栖霞组又分出臭灰岩段、下硅质岩段、本部灰岩段等。但是，组不一定都划分出段。层是指段中具有显著特征，可区别于相邻岩层的单层或复层。总之，在每一个地质年代中，都划分有相应的地层。地质年代和地层的单位、顺序和名称可参见下表。举例：南京附近的象山群往下分出栖霞组，栖霞组又分出臭灰岩段、

地质年代单位与相对应的地层单位表国际性地方性年代地层单位地质年代单位岩石地层单位宇Eonthem宙Eon界Erathem代Era群Group系System纪Period统上Upper世Epoch晚组Formation中Middle中下Lower早段Member阶Stage期Age时带Chronozone时Chron层Bed地质年代单位与相对应的地层单位表国际性地方性年代

地球从形成至今已有46亿年，地史学中，将各个地质历史时期形成的岩层，称为该时代的地层。各地层的新、老关系在地质构造形态的判别中有着非常重要的作用。

地质学中计算时间有两种方法:

绝对年代：表示地质事件发生至今的年龄称为绝对年龄（同位素年龄）；

相对年代：表示地质事件发生的先后顺序为相对年代。3.3地质年代的分类及确定方法

地球从形成至今已有46亿年，地史学中，将各个地质历史时期形一、绝对年代的确定

放射性同位素（母同位素）在天然条件下发生衰变，自动放射出某些射线而衰变成另一种稳定元素（子同位素）。放射性同位素的衰变速度是恒定的，不受温度、压力、电场、磁场等因素的影响。通过测定岩石中所含放射性同位素的质量P以及衰变产物的质量D，就可利用衰变常数Λ（每年每克母同位素能产生的子同位素的克数），按下式计算岩石的形成年龄T：

一、绝对年代的确定

放射性同位素（母同位素）在天然条件目前，世界各地地表出露的古老岩石都已进行了同位素年龄测定，如南美洲圭亚那的角闪岩为4130±170MA（MA表示百万年）；我国冀东络云母石英岩为3650~3770MA。

角闪岩通常用来测定地质年代的放射性同位素有：钾-氩、铷-锶、铀-铅和碳-14等。其中，碳-14专用于测定最新地质事件和大部分考古材料的年代，其余几种主要用来测定较古老岩石的地质年龄。目前，世界各地地表出露的古老岩石都已进行了同位素年龄测定，如二、

相对年代的确定

相对年代法是通过比较各地层的沉积顺序、古生物特征和地层接触关系来确定其形成先后顺序的一种方法。相对年代在地质年代的描述中应用广泛，一般包括下列几种方法：地层层序法古生物法切割律二、相对年代的确定

相对年代法是通过比较各地层的沉积1.地层层序法（确定地层相对年代的基本方法）

岩层水平岩层倾斜岩层层序倒转

未经构造运动改造的层状岩层大多是水平岩层。沉积顺序是下老上新。当岩层因构造运动而发生倾斜但未倒转时，倾斜面上方的岩层新，倾斜面下方的岩层老。

当构造运动使岩层层序颠倒时称为地层倒转，此时老岩层覆盖在新岩层之上。1.地层层序法（确定地层相对年代的基本方法）

一个地区在地质历史上不可能永远处在沉积状态，常常是一个时期下降以接受沉积作用为主，另一个时期抬升以产生剥蚀剥蚀作用为主。因此，现今任何地区保存的地质剖面中都会缺失某些时代的地层，造成地质记录不完整。故需对各地地层层序剖面进行综合研究，将各个时期出露的地层拼接起来，建立较大区域乃至全球范围的地层顺序系统，即标准地层剖面。通过标准地层剖面的地层顺序，对照某个地区的地层情况，就可排列出该地区地层的新老关系。一个地区在地质历史上不可能永远处在沉积状态，常常是一2.古生物法

沉积岩中保存的各地质历史时期的生物遗体和遗迹称为化石。

不同地质时代的岩层中含有不同类型的化石及其组合，而在相同地质时期的相同地理环境下形成的地层，则都含有相同的化石，这就是生物层序律。

在某一环境阶段，能大量繁衍、广泛分布，从发生、发展到灭绝的时间越短，并且特征显著的生物，其化石称为标准化石

例如，寒武纪的三叶虫，侏罗纪的恐龙等等，在每一地质历史时期都有其代表性的标准化石。2.古生物法沉积岩中保存的各地质历史时期的生物遗体注意寻找和采集古生物化石标本，尤其是标准化石，就可以依据古生物地层学方法确定岩层的地质年代。

寒武纪的三叶虫侏罗纪的恐龙注意寻找和采集古生物化石标本，尤其是标准化石，就可以依据古生3.切割律

不同时代的岩层或岩体常被侵入岩侵入穿插，就侵入岩与围岩相比，侵入者时代新，被侵入者时代老，这就是切割律

就包裹者与被包裹者来说，包裹者新，被包裹者老。

此方法还适用于有交切关系的地质体，砾岩与石灰岩为不整合接触关系，不整合面以下的石灰岩年代较老，不整合面以上的砾岩年代较新。3.切割律不同时代的岩层或岩体常被侵入岩侵入穿插，就侵花岗岩中含石灰岩的捕掳体，说明花岗岩为后期侵入，石灰岩的形成早于花岗岩；砾岩中砾石的形成年代比砾岩早。1-石灰岩，最早形成；2-花岗岩，形成晚于石灰岩，并有石灰岩捕掳体；3-硅卡岩，形成时间同花岗岩；4-闪长岩，晚于花岗岩形成；5-辉绿岩，晚于闪长岩形成；6-砾石，早于砾岩形成；7-砾岩，最晚形成。运用切割律确定岩石形成顺序花岗岩中含石灰岩的捕掳体，说明花岗岩为后期侵入，石灰岩的形成3.4我国地史概况太古代中生代元古代古生代新生代元古代新生代3.4我国地史概况太古代中生代元古代古生代新生代元古代新生（1）太古代（界）太古界主要分布在华北地区，为各类片岩、片麻岩。在冀东迁西地区发现了同位素年龄为34.3~36.7亿年的变质岩，这是我国目前已知的最老地层。太古代时地球上可能已有原始生物，但至今尚未发现可靠化石。太古代末有一次强烈的地壳运动，我国称五台山运动，表现为元古界以不整合接触方式覆盖于太古界之上，同时有花岗岩侵入。（1）太古代（界）（2）元古代（界）

元古界主要分布于华北及长江流域，此外还分布在塔里木盆地及天山、昆仑山、祁连山等地。元古界分上、下两部分：下部的下元古界为浅变质的沉积岩或沉积-火山岩系；上部称震旦系，为未变质的砂岩、石英岩、硅质灰岩和白云岩组成。早元古代末期的地壳运动称吕梁运动，使震旦系与下元古界呈角度不整合接触。（2）元古代（界）（3）古生代（界）古生代是地球上生物繁盛的时代，从寒武纪开始就可以利用古生物化石来划分地层。古生代的地层主要有石灰岩、白云岩、碎屑岩等海洋环境的沉积。中、上石炭统和上二叠统在一些地区含煤。二叠纪末部分地区上升成为陆地。早古生代的地壳运动，世界上称为加里东运动。在我国南方表现为泥盆系与前泥盆系呈角度不整合接触。二叠纪末期地壳运动影响广泛，内蒙、天山、昆仑山都发生强烈褶皱上升成山，并伴有岩浆活动，称为海西运动；古生代末，海水消退，中国大陆雏形出现。（3）古生代（界）（4）中生代（界）

中生代意为“中等生物”的时代，以陆上爬行动物盛行为特征。中生代时除南方部分地区和西藏等地为海洋环境外，我国大部分地区已形成陆地。三叠系、侏罗系都是主要含煤地层。中生代多次发生强烈地壳运动，主要有印支运动和燕山运动，并伴随有广泛的岩浆侵入活动和火山喷发。中生代的构造运动奠定了我国东部地质构造的基础。（4）中生代（界）（5）新生代（界）

新生代为近代生物的时代。哺乳动物和被子植物非常繁盛。新生代包括古近纪（即原来的早第三纪）、新近纪（原来的晚第三纪）和第四纪。原第三纪仅台湾和喜马拉雅地区仍被海水淹没，我国原第三系主要为陆相红色碎屑岩沉积并含有丰富的岩盐。原第三纪末期的地壳运动称为喜马拉雅运动，它使台湾和喜马拉雅地区褶皱上升成为山脉，并伴有岩浆活动，在我国其它地区则表现为断块活动。（5）新生代（界）新生代最晚的一个纪，也是包括现代在内的地质发展历史的最新时期。最重大的事件是二百多万年前地球上出现了人类。地壳有过强烈的活动，为了与第四纪以前的地壳运动相区别，将第四纪以来发生的地壳运动称为新构造运动。气候多变，曾多次出现大规模冰川。沉积环境极为复杂，沉积物形成时间短，成岩作用不充分，常常成为松散、多孔、软弱的土层（土体）覆盖在前第四纪坚硬岩层（岩体）之上。3.5第四纪地质第四纪特点：新生代最晚的一个纪，也是包括现代在内的地质发展历史的最新时期最初人们把地壳发展的历史分为第一纪、第二纪和第三纪3个大阶段；法国学者Desnoyers（德努瓦耶）在研究巴黎盆地的地层时，把第三系上部的松散沉积物划分出来命名为第四系，其对应的时代为第四纪，第三纪和第四纪的名称保留下来合称为新生代。现第三纪已分为古近纪和新近纪，故仅保留有第四纪的名称;国际地层委员会2013年1月公布的最新国际年代地层表如下所示。第四纪的划分最初人们把地壳发展的历史分为第一纪、第二纪和第三纪3个大阶段新生代（界）第四纪（系）新近纪（系）古近纪（系）全新世（统）更新世（统）晚（上）新世（统）中新世（统）渐新世（统）始新世（统）古新世（统）更新世晚期（上阶）更新世中期（中阶）卡拉布里雅期（阶）杰拉期（阶）0.01170.01172.5760.1260.6550.7811.0251.8060.7822.5882.7455.33317.69723.0310.8733.922.156.010.066.0同位素年龄（Ma）单位年龄单位开始年龄新第四纪新近纪古近纪全新世（统）更新世晚（上）新世（统）中新第四纪的下限

关于第四纪的下限问题一直存在争议，一般认为在大约160-200万年间，支持较多的有1.8Ma和2.6Ma。由于2.6Ma是黄土开始沉积的年龄，反映了气候和地质环境的明显变化，第四纪地质学家基本都采用此时间作为第四纪的下限。第四纪的下限第四纪的研究意义第四纪的时间虽然短暂，但在地质和其它方面的变化非常显著，如气候的变冷和变暖，冰川的形成和消失，构造运动、生物界的演化等。第四纪与以前其它时期地质纪相比较的特点：第四纪冰川的出现和消失（最明显）第四纪沉积物覆盖于地表，并且大部分是松散的生物群与现代生物群联系密切，最突出的特征是人类的出现等等第四纪的研究意义第四纪的时间虽然短暂，但在地质和其它方面的变第四纪地质现象与人类的关系特别密切，因而具有特殊的实践意义：第四纪沉积物的成分和岩相资料能够提供寻找和评价地下水、工程建筑原料和工程地基的依据。第四纪沉积物的含水性与其粒度密切相关，如砂砾石层可作含水层，粘土和亚粘土层作隔水层；新构造运动、地形和第四纪沉积物的成因，在很大程度上决定着其水文及工程地质条件，例如，冰积物基本上是不透水的。第四纪地质现象与人类的关系特别密切，因而具有特殊的实践意义：

地震，也需要研究新构造运动在地形和第四纪地质现象上的各种表现。

为正确评价水文及工程地质环境，还需要研究地形形态、第四纪沉积物和新构造运动的发展历史，对一些常用的水文及工程地质措施而言，尤为重要的是研究地形、第四纪沉积物和新构造运动的进一步发展趋势。地震，也需要研究新构造运动在地形和第四纪地质现象上的各种大约在二百多万年前地球上出现了人类。第四纪时期地壳有过强烈的活动（水平运动、火山喷发、地震作用等），为了区别，将第四纪以来发生的地壳运动称为新构造运动。第四纪气候多变，曾多次出现大规模冰川。一、第四纪地质概况“北京猿人”头盖骨化石大约在二百多万年前地球上出现了人类。一、第四纪地质概况“北京第四纪冰川不仅规模大而且频繁。根据深海沉积物研究，第四纪冰川作用有20次之多，而近80万年每10万年就有一次冰期和间冰期。1.第四纪气候与冰川活动冰期：寒冷时期，冰雪覆盖面积扩大，冰川作用强烈发生。在晚新生代冰间冰期：气候温暖时期，冰川面积缩小期中规模最大，中国大陆在冰期时，海平面下降，渤海、东海、黄海均为陆地，台湾与大陆相连，气候干燥、风沙盛行。第四纪冰川不仅规模大而且频繁。根据深海沉积物研究，第四纪冰川2.板块构造20世纪40年代以来，出于军事目的和对石油资源的需求，进行了大规模的海底地质调查，获得了大量成果，导致全球构造理论─板块构造学说的诞生。2.板块构造20世纪40年代以来，出于军事目的和对石油资源1915年德国魏根纳提出大陆漂移说，他认为大约距今1.5亿年前，地球表面有个统一的大陆，联合古陆周围全是海洋。从侏罗纪开始，联合古陆分裂成几块并各自漂移，最终形成现今大陆和海洋的分布。奥地利地质学家休斯对大陆漂移学说作了进一步推论，认为古大陆是两个，北半球的一个称为劳亚古陆，南半球的一个称为冈瓦纳大陆。1950~60年代大量科学观测资料支持大陆漂移说重新抬头。1960年代末形成板块构造理论，认为：刚性的岩石圈分裂成六个大的地壳块体（板块），它们驮在软流圈上作大规模水平运动。各板块边缘结合地带是相对活动的区域，表现为强烈的火山（岩浆）活动、地震和构造变形等，而板块内部是相对稳定区域。板块构造学发展历程：1915年德国魏根纳提出大陆漂移说，他认为大约距今1.5亿年相邻板块间的结合情况①岛弧和海沟，表现为大洋地壳沿海沟插入地下，构成消减带，并引起火山作用、地震以及挤压应力作用，如太平洋板块与欧亚板块间的情况。②洋中脊，是地壳生成的地方，变现为拉张应力，如非洲板块与美洲板块之间。③转换断层，是横穿过洋中脊的大断裂，表现为剪切应力作用。板块间的结合带与现代地震、火山活动带一致地震带及火山分布相邻①岛弧和海沟，表现为大洋地壳沿海沟插入地下，构成消减带，3.6第四纪沉积物新构造运动强烈，海平面变化频繁。因而第四纪沉积环境极为复杂，具有以下几种基本类型：大陆沉积环境：第四纪冰川的出现和消失，在大陆地区内形成了三种沉积环境（冰川环境、冰缘环境和非冰川环境）。在每一环境中，都会出现一些特定的沉积过程和沉积物的共生组合。海岸沉积环境：第四纪的海面曾经发生过反复的大幅度上升和下降。冰川控制海面上升和下降的交替，在海滨地区产生了海滨及浅海沉积物和陆地沉积物互相交替的顺序。海洋沉积环境：在深海和洋床中的一些地区内，地质事件记录是连续且保存得相当完整。当然，在有些海洋地区，第四纪沉积作用受到大陆棚、崩塌、地滑和剥蚀等，也会造成沉积顺序不连续现象，使沉积物分布和类型也会变得较复杂。3.6第四纪沉积物新构造运动强烈，海平面变化频繁。因而第四第四纪沉积物的形成发展历史，是第四纪地质历史中的一个重要组成部分，并且受着整个第四纪地质历史的控制。第四纪沉积物具有如下一些基本特点：（1）第四纪沉积物普遍覆盖于大陆地表，大多数情况下都与下伏的前第四纪地层呈不整合或假整合关系。（2）第四纪沉积物的空间分布与现代地形联系密切。（3）由于第四纪时间短暂，第四纪沉积物所经受的剥蚀破坏及构造变形比较轻微，大部分基本上没有构造变形，保留着与地形密切联系的原始产状。（4）第四纪沉积物的厚度与第四纪构造运动和地形起伏有关。第四纪沉积物的形成发展历史，是第四纪地质历史中的一个重要组成成因成因类型主导地质作用风化残积残积物理、化学风化作用重力堆积坠积较长期的重力作用崩塌堆积短促间发生的重力破坏作用滑坡堆积大型斜坡块体重力破坏作用土溜小型斜坡块体表面的重力破坏作用大陆流水堆积坡积斜坡上雨水、雪水间有重力的长期搬运、堆积作用洪积短期内大量地表水流搬运、堆积作用冲积长期的地表水流沿河谷搬运、堆积作用三角洲堆积（河－湖）河水、湖水混合堆积作用湖泊堆积浅水型的静水堆积作用沼泽堆积潴水型的静水堆积作用第四纪沉积物成因分类成因成因类型主导地质作用风化残积残积物理、化学风化作用重力堆海水堆积滨海堆积海浪及岸流的堆积作用浅海堆积浅海相动荡及静水的混合堆积作用深海堆积深海相静水的堆积作用三角洲堆积（河－海）河水、海水混合堆积作用地下水堆积泉水堆积化学堆积作用及部分机械堆积作用洞穴堆积机械堆积作用及部分化学堆积作用冰川堆积冰碛堆积固体状态冰川的搬运、堆积作用冰水堆积冰川中冰下水的搬运、堆积作用冰碛湖堆积冰川地区的静水堆积作用风力堆积风积风的搬运堆积作用风－水堆积风的搬运堆积作用后来又经流水的搬运堆积作用成因成因类型主导地质作用海水堆积滨海堆积海浪及岸流的堆积作用浅海堆积浅海相动荡及静水3.7风化作用及残积物风化作用（Weathering）水、空气、有机物的化学作用而使矿物分解，形成各种新的矿物。大气温度的改变、水及生物的作用，使地壳的岩石在原地崩裂成为石块、细砂甚至泥土。被风化的岩石圈表层称为风化壳。风化作用沿着某些张性的长大断裂深入到地下很深的地方，形成所谓的风化囊。3.7风化作用及残积物风化作用水、空气、有机物的化学作一、风化作用的类型物理风化（又称机械风化）在气候和温度变化等条件下，岩石在原地发生的机械崩解作用，使岩石裂开或崩解成大小不等的碎块，在成分上未发生显著的变化。化学风化在大气、水和水溶液的影响下发生的岩石的分解作用，岩石的化学成分和物理性质都发生显著的变化。生物风化由生物的生命活动引起的岩石的破坏作用。一、风化作用的类型物理风化（又称机械风化）化学风化生物风化物理风化的主要方式有：（1）温差风化由于太阳辐射，使得气温与地表温度均有变化。岩石是不良导热体，温度变化使岩石内部发生不均匀的胀缩，如此反复，致岩石表层产生裂缝以致呈片状剥落，例如在干旱的北非撒哈拉沙漠。（2）冰劈作用充填在岩石裂隙中的水结冰，使岩石被撑裂崩解的过程。主要发生在高寒地带和高山地区的雪线附近。（3）盐类的结晶和潮解在干旱半干旱地带，蒸发量较大，充填在岩石裂隙或孔隙中含盐分溶液易过饱和而结晶，体积膨胀，使孔隙扩大以致破裂。如明矾。（4）粘土质岩石因干湿变化产生的龟裂多发生在亚热带和温带地区，干湿交替使粘土质的岩石表层产生龟裂以致崩解。物理风化的主要方式有：（1）温差风化化学风化的主要方式有：（1）溶解作用化学风化常从溶解作用开始，矿物的质点（离子、分子）脱离到水中被带走。决定矿物溶解度的主要因素是：矿物所含元素的特性（电价、离子半径和化学键等）、水溶液的温度、二氧化碳的含量等。一般说来，随着温度升高，矿物在水溶液中的溶解度也会增加。从卤化物→硫酸盐类矿物→碳酸盐类矿物→硅酸盐类矿物，溶解性变难。化学风化的主要方式有：（1）溶解作用（3）水化作用指水按一定比例加入到矿物晶格中的作用。有些矿物和水接触后，其离子与水分子互相吸引结合得相当牢固，形成了新的含水矿物。（4）水解作用指水中离解的H+、OH-与矿物在水中离解的离子间的交换反应。水解作用的强度与水的解离程度有关，通常与水溶液的温度和CO2的含量有关。（2）氧化作用氧化作用是指在大气和水中的游离氧与矿物合成为氧化物的反应过程。氧化作用是地壳表层最普遍且最重要的化学风化方式。氧化作用有两方面的表现：一是矿物中的某种元素与氧结合形成新矿物；二是变价元素在缺氧条件下形成的低价矿物，在地表氧化环境下转变成高价化合物，原有矿物被分解。（3）水化作用（2）氧化作用二、影响风化作用的因素1.气候因素气候对风化的影响主要通过温度、降雨量以及生物繁殖状况来实现。温度的变化频率，比温度的变化幅度更为重要。炎夏的暴雨对岩石的破坏更剧烈。温度的高低对矿物在水中的溶解度、生物的新陈代谢、各种水溶液的浓度和化学反应的速度等都有很大的影响。降雨量的大小在化学风化中非常重要的地位。二、影响风化作用的因素1.气候因素2.地形因素不同的地形条件（高度、坡度和切割程度），影响着风化作用的强度、深度和风化物保存的厚度及分布情况。在地形高差很大的山区，风化的深度和强度一般大于平缓的地区；但风化层一般都很薄，颗粒较粗，粘粒很少。在平原或低缓的丘陵地区，风化层容易被保存。强烈的剥蚀区和强烈的堆积区，都不利于化学风化作用的进行。沟谷密集的侵蚀切割地区，因剥蚀强烈，所以风化层厚度并不大。山地向阳坡的昼夜温差较阴坡大，故风化作用较强烈，风化层也较厚。2.地形因素3.地质因素岩石的矿物组成、结构和构造直接影响风化的速度、深度和风化阶段。岩石的抗风化能力主要是由组成岩石的矿物成分决定的。它们在地表环境下的稳定性是有差异的。从结构上看，粗粒的岩石比细粒的容易风化，多种矿物组成的岩石比单一矿物岩石容易风化，粒度相差大的和有斑晶的都比均粒的岩石容易风化。就构造而言，不连续面在岩石中的密度越大，岩石遭受风化就越强烈。3.地质因素相对稳定性造岩矿物极稳定石英稳定白云母、正长石、微斜长石、酸性斜长石不太稳定普通角闪石、辉石类不稳定基性斜长石、碱性角闪石、黑云母、普通辉石、橄榄石、海绿石、方解石、白云石、石膏化学风化时造岩矿物的相对稳定性相对稳定性造岩矿物极稳定石英稳定白云母、正长石、微斜长石、酸三、

残积物

岩石经物理风化和化学风化作用后残留在原地的碎屑物称残积物或残积土，故又称残积层;土壤层、残积层、风化岩层和新鲜岩石形成完整的风化壳。残积物不具有层理，粒度和成分受气候条件和母岩岩性控制。在干旱或寒冷地区，岩石风化产物多为棱角状的砂、砾等粗碎屑物质，其中缺少粘土矿物。气候潮湿地区，残积物主要由粘土矿物组成，厚度也相应增大。气候湿热地区，残积物中除粘土矿物外，铝土矿和铁的氢氧化物含量高，常为红色。半干旱地区，残积物中常形成粘土矿物、铁的氢氧化物与钙、镁碳酸盐和石膏等。三、残积物岩石经物理风化和化学风化作用后残留在原地的碎残积物成分与母岩岩性关系密切

残积物表部土壤层孔隙率大、压缩性高、强度低。而其下部残积层常常是夹碎石或砂粒的粘性土或是被粘性土充填的碎石土、砂砾土，其强度较高。花岗岩的残积物中常含有由长石分解形成的粘土矿物石英则破碎成为细砂石灰岩的残积物往往成为红粘土eg.残积物成分与母岩岩性关系密切残积物表部土壤层孔隙率岩石的风化程度越深的地区，工程建筑物的地基承载力越低，岩石的边坡越不稳定。四、岩石风化的勘察评价与防治风化程度越深岩石的裂隙度、孔隙度、透水性、亲水性、胀缩性和可塑性等都增加岩石的抗压和抗剪强度等都降低风化壳成分的不均匀性、产状和厚度的不规则性都增大岩石的风化程度越深的地区，工程建筑物的地基承载力越低，岩石的风化程度对工程设计和施工都有直接影响，如矿山建设、场址选择、水库坝基、大桥桥基和铁路路基等地基开挖深度、浇灌基础应到达的深度和厚度、边坡开挖的坡度以及防护或加固的方法等，都将随岩石风化程度的不同而异。因此，工程建设前必须对岩石的风化程度、速度、深度和分布情况进行调查和研究。1.岩石风化的调查内容风化程度对工程设计和施工都有直接影响，如矿山建设、场址选择、（1）查明风化程度确定风化层的工程性质，以便考虑建筑物的结构和施工方法。在野外一般根据岩石的宏观地质特征和强度，在垂直剖面上将风化层分为4个带。风化程度鉴定标准岩矿颜色岩石结构破碎程度岩石强度锤击声全风化带岩矿全部变色，黑云母变为蛭石结构全部破坏，大部分矿物变异，长石-高岭土，角闪石绿泥石化，石英散成砂粒等用手可压碎成砂或土状很低击土声岩石风化程度的划分（1）查明风化程度风化程度鉴定标准岩矿颜色岩石结构破碎强风化带岩石及大部分矿物变色，如黑云母成棕红色结构大部分被破坏，形成次生矿物，如斜长石风化成高岭土等松散破碎，完整性差单块为新鲜岩石的1/3或更小发哑声弱风化带部分易风化矿物如长石、黄铁矿、橄榄石变色，黑云母成黄褐色，无弹性结构部分被破坏，沿裂隙面部分矿物变质，可能形成风化夹层风化裂隙发育，完整性较差单块为新鲜岩石的1/3~2/3发哑声微风化带稍微有些暗淡，只沿节理面附近部分矿物变色结构基本未变，沿节理面稍有风化现象或有水锈有少量风化裂隙，但不易和新鲜岩石区别比新鲜岩石略低，不易区别发清脆声新鲜岩石岩石无风化现象，组织结构未变。强风化带岩石及大部分矿物变色，如黑云母成棕红色结构大部分被破（2）查明风化厚度和分布以便选择适当的建筑地点，合理确定风化层的清基和刷方的土石方量，确定加固处理的有效措施。（3）查明风化速度和引起风化的主要因素对那些直接影响工程质量和风化速度快的岩层，必须制订预防风化的正确措施。（4）对风化层的划分特别是粘土的含量和成分进行必要分析，因为它直接影响地基的稳定性。（2）查明风化厚度和分布2.岩石风化的治理

岩石风化的治理可采用挖除和防治措施挖除法：适用于风化层较薄的情况，当厚度较大时通常只将严重影响建筑物稳定的部分剥除。抹面法：在岩层上覆盖不透水、不透空气的材料，如沥青、水泥、粘土盖层等，防止风化营力（空气、水等）的入侵。排水法：整平场地，加强排水，隔绝了水就能减弱岩石的风化速度。胶结灌浆法：向岩石裂隙中灌注胶结和防水的材料，如水泥、沥青、水玻璃、粘土等的浆液，使其起到封闭和胶结岩石裂隙的作用。2.岩石风化的治理挖除法：适用于风化层较薄的情况，当厚度较

我国是多河流的国家，流域总面积近400万平方公里，占我国国土面积的40%以上。河流是陆地上有固定水道的经常性水流。河流在地面上是沿着狭长的谷底（称作河谷）流动的。河谷在纵向上呈线性分布，在横剖面上一般近似为V型。3.8河流地质作用及冲积土河谷组成要素常年有水流动的部分称为河床（又称河槽）河床两旁的平缓部分称为谷底；谷底一般地势比较平坦，其宽度为两侧谷坡坡麓之间的距离，谷底以上的斜坡称为谷坡；谷坡与谷底交接处称为坡麓。我国是多河流的国家，流域总面积近400万平方公里，占谷坡、谷底、河床构成河谷的三个要素。河谷横剖面形态示意图根据河谷地形和河流水文状况的变化，河流可分为：上游、中游、下游、河口。例如长江的上游（宜昌以上），中游（江西湖口县），下游（江苏镇江）。谷坡、谷底、河床构成河谷的三个要素。河谷横剖面形态示意图根据侵蚀作用、搬运作用和沉积作用在整条河流上同时进行，相互影响。一、河流的地质作用河流的上游以侵蚀为主中下游为丘陵和平原，侵蚀作用很显著，同时沉积作用也很发育；河口区，则一般以沉积作用为主。侵蚀作用、搬运作用和沉积作用在整条河流上同时进行，相互影响。1.河流的侵蚀作用

河水在流动的过程中，以河水及其所携带的碎屑物对河谷的破坏作用称为河流的侵蚀作用。按侵蚀作用的方式分为：化学溶蚀：河水对组成河床的可溶性岩石不断进行化学溶解，使之逐渐随水流失的过程；机械侵蚀：包括流动的河水对河床组成物质的直接冲蚀和夹带的砂石等碎屑对河床的磨蚀。机械侵蚀在河流的侵蚀作用中具有普遍意义，它是山区河流的一种主要侵蚀方式。1.河流的侵蚀作用河水在流动的过程中，以河水及其所携机械侵蚀按侵蚀作用的方向可分为：垂直侵蚀作用：河流以下切河床，加深河谷为主的侵蚀作用。河水携带的固体物质对河床的机械破坏是河流下蚀的主要因素，其作用强度取决于河水的流速和流量，同时，也与河床的岩性和地质构造有着密切的关系,下蚀作用形成河谷.

侧方侵蚀作用：河流以携带的泥、砂、砾石为工具，并以自身的动能和溶解力对河床两岸的岩石进行侵蚀，使河谷拓宽的作用称为侧蚀作用。机械侵蚀按侵蚀作用的方向可分为：垂直侵蚀作用：河流以下切河床河流的垂直侵蚀会使河床降低，但并不是无止境的，我们将河流垂直下切作用的基面称为侵蚀基准面。

流入主流的支流基本上以主流的水面为其侵蚀基准面；流入湖泊、海洋的河流，则以湖面或者海平面为其侵蚀基准面。大陆上的河流绝大部分都流入海洋，而且海洋的水面比较稳定，所以又将海平面称为基本侵蚀基准面。

河流下切总是尽可能地趋向于侵蚀基准面，这种向着源头方向发展使河流延长的侵蚀作用叫向源侵蚀（或称溯源侵蚀）。河流的垂直侵蚀会使河床降低，但并不是无止境的，我们将河

河流袭夺原理（a）支流A向源侵蚀；（b）B河被袭夺；（c）A河谷加深、延长河流袭夺原理凹岸侵蚀，凸岸堆积，主流线偏向凹岸

由于横向环流的作用，凹岸不断受到强烈冲刷，凸岸不断发生堆积，结果使河湾的曲率增大，并受纵向流的影响，使河湾逐渐向下游移动，因而导致河床发生平面摆动。天长日久，整个河床就被河水的侧蚀作用逐渐拓宽。凹岸侵蚀，凸岸堆积，主流线偏向凹岸由于横向环流的作用，凹岸侧方侵蚀加宽河谷河流侧蚀的不断发展，凹岸发生崩塌、后退等现象最强烈的地方在弯顶及弯顶的下方，凸岸堆积前伸速度以河湾下方为最大，凹岸后退，凸岸前伸，河曲不断向下游蠕移，结果使河谷越来越宽，越来越趋向平直，河道却越来越弯曲，最后河床形态变得极为弯曲，称为蛇曲。洪水期，水量突增，水流会撇下相邻河湾，开拓新的河道，这种现象叫河流的裁弯取直；新河道将原来的河湾两端不断淤塞，使河谷中出现地形如牛轭的静水湖泊，叫牛轭湖，最后，由于主要承受淤积，致使牛轭湖逐渐成为沼泽，以致消失。侧方侵蚀加宽河谷河流侧蚀的不断发展，凹岸发生崩塌、后退等现象蛇曲与牛轭湖蛇曲与牛轭湖下蚀和侧蚀是河流侵蚀作用的两个密切联系的方面。由于各地河床的纵坡、岩性、构造等不同，两种作用的强度也不同。1)如果河流只进行下蚀作用，或以下蚀作用为主，河谷横断面成V字形。2)如果河流只进行侧蚀作用，或以侧蚀作用为主，河谷横断面成U字形，谷底宽平。3)如下蚀作用与侧蚀作用等量进行，河谷横断面多不对称。一般在河流的中下游、平原区的河流或处于老年期的河流，以侧蚀作用为主；在河流的上游，以下蚀作用为主。下蚀和侧蚀是河流侵蚀作用的两个密切联系的方面。由于各地河床的2.河流的搬运作用

河流在流动过程中夹带沿途中冲刷下来的物质（如泥沙、石块）离开原地的移动作用，称为搬运作用。河流的侵蚀和堆积作用，在一定意义上都是通过搬运过程来进行的。流速是影响搬运能量的主要因素。流水搬运方式分为:物理搬运:主要是泥沙石块根据流速、流量和泥沙石块的大小不同，化学搬运:是可溶解的盐类和胶体物质悬浮式:主要是颗粒细小的砂和粘性土滚动式:主要是巨大的块石、砾石跳跃式:一般为块石、卵石和粗砂2.河流的搬运作用河流在流动过程中夹带沿途中冲刷下3.河流的沉积作用

河流在运动过程中，能量不断受到损失，当河水夹带的泥沙、砾石等搬运物质超过了河水的搬运能力时，被搬运的物质便在重力作用下逐渐沉积下来，称为沉积作用，河流的沉积物称为冲积层（冲积物）。冲积层河床相:沉积物颗粒较粗河漫滩相:沉积具有二元结构，下部是平水期滨河床浅滩，由砂砾或砾石组成，并具有斜层理，上部是洪水期河漫滩沉积物，一般由粉砂、粘土组成，它是洪水时淹没、平水时出露的滩地。3.河流的沉积作用河流在运动过程中，能量不断受到损从河流纵向延伸来看，由于不同地段流速降低的情况不同，各处形成的沉积层就具有不同特点，基本上可分为四大类型段。（1）在山区河流上游及河源地带，河床纵坡陡，流速大，侵蚀能力强，沉积作用较弱。河床冲积层多以巨砾、卵石和粗砂为主。（2）当河流进入平原时，流速骤然降低，大量物质沉积下来，形成冲积扇，与洪积扇相似，但规模较大，冲积层的分选性及磨圆度更高。如果山麓地带几个大冲积扇相互连接起来，则形成山前倾斜平原。在山前，河流沉积常与山洪急流沉积共同进行，因此山前倾斜平原也常称为冲洪积平原。在河流中、下游，则由细小颗粒的沉积物组成广大的冲积平原。从河流纵向延伸来看，由于不同地段流速降低的情况不同，各处形成（3）在河流入海的河口处，流速几乎降到零，河流携带的泥沙绝大部分都要沉积下来。若河流沉积下来的泥沙被海流卷走，或河口处地壳下降的速度超过河流泥沙量的沉积速度，则这些沉积物不能保留在河口或不能露出水面，这种河口则形成港湾。更多的情况是大河河口都能逐渐积。累冲积层，它们在水面以下呈扇状分布，扇顶位于河口，扇缘则伸入海中，冲积层露出水面的部分形如一个顶角指向河口的倒三角形，故称河口冲积层称为为三角洲。勒娜三角洲（3）在河流入海的河口处，流速几乎降到零，河流携带的泥沙绝大（4）河谷中沿河分布的阶梯状地形，包括阶地面和阶地斜坡两个主要组成单元，高悬在最高洪水位以上，称为阶地或台地。横向阶地：阶地延伸方向与河流方向垂直；由于河流经过各种悬崖、陡坎，或经过各种软硬不同的岩石，其下切程度不同而造成的。横向阶地常呈现为跌水或瀑布，故较难保存冲积物纵向阶地：阶地延伸方向与河流方向平行；是地壳上升运动与河流地质作用的结果。（4）河谷中沿河分布的阶梯状地形，包括阶地面和阶地斜坡两个主1.不同时代冲积层；2.现代河漫滩;3.基岩;4.坡积物;5.河水位（a）侵蚀阶地；（b）基座阶地；（c）嵌入阶地；（d）内叠阶地；（e）上叠阶地；（f）掩埋阶地；（g）坡下阶地阶地类型1.不同时代冲积层；阶地类型根据河流阶地组成物质的不同，侵蚀与堆积之间关系的不同，可以将阶地分为三种基本类型，如上图所示。（1）侵蚀阶地：也称基岩阶地。阶面上基岩出露，或覆盖的冲积物很薄。（2）堆积阶地：也称冲积阶地或沉积阶地。阶面上不见基岩出露，有深厚的冲积层，根据河流下蚀深度与多级堆积阶地间的关系，堆积阶地又分为：内叠阶地上叠阶地嵌入阶地根据河流阶地组成物质的不同，侵蚀与堆积之间关系的不同，可以将内叠阶地是新的阶地套在老的阶地之内，后一次的河流沉积物分布的范围和厚度都比前一次的小，这说明各级阶地的形成过程中，各次河流的下切作用所达到的深度基本一致，而后期的堆积过程较短或堆积作用比前期减弱。上叠阶地指组成阶地的沉积物完全叠置在较老的阶地沉积物之上，河流后期的下蚀未达到基岩，说明后期下蚀与堆积的规模都在逐次减小。嵌入阶地的阶地面和陡坎都不露出基岩，由于后期河床比前一期下切深，而使后期冲积物嵌入到前期的冲积物中，这说明每一次地壳上升幅度一次比一次剧烈。最值得注意的是：是否有掩埋的古河道或牛轭湖堆积的透镜体，在工程地质勘查中应予查明。内叠阶地是新的阶地套在老的阶地之内，后一次的河流沉积物分布的（3）基座阶地：属于侵蚀阶地到堆积阶地的过渡类型，阶地面上有冲积物覆盖，但阶地陡坎的下部仍可见到基岩出露。掩埋阶地（又称埋藏阶地），指早期形成的阶地被后期沉积物所掩埋。坡下阶地是埋藏阶地的一种类型，指已形成的河流阶地被坡积物或重力堆积物所掩盖。根据阶地的形成过程，在野外辨认河流阶地时应注意下述两方面特征：形态特征：阶地表面一般较平缓，纵向微向下游倾斜，倾斜度与本段河床底坡接近，横向微向河流中心倾斜。物质组成特征：由于阶地是老的河漫滩形成，它应由粘性土、砂、卵石等冲积物组成。（3）基座阶地：属于侵蚀阶地到堆积阶地的过渡类型，阶地面上二、冲积物河流沉积物称为冲积物，根据形成条件和环境分为：河床冲积物河漫滩冲积物和牛轭湖冲积物河口三角洲冲积物具有清楚的层理构造；具有良好的韵律性。二、冲积物河流沉积物称为冲积物，根据形成条件和环境分为：河床冲积物的工程地质特征：古河床冲积物的压缩性低、强度较高，是良好的建筑地基。现代河床冲积物密实度较差、透水性强，尤其不利于作为水工建筑物地基。河漫滩及阶地冲积物一般都是较好的地基，但要注意其中的软弱夹层以及粉细砂的振动液化问题。牛轭湖冲积物常是一些压缩性很高而承载力很低的软弱土层，不宜作为建筑物天然地基。三角洲冲积物，土常呈饱和状态，承载力较低。但三角洲冲积物最上层，因长期干燥比较硬实，承载力较下面高，俗称硬壳层，可用作低层或多层建筑物的天然地基。冲积物的工程地质特征：三、河流侵蚀、淤积作用的防治1.不同类型河床主流线与崩岸位置三、河流侵蚀、淤积作用的防治对于河流侧向侵蚀及因河道局部冲刷而造成的坍岸等，一般采用护岸工程或使主流线偏离被冲刷地段等防治措施。（1）护岸工程①直接加固岸坡：常在岸坡或浅滩地段植树、种草。②护岸工程：有抛石护岸和砌石护岸。石块的大小，应以不被水流冲走为原则，可按下式确定：2.防护措施式中，d--石块平均直径，cm；

V--抛石体附近河水平均流速，m/s。抛石体的水下边坡一般不宜超过1：1，当流速较大时，可放缓至1：3。石块应选择未风化、耐磨、遇水不崩解的岩石，抛石层下应有垫层。对于河流侧向侵蚀及因河道局部冲刷而造成的坍岸等，一般采用护岸砌石护坡与抛石护坡砌石护坡与抛石护坡CE151(土工网)护坡CE151(土工网)护坡（2）约束水流①顺坝和丁坝顺坝又称导流坝，丁坝又称半堤横坝。常将丁坝和顺坝布置在凹岸以约束水流，使主流线偏离受冲刷的凹岸，丁坝常斜向下游，夹角为60~70º，可使水流冲刷强度降低10~15%。②约束水流，防止淤积束窄河道、封闭支流、截直河道、减少河流的输沙率等均可起到防止淤积的作用。也常采用顺坝、丁坝或二者组合使河道增加比降和冲刷力以达到防止淤积的目的。丁坝（2）约束水流①顺坝和丁坝②约束水流，防止淤积丁坝3.9暂时性水流的地质作用及沉积土暂时性流水是大气降水后短暂时间内在地表形成的流水，因此雨季是它发挥作用的主要时期，特别是强烈的集中暴雨后，它的作用特别显著，往往造成较大危害。3.9暂时性水流的地质作用及沉积土暂时性流水是大气降水后短一、

淋滤作用及残积层大气降水渗入地下，渗流水不但能把地表附近的破碎物质带走，还能把周围岩石中易溶解的成分带走。经过渗流水的这些物理和化学作用后，地表附近岩石逐渐失去其完整性、致密性，残留在原地的又不易溶解的松散物质则未被冲走，这个过程即淋滤作用，残留在原地的松散破碎物质成层地覆盖在地表，称为残积层。残积层向上逐渐过渡为土壤层，向下逐渐过渡为半风化岩石和新鲜基岩。残积层碎屑物由地表向深处由细变粗是其重要的特征。一、淋滤作用及残积层雨水降落到地面或覆盖地面的积雪融化时形成的地表水，一部分被蒸发，一部分渗入地下，剩下的部分在沿斜面流动时不断分散，形成无数股网状细小的流水，称为坡面细流。坡面细流从高处沿着斜坡向低处缓慢地流动，不断地把坡面上的风化岩屑和粘土物质洗刷到山坡坡脚处，这个过程称为洗涮作用，在坡脚处形成的新的沉积层称为坡积层。坡面细流的洗涮作用的强度和规模，在一定的气候条件下与山坡的岩性、风化程度和坡面植被的覆盖程度有关。二、

洗刷作用及坡积层雨水降落到地面或覆盖地面的积雪融化时形成的地表水，一坡积土坡积土坡积层顺着坡面沿山坡的坡脚或山坡的凹坡呈缓倾斜裙状分布，在地貌上称为坡积裙。坡积层的厚度一般是中下部较厚，向山坡上部逐渐变薄以致尖灭。坡积物的成分与高处的岩石性质有关。坡积物一般不具层理，有时局部可有层理。碎屑物一般成棱角状或因经一段距离搬运而呈次棱角状。坡积物可以具有一定分选性，细小和粗大的碎块往往夹杂在一起，比较粗大的碎屑物往往堆积在紧靠斜坡的位置，而细小的碎屑和粘土则分布在离开斜坡稍远处。坡积物厚度变化较大，在陡坡地段较薄，而在坡脚处较厚。坡积层顺着坡面沿山坡的坡脚或山坡的凹坡呈缓倾斜裙状分布，在地坡积层山地坡积层：一般以亚粘土夹碎石为主山麓平原坡积层：组成物质经过了一定距离的搬运，可能有一些不太明显的倾斜层理，同时与下伏基岩没有成因上的直接联系。影响坡积层稳定性的因素，概括起来主要有以下三个方面：（1）下伏基岩顶面的倾斜程度（2）下伏基岩与坡积层接触带的含水情况（3）坡积层本身的性质坡山地坡积层：一般以亚粘土夹碎石为主山麓平原坡积层：组成物质三、

冲刷作用及洪积层山洪急流（或洪流）:在山区由暂时性的暴雨或山坡上的积雪急剧融化所形成的坡面流水汇集于沟谷中，在较短时间内形成流量大、流速高的水流。洪流以其自身的水力和携带的砂石，对沟底和沟壁进行冲击和磨蚀，这个过程称为洪流的冲刷作用，同时把冲刷下来的碎屑物质带到山麓平原或沟谷口堆积下来，形成洪积层。由洪流冲刷作用形成的沟底狭窄、两壁陡峭的沟谷称为冲沟。三、冲刷作用及洪积层山洪急流（或洪流）:在山区由暂时性的暴1.冲沟冲沟虽是一个地貌上的问题，但是在西北和黄土高原地区(如陕北的绥德、吴旗)，其形成和发展却对公路等工程的建筑条件产生重要影响。绥德韭园沟地区，在58.2km2的面积内，大小冲沟长度达到203.9km，平均每平方千米内有冲沟长3.50km。冲沟系统规模之大，切割之深，发展之快，均为其他地区所罕见,冲沟使地形变得支离破碎，增加路线长度和跨沟工程、增大工程费用;经常由于冲沟的不断发展，截断路基，或由于洪积物掩埋道路，淤塞涵洞，影响正常交通。1.冲沟冲沟虽是一个地貌上的问题，但是在西北和黄土高原地区第三章第四纪地质作用及第四纪沉积物课件冲沟的发展阶段：（1）冲槽阶段：坡面径流局部汇流于凹坡，开始沿凹坡发生集中冲刷，形成不深的切沟。沟床的纵剖面与斜坡剖面基本一致。（2）下切阶段：由于冲沟不断发展，沟槽汇水量增大，沟头下切，沟壁坍塌，使冲沟不断向上延伸和逐渐加宽。此时的沟床纵剖面与斜坡已不一致，出现悬沟陡坎，在沟口平缓地带开始有洪积物堆积。（3）平衡阶段：悬沟陡坎已经消失，沟床下切拓宽，形成凹形平缓的平衡剖面，冲刷逐渐消弱，沟底开始有洪积物沉积。（4）休止阶段：沟头溯源侵蚀结束，沟床下切基本停止，沟底有洪积物堆积，并开始有植物生长。冲沟的发展阶段：（1）冲槽阶段：坡面径流局部汇流于凹坡，开始发育在非均质土层、残积、坡积、洪积等松散堆积层中的冲沟，不一定能划分出上述四个阶段，也不一定会形成平衡剖面。因此，在实践中分析冲沟的发展情况，评价冲沟对建筑物可能产生的影响时，应结合冲沟地质情况和所处的自然地理条件，进行具体分析。发育在非均质土层、残积、坡积、洪积等松散堆积层中的冲沟，不一2.洪积层洪积层是由山洪急流搬运的碎屑物质组成的。当山洪急流夹带大量的泥砂石块流出沟口后，搬运能力骤然降低，所携带的石块、岩屑、砂砾等粗大的碎屑先在沟口堆积下来，较细的泥沙继续随水搬运，多堆积在沟口外围一带。由于山洪急流的长期作用，在沟口一带就形成了扇形展布的堆积体，在地貌上称为洪积扇。洪积扇的规模逐年增大，有时与相邻沟谷形成的洪积扇相互连接起来，形成规模更大的洪积裙或洪积冲积平原。2.洪积层洪积层是由山洪急流搬运的碎屑物质组成的。当山洪急天山和阿尔金山之间的完美“扇贝”

天山和阿尔金山之间的完美“扇贝”洪积层主要特征：组成物质分选不良，粗细混杂，碎屑物质多带棱角，磨圆度不佳；具有不规则的交错层理、透镜体、尖灭及夹层等；洪积层由于周期性的干燥，常含有可溶性盐类物质，在土粒和细碎屑间，往往形成局部的软弱结晶联结，但遇水作用后联结就会被破坏。洪积层主要特征：①靠近山坡沟口的粗碎屑沉积地段，孔隙大、透水性强，地下水埋藏深，压缩性小，承载力比较高，是良好的天然地基；②洪积层外围的细碎屑沉积地段，成分较均匀，厚度较大，如果在沉积过程中受到周期性的干燥，粘土颗粒发生凝聚并析出可溶盐分时，则洪积层的结构颇为结实，承载力也是比较高的；③在上述两地段之间的过渡带，常因粗碎屑土与细粒粘性土的透水性不同而使地下水溢出地表形成沼泽地带，因此土质较差，承载力较低。洪积层主要分布在山麓坡脚的沟谷出口地带及山前平原，从地形上看，是有利于工程建筑的。规模很大的洪积层一般可划分为三个工程地质条件不同的地段：①靠近山坡沟口的粗碎屑沉积地段，孔隙大、透水性强，地下水埋藏洪积扇的结构示意图1-粘土及亚粘土；2-亚砂土；3-含砾粘土、砂土；4-泥炭沼泽土；5-砂透镜体；6-砾石透镜体；7-坡积碎石；8-基岩洪积扇的结构示意图3.10海洋地质作用及海积土海洋是地球表面最大的积水盆地，面积约3.61108km2，占地球表面积的70.8%。海洋是一个连续的水体，是地球水圈的主体部分，占水圈体积的96.5%。海洋是海和洋的总体，海指近大陆的水体，洋指远离大陆的水体。海水的运动主要有波浪、潮汐、洋流和浊流等方式。海水的运动是海洋地质作用的主要动力。3.10海洋地质作用及海积土海洋是地球表面最大的积水盆地海洋环境的分区根据海水深度及海底地形特征，海洋分为滨海:低潮线与最大高潮线之间的海陆交互地带。时而被水淹没，时而又暴露，环境变化大，水动力较强，生物稀少。滨海带宽度取决于潮差的大小及海岸地形的坡度，在潮差较大、地形坡度较缓处，滨海带宽度较大，反之则较小。海洋环境的分区根据海水深度及海底地形特征，海洋分为滨海:低潮浅海:低潮线以下至水深200m之间的海域。海水较浅，阳光、氧气充足，生物丰富，水温受季节影响，海底地形平缓，海水运动以波浪对海底的影响为主。浅海中陆源碎屑物质较丰富。浅海分布范围恰好是大陆架的分布范围，因此，浅海的宽度取决于大陆架的宽度。半深海:水深为200~2000m间的海域。其海底地形坡度较陡，平均坡度在4.3º以上，是大陆坡分布的地带。大陆坡上常发育有深达数百上千米的海底峡谷，该区水深、透光性差、水温较低，海水运动以洋流为主，生物贫乏，以浮游生物占优势。深海:水深大于2000m的广大海域，是大洋盆地的分布区。海水运动以洋流为主。深海已属无光带，生物贫乏，以浮游生物为主。浅海:低潮线以下至水深200m之间的海域。海水较浅，阳光、氧海洋对海岸及海底岩石的侵蚀破坏作用称海蚀作用，其方式分两种。一、海蚀作用机械侵蚀：机械侵蚀主要是由于海水的波浪运动、潮流等对海岸产生的破坏作用，具体又分为冲蚀和磨蚀两种方式。海水中含有较多的CO2等溶剂，可以对海岸和海底的可溶性岩石产生溶解作用，使岩石破坏。海蚀作用主要以发生在海岸地段的机械侵蚀作用为主。溶解海洋对海岸及海底岩石的侵蚀破坏作用称海蚀作用，其方式分两种。由坚硬的、未经移动的岩石组成的海岸称基岩海岸。在拍岸浪、波浪和潮汐作用下，海水及其所携带的沙石反复冲击和磨蚀基岩海岸，使海岸下部的岩石被破碎并被掏空，形成平行海岸方向延伸的凹槽，即海蚀凹槽。随着凹槽的不断扩大，上部岩石发生重力崩塌，形成陡峭的崖壁，称海蚀崖。海蚀崖形成后，其基底部位岩石仍遭受海浪的侵蚀，形成新的海蚀凹槽及海蚀崖。如此往返，海蚀崖不断向陆地方向节节后退，在崖前形成一个微微上凸并向海洋方向倾斜的基岩平台，称波切台。1.基岩海岸的海蚀作用由坚硬的、未经移动的岩石组成的海岸称基岩海岸。1.基岩海岸波切台上常有岩岸崩塌垮落下来的巨大岩块，被破坏下来的碎屑物质随退流搬运至低潮线以下地段沉积下来形成波筑台。波切台展宽到一定程度，波浪不再具有侵蚀能力，此时，基岩海岸的横剖面呈上凸形曲线，曲线上各点的侵蚀强度趋于零，此剖面称为基岩海岸海蚀平衡剖面。

基岩海岸海蚀地形A-海蚀穹；S-海蚀岩柱；C-海蚀凹槽；N-海蚀崖；P-波切台波切台上常有岩岸崩塌垮落下来的巨大岩块，被破坏下来的碎屑物质松散的沙粒组成的海岸带称沙质海岸，其地势较为平坦，沙质海岸的改造是由波浪或潮汐的动能引起的。进流和潮流可带动沙粒向海岸方向运动，当海水退回大海时，底流又把部分沙粒带回海中。迁移的沙粒在高潮线附近堆积成沿海岸分布的长条沙垄，称沿岸堤。在水下低潮线附近堆积成平行海岸分布的长条状垄岗地形，称水下沙坝。2.沙质海岸的改造过程沙质海岸平衡剖面的形成（a）原始状态；（b）受到改造；（c）平衡剖面松散的沙粒组成的海岸带称沙质海岸，其地势较为平坦，沙质海岸的潮流的侵蚀作用主要出现在大陆架上一些地形狭窄并有强潮流通过的地方。潮流的侵蚀作用可形成潮流侵蚀谷。侵蚀谷在形态上呈孤立的槽形，中段深，两端浅。另在粉沙-泥质海岸的潮间浅滩上，往复流动的潮流可在浅滩上侵蚀形成细长的潮水沟，其延伸大致与海岸垂直，向陆一端呈树枝状分叉。3.潮流的侵蚀作用琼州海峡潮流的侵蚀作用主要出现在大陆架上一些地形狭窄并有强潮流通过的二、

搬运作用海洋搬运作用的主要动力波浪：在滨海及浅海的近岸海域，通常以波浪为主要搬运动力，潮流居于次要地位。浅水区中波浪运动形成的进流、退流和沿岸流，使碎屑物向岸、向海运动或沿海岸呈“之”字形运动，碎屑物多为颗粒较粗的沙砾。少量细粒物质被波浪扰动起，悬浮在海水中随波浪运动被搬运。潮流：在近海有狭窄海道的地区潮流的搬运作用明显。在海峡、河口湾等水道狭窄的海域及泥滩海岸，因流速快而具明显的搬运能力，能远距离搬运大量的细粒碎屑物和溶解于海水中的化学物质。洋流:在半深海和深海则以洋流的搬运作用为主。深海区的主要搬运动力，流速慢，仅能搬运悬浮的碎屑物（粘土或微小生物的遗体）和溶解于海水中的化学物质，搬运距离远，因物源少搬运量小。二、搬运作用海洋搬运作用的主要动力波浪：在滨海及浅海的近岸海洋是地球表面巨大的积水盆地，是最终的沉积场所。海洋沉积物主要来源于陆地，河流、风、冰川等营力每年将数百亿吨的物质搬运到海洋沉积下来。另外，海洋侵蚀作用的产物受海水运动、海底地形、海洋生物分布及海水的物理、化学性质等因素影响，在不同的海洋环境中，其沉积作用的方式和沉积物各异。三、海洋的沉积作用海洋是地球表面巨大的积水盆地，是最终的沉积场所。海洋1.滨海区的沉积作用滨海区海水动荡、环境变化快、波浪和潮流作用强烈。波浪和潮流不仅可以侵蚀海岸岩石，还可搬运大量陆源碎屑物至海湾和平直海岸水动力较弱处沉积下来。碎屑物因经反复的搬运和磨蚀，其磨圆度和分选性都较好。滨海区以碎屑物机械沉积为主，化学沉积和生物沉积少见，主要沉积地形及沉积物有：1.滨海区的沉积作用滨海区海水动荡、环境变化快、波浪和（1）海滩沉积海滩是由松散的碎屑沉积物在海岸带堆积形成的平坦地形，根据沉积物不同又可分为砾滩、沙滩和泥滩（又称潮坪）。砾滩沙滩泥滩（1）海滩沉积砾滩沙滩泥滩（2）潮坪沉积潮坪是波浪作用微弱，高潮时海水才能到达的宽阔平缓的海岸地带，通常由泥滩组成。（3）沙坝、沙嘴沉积沙坝是由波浪运动产生的进流和退流迁移沙粒形成的平行于海岸的长条状垄岗地形。高潮线附近的沙坝，称沿岸堤；低潮线附近的沙坝，称水下沙坝。沙嘴是一端与海岸相连，一端深入海中的沙质垄岗地形。通常它是沿岸流携带沙粒从海岸岬角部位进入海湾，因水域变宽，流速下降，使所携带的沙粒堆积下来而形成的，因波浪折射作用影响，其尾部常成弧形。（2）潮坪沉积沙嘴、泻湖、堡岛和连岛沙湖（沙坝）（据R.F.Flint等，1977）沙嘴、泻湖、堡岛和连岛沙湖（沙坝）（4）泻湖沉积泻湖是因沙嘴、沙坝扩大相连，使之与大海隔离的海湾。泻湖中海水可通过一定水道（潮汐口）与大海半流通，即高潮时与大海流通，低潮时与大海隔离。因补给量的差异可形成淡化泻湖（含盐度小于33‰）和咸化泻湖（含盐度大于33‰）。淡化泻湖具有上层淡水、下层咸水的双水层结构，在缺乏对流的泻湖底常形成化学沉积，同时含大量碎屑物和生物遗体沉积；咸化泻湖中除碎屑沉积外，还含大量化学沉积，主要是溶解度大的盐类沉积。（4）泻湖沉积2.浅海区的沉积作用碎屑沉积:浅海区以机械方式沉积的碎屑物主要来源于大陆，部分来自海岸地带，以泥沙为主，砾石较少。浅海碎屑沉积物具有近岸粗、远岸细的分带特征;浪基面以下地带沉积物具水平层理。沉积物成分较为单一，以石英沙粒和粘土为主，并含有大量生物遗体。化学沉积:浅海化学沉积主要发育于低纬度（南北纬30º之间）陆源碎屑物少的海域。发生沉积的原因是海水的盐度、温度、压力、pH值、Eh值等因素发生变化。化学物质通过过饱和和沉淀、胶体电性中和产生凝聚、微粒吸附和生物浓集等方式发生沉积。主要沉积物有碳酸盐类，铝、铁、锰的氧化物和氢氧化物，SiO2的胶体及磷质沉积。2.浅海区的沉积作用碎屑沉积:浅海区以机械方式沉积的碎屑物浅海中底栖和浮游生物死亡后，它们的骨骼和外壳会在海底集中堆积，也可与沉积物混杂堆积，经成岩后可形成生物碎屑岩和介壳灰岩。生物沉积生物遗体在特定条件下可转化为石油。浅海中还生活着大量造礁生物.生物礁中以珊瑚礁最为常见。在合适环境中珊瑚虫不断繁殖、生长，形成岸礁；珊瑚礁平行海岸分布，与海岸间有一个较宽的水道，称堡礁；珊瑚围绕海底隆起的边缘生长形成的环状礁体称环礁。浅海中底栖和浮游生物死亡后，它们的骨骼和外壳会在海底集中堆积3.半深海、深海区的沉积作用半深海的碎屑沉积半深海远离大陆，一般碎屑物较难搬运到这里。其沉积物主要是经二次搬运的浅海沉积物，其次有风运物、冰运物及火山碎屑物等。半深海分布最广的是软泥，主要有蓝色软泥、红色软泥和绿色软泥三类。3.半深海、深海区的沉积作用半深海的碎屑沉积深海区的碎屑沉积深海区的碎屑沉积物来源于风运物、冰运物及浊流搬运物，主要有浊积物和红色大洋粘土。浊积物是由沿大陆坡运动的浊流悬浮和挟带的大量泥沙物质在大陆坡脚和深海盆地堆积而成，常构成扇状地形，称浊积扇（或深海扇）。浊积扇的厚度较大，向深海平原方向厚度减小。红色大洋粘土是一种褐色粘土，质纯粒细，粘土成分占80%以上，有机质很少，主要分布在水深大于4500m的大洋盆地中，以太平洋中分布最多，占太平洋底面积的49%，红色大洋粘土的成因尚无定论。深海区的碎屑沉积深海区的生物源沉积和化学沉积深海生物源沉积以生物软泥为主。软泥中生物组分的含量大于50%，能形成大量堆积的生物油硅藻、放射虫、有孔虫、抱球虫、翼足虫和颗石藻。按生物软泥的化学成分分成硅质软泥和钙质软泥两类。深海区化学沉积物主要有锰结核和多金属软泥。深海区的生物源沉积和化学沉积四、

海积物的特点根据海底地形起伏和海水深度，由岸向海洋方向分为：滨海带：海水运动强烈的近岸水域。碎屑物质中较粗的部分沿海岸形成砾滩、沙滩，而较细的在距岸一定距离的水下沉积形成沙堤或沙坝及沙嘴。砾石的长轴大致与海岸平行，砾石扁平面向着大海倾斜，显示出定向排列特点；砂质成分较单一，通常以石英砂为主，有少量贝壳砂；有些化学性质稳定、密度较大的矿物可富集形成滨海砂矿，如钛铁矿、金、金刚石等。砂质沉积物中常见交错层理和不对称波痕。滨海带沉积物一般都具有高承载力，但透水性强。四、海积物的特点根据海底地形起伏和海水深度，由岸向海浅海带：浅海带位于大陆架主体上，水深下限为200m。浅海沉积碎屑物主要来自大陆，水平层理和交错层理十分发育。除碎屑沉积外，还有化学沉积和生物化学沉积。浅海沉积物较滨海疏松、含水量高、压缩性大而强度低。大陆斜坡深海带以生物软泥、粘土及粉细砂为主。海洋沉积物中，水下海底表层的砂砾层稳定性差，选择它作为海洋平台等构筑物地基时应注意海浪作用下发生移动变化的可能。浅海带：浅海带位于大陆架主体上，水深下限为200m。浅海沉积3.11风的地质作用及风积土空气从高压区流向低压区就形成了风。风有方向易变、风速变化大、与地面面状接触等特点。风是作用于地球表面的常见的地质营力之一。风对地球表面的改造主要发生于年蒸发量远远大于降水量、地势平坦、开阔、地表径流不发育，风力较大、风期显著、植被稀少、昼夜温差、年温差都较大，物理风化作用强烈，地表具有大量松散的碎屑沉积物的地区。如戈壁、沙漠、洪泛平原、黄土地带等。当风掠过地面时，会对地面施加一种拖曳力或剪切应力。在地表上有松散的小碎屑颗粒的地方，风能充分发挥它的剥蚀与搬运能力。3.11风的地质作用及风积土空气从高压区流向低压区就形成龙卷风如螺旋般旋入大地，破坏岩石，能把地表松散物质吸进漏斗。漏斗中风的运动速度可达数十米每秒，因此龙卷风具有巨大的破坏力。龙卷风夹带尘土、沙和所有其他物质，并以10~13m/s的速度移动数十公里的距离。大风扰起的尘土能随风的运动搬移数百公里至数千公里以外的地方沉降下来，淹没农田、村庄。由于风沙引起的土地沙漠化，是全世界日益关注的环境问题之一。龙卷风如螺旋般旋入大地，破坏岩石，能把地表松散物质吸进漏斗。1.风蚀作用风蚀作用是指风以其自身的力量和所携带的沙石对地表岩石、松散沉积物的破坏作用。按作用方式分为吹蚀作用和磨蚀作用。2.吹蚀作用指风力将地表的疏松物质吹离原地的过程。吹蚀作用中碎屑粒径与起砂风速呈正比关系。主要对象是粘土和粉砂级的松散颗粒。它们常被涡流卷起，上升到对流层上部随风飘扬。当气流中的细碎屑物含量较大时，形成尘暴。1.风蚀作用风蚀作用是指风以其自身的力量和所携带的沙石对地v（m/s）0.250.61.53.04.05.0d（mm）0.030.050.120.250.320.46.07.510~1111~1520~300.50.60.6~1.01.0~2.02.0~4.0v（m/s）d（mm）碎屑粒径与起动风速的关系（据《沙漠地区风沙地貌调查法》1961）v（m/s）0.250.61.53.04.05.0d（mm）是指在风沙流动过程中所携带沙砾对地表岩石的冲击、摩擦使岩石发生破坏的作用。风沙流是携带沙粒的气流，其含沙量是影响磨蚀作用的主要因素。绝大部分沙粒集中在近地面30cm处，尤其是10cm以下的范围内。风蚀作用的强度取决于风速的大小和地面性质。3.磨蚀作用当风速愈大地面愈干燥植被愈稀少组成地面的物质愈松散风沙流的沙含量愈多时风蚀作用就愈强。是指在风沙流动过程中所携带沙砾对地表岩石的冲击、摩擦使岩石发地表岩石遭受长期风蚀作用会形成各种特殊的风蚀物和风蚀地形，主要有：风棱石，蜂窝石，风蚀蘑菇石，风蚀洼地，风蚀谷，风蚀残丘等。甘肃酒泉的月牙湖随着风蚀作用的不断进行，风蚀洼地增大加深。当风蚀洼地切过地下潜水面时，地下水溢出在洼地内聚集形成风蚀湖，也可形成水草丰茂的绿洲，此时，风蚀作用趋于停止。地表岩石遭受长期风蚀作用会形成各种特殊的风蚀物和风蚀地形，主干旱区风的地质作用形成的地形示意图1-风蚀湖；2-风蚀蘑菇石；3-风蚀城；4-风蚀柱；5-蜂窝石；6-新月形沙丘；7-塔状沙丘；8-纵向沙垄；9-风成斜层理干旱区风的地质作用形成的地形示意图4.风的搬运作用风的搬运能力很小，当风速为4m/s,只能推动粒径为0.2~0.3mm的沙粒，12级大风才可能推动粒径为4~5mm的砾石。风的搬运量较大。在大尘暴时，1km3的空气中间可携带1000t尘土。如果这种尘暴覆盖几百平方公里面积，它能携带1亿多吨尘土，使全部农舍被埋没在尘土中。风的累积搬运量更为可观，如现代陆地上面积达几百平方公里的沙漠和近100万km2的风成黄土就是几百万年内风力搬运的产物。4.风的搬运作用风的搬运能力很小，当风速为4m/s,只能推碎屑物在风力作用下的运动方式分为悬移、跃移、蠕移（推移）三种。风的搬运作用有很强的分选性，导致戈壁，沙漠和黄土呈带状分布。风运物的磨圆作用较强，由于撞击频繁，沙粒表面常呈毛玻璃状。5.风的沉积作用当风沙流随风速的减弱，所携带的碎屑物由于重力作用逐渐沉积下来，形成风积物，并组成各种沉积地形，如沙滩、新月形沙丘等。碎屑物在风力作用下的运动方式分为悬移、跃移、蠕移（推移）三种风积作用的主要场所是气候干燥的亚热带高压区和内陆干燥盆地及其外围地区。风积物风成沙：为跃移物和蠕移物风成黄土：悬移的沉积物风积物①风长距离运动过程中与地面摩擦动能减小；②遇各种障碍物（树林、草丛、突起的地形等）的阻碍。造成风速减弱的原因有：风积作用的主要场所是气候干燥的亚热带高压区和内陆干燥盆地及其（1）分选性极好，大多数颗粒的直径为0.1~1mm；（2）磨圆度好、颗粒基本上无棱角，石英颗粒表面常呈毛玻璃状；（3）成分稳定，多由最稳定和最坚硬的石英等矿物颗粒组成，一般不含云母等片状矿物；（4）常具板状斜层理和风成交错层理；（5）较粗的沙粒表面常具有氧化膜，成分为氧化锰和氧化铁，俗称“沙漠漆”；（6)风成沙中一般不含生物遗体和遗迹。由外动力地质作用所形成的松散沉积物，经风蚀作用的反复改造，最终堆积下来的沙粒。风成沙的主要特征有：(一)风成沙（1）分选性极好，大多数颗粒的