地貌学与重力地貌-地貌学及第四纪地质学教程

第三章　风化与重力地貌

风化作用和重力作用是地貌和第四纪松散堆积物形成的重要营力。由于岩石不断受到风化和重力作用的破坏，为其他营力塑造地貌创造了前提，也为各种第四纪松散堆积物提供了物源。风化和重力作用还不断改变地表环境面貌，是造成地质灾害和地方性疾病的重要原因之一，风化作用也形成了一些有价值的矿产。

第一节　风化作用和风化壳

岩石和矿物在地表（或接近地表）环境中，受物理、化学和生物作用，发生体积破坏和化学成分变化的过程，称为风化作用。风化作用受气候、岩石成分、结构构造、植被、地形和时间等因素影响。

一、风化作用的类型

风化作用可以分为物理风化作用、化学风化作用和生物风化作用。

（一）物理风化作用

地表岩石由于温度变化和孔隙中水的冻融以及岩类的结晶而产生的机械崩解过程。它使岩石从比较完整固结的状态变为松散破碎的状态，使岩石的孔隙度和表面积增大。这种只引起岩石物理性质变化的风化作用称为物理风化或机械风化。主要表现如下。

1.温差作用

白天岩石在阳光照射下，表层首先升温，由于岩石是热的不良导体，热向岩石内部传递很慢，遂使岩石内外之间出现温差，各部分膨胀不同，形成与表面平行的风化裂隙。到了夜晚，白天吸收的太阳辐射热继续以缓慢速度向岩石内部传递，内部仍在缓慢地升温膨胀，而岩石表面却迅速散热降温、体积收缩，于是形成与表面垂直的径向裂隙，久而久之，这些风化裂隙日益扩大、增多，导致岩石层层剥落，最后崩解成碎块。岩石的崩解速度随气候区的昼夜温差变化幅度而变化。干旱区“早穿棉袄午穿纱”，昼夜温差可达几十摄氏度，岩石崩解的速度极快。温差作用是干旱区最主要的风化作用。

2.冰劈作用（冻融风化）

岩石孔隙中的水在结冰过程中体积膨胀9.2%，对周围产生的压力可达960～2 000kg/cm2，从而将岩石胀裂，反复融化与冻结，最终使岩石崩解。这种风化作用主要发生在高寒地区和高山地区，尤其温度在0℃上下波动的地区最为发育。

3.盐类的结晶和潮解作用

该作用主要发生在干旱和半干旱地区，岩石孔隙、裂隙中的含盐水溶液，由于浓度的变化而出现盐类结晶、潮解的反复交替。比如白天气温高，水分蒸发，盐类结晶；晚间气温低，盐类吸收大气或地下的水分而潮解，潮解后进一步渗入裂隙或孔隙中，明矾结晶时体积增大0.5%，对围岩产生40kg/cm2的压力，这样就如同冰劈作用一样使岩石受到破坏。

4.层裂或卸载作用

地壳深处的岩石，承受上覆岩石的重量而产生静压力，一旦由于某种原因而出露地表（构造变动、剥蚀作用、人工采石等），岩石就因卸载而向上或向外膨胀，使岩石产生一系列的平行和垂直地表的裂隙，促使岩石层层剥落与崩解。这种作用又称席理作用。

（二）化学风化作用

在地表或接近地表条件下，矿物和岩石在原地以化学反应的方式遭受破坏，不仅使矿物和岩石发生破碎崩解，而且物质成分也发生了改变，这种地质作用称化学风化作用。通常有以下几种方式。

1.溶解作用

岩石中可溶解物质被水带走，使岩石孔隙度增加，硬度减小而遭受破坏。在石灰岩分布地区，这种溶解作用经常会产生溶洞、溶穴等岩溶现象。

2.水化作用

地壳中一些矿物与水接触后和水发生化学反应，吸收一定量的水到矿物中形成含水矿物，这种作用称为水化作用。如硬石膏经水化作用形成石膏。

硬石膏形成石膏后，体积膨胀59%，从而对围岩产生巨大压力，加速岩石的破坏。在隧道施工中，这种压力甚至能引起支撑倾斜、衬砌开裂，应当引起足够的注意。

3.水解作用

地壳中的造岩矿物大部分为硅酸盐和铝硅酸盐类，属弱酸强碱盐，水中离解出的OH－离子与造岩矿物离解出的阳离子（如K＋、Na＋）结合成新矿物，从而使造岩矿物分解，此作用称水解作用。如钾长石遇水水解成高岭石和二氧化硅等。

钾长石水解形成的KOH呈真溶液随水流走，SiO2呈胶体状态流失，高岭石残留原地。在湿热气候条件下，高岭石可进一步水解形成铝土矿和SiO2，铝土矿富集可形成矿床。钾长石是花岗岩的主要矿物成分，可见再坚硬的岩石也难逃风化一劫。

4.碳酸化作用

溶于水中的CO2夺取矿物中的K＋、Na＋、Ca2＋等金属离子形成碳酸盐而随水迁移，使原矿物分解，这种作用称碳酸化作用。如钾长石碳酸化生成高岭石、SiO2和K2CO3。

斜长石亦可碳酸化和水解，而长石是岩浆岩中最主要的造岩矿物，因此都可以经化学作用再生成黏土矿物，使岩浆岩受到风化破坏。

5.氧化作用

氧化作用是指矿物中的低价元素与大气和水中的游离氧发生反应生成新矿物，使原来的矿物岩石遭受破坏的过程。

特别是多价金属元素在缺氧状态下形成的低价矿物，在地表高温状态下被氧化成新矿物，使原来的矿物、岩石遭受破坏。如黄铁矿（FeS2）被氧化成褐铁矿。

褐铁矿残留原地形成风化壳，称“铁帽”。由于地壳中铁的含量极高，只要有硫化矿床存在都会形成“铁帽”，因此“铁帽”是寻找硫化矿床的重要标志。氧化作用所产生的硫酸是一种强酸，会加快风化作用的进行。有机矿床（煤、石油等）也是在缺氧状态下形成的，因此其围岩常伴有黄铁矿等硫化矿物生成，极易发生氧化作用，所以水中的也是寻找地下有机矿床的标志之一。如果煤层或硫化矿床的顶、底板为碳酸盐时，出于硫酸的作用，岩溶会更发育，要谨慎开采，防止岩溶水产生矿井突水。

（三）生物风化作用

生物风化作用是指生物生长及活动对矿物、岩石的破坏作用，既有机械的，又有化学的。生物的机械破坏作用称生物物理风化作用，生物的化学破坏作用称生物化学风化作用。

生物物理风化作用是植物和动物对岩石的机械破坏。植物的机械破坏表现在两个方面：①种子的发芽长大对岩石产生压力使其破碎；②扎根在岩石裂缝中的植物根茎生长加粗使岩石裂隙扩大乃至破碎（称根劈作用），树根生长对于岩石的压力可达10～15kg/cm2，能使根深入岩石裂缝，劈开岩石。一些穴居动物如蚯蚓、蚂蚁，可以穿石翻土，人类的机械破坏则更为明显。

生物化学风化作用更为重要，主要表现为生物的新陈代谢及遗体腐烂，分解的产物引起岩石的化学离解。生物的新陈代谢表现在吸收岩石中的部分成分，同时分泌有机酸、碳酸、硝酸等物质促使矿物分解。如基岩上生长的蓝绿藻、苔藓、地衣等能分泌有机酸、CO2；菌类能利用空气中的氮制造硝酸等。生物死亡后，遗体腐烂形成腐殖质，同样对岩石起腐蚀、分解的破坏作用。

二、影响风化作用的因素

风化作用的影响因素可分为地质因素、气候因素、地形因素等。

（一）地质因素

地质因素包括岩石的矿物成分、结构、构造、产状，以及地质构造和构造运动的影响。

1.岩石的成分

在风化带中，各种造岩矿物对风化作用的抵抗能力明显不同。岩石的成分决定岩石的稳定程度，表现于矿物的稳定性和可溶性。自然界最不稳定的矿物为暗色矿物，如辉石、角闪石较易风化为绿泥石、蒙脱石、高岭石和褐铁矿、针铁矿等。稳定矿物中如有可溶成分，由于溶解作用而使岩石遭受破坏，如钙质、铁质胶结的砂砾岩。可溶成分占优势的岩石更易风化，如岩盐、石膏等。

2.岩石的结构

同一成分的岩石，结构不同抗风化能力就不同，岩石结构较疏松的易于风化，不等粒、粗粒易于风化。如粗粒花岗岩就比细粒花岗岩、流纹岩易风化；非晶质的石英比晶质的石英易于风化。

3.岩石的构造和产状

均匀块状构造的岩石抗风化能力较强，斑杂构造、条带状构造、片状构造的岩石，受温度影响易于沿接合面裂开，有利于水的渗透、循环而易于风化。水平产状的岩石不利于水循环，所以不利于风化作用的进行。倾斜岩层有利于水循环，从而有利于风化作用的进行。

4.地质构造

地质构造发育的岩石，其完整性受到破坏。破坏的岩石，其表面积扩大，有利于水循环和生物的进入，促进风化作用的进行。

5.构造运动

地形平坦，风化作用时间长，风化程度深，因此构造运动稳定区有利于风化作用的进行。古风化壳代表着构造运动的相对稳定。构造运动强烈地区有利于剥蚀－堆积作用的进行，但有些构造变动形成的构造形迹则有利于风化作用的进行，如背斜核部。断裂构造发育的地方，在适合的地形条件下，也有利于风化作用的进行。

（二）气候因素

气候是最重要的影响因素，它影响着温度、湿度、季节变化和生物发展，从而影响着风化作用的类型和强度。1967年，苏联地质学家斯特洛霍夫总结了一个子午线方向上的风化层剖面，由赤道向极地风化作用的类型、风化程度、风化带组合都按气候带而有序变化（图3－1）。

图3－1　风化作用与纬度的关系图

（据http://gzdl.cooco.net.cntestdetail/162002）
1.Fe2O3－A12O3带；2.铝土带；3.高岭石带；4.水云母－蒙脱石－贝得石带；5.角砾带；6.未风化带

热带气候温度高、降雨量大，地表水、地下水十分活跃，生物繁盛，所以风化作用类型齐全，风化强烈，尤其是化学风化和生物风化，风化程度可达百米乃至几百米，风化带发育完全，自地表向地下风化程度由深变浅，可分为Fe2O3－A12O3带、铝土带、高岭石带、水云母－蒙脱石－贝得石带和角砾带。

Fe2O3－A12O3带的风化作用最彻底。由富含Fe3＋、Al3＋的黏土矿物和SiO2凝胶组成，由于富含Fe3＋离子，颜色呈红色或砖红色，故又称砖红土带。一般认为是旱季和雨季交替变化造成的，雨季把盐类和SiO2大量淋滤掉，旱季Fe2O3和A12O3随毛细水上升至剖面上部，随水分的蒸发形成红色铁质硬壳。

铝土带为富含铝土矿的黏土带，铝土矿来源于高岭石的进一步风化水解。由于Fe的氢氧化物的不均匀分布，残积物常染有鲜黄色、红色、紫红色斑点。

高岭石带的风化矿物以高岭石为主，原岩中的石英尚能保存，由于铁铝矿物和SiO2的析出，颜色近于白色。

水云母－蒙脱石－贝得石带。由于富含弱风化矿物水云母、蒙脱石、贝得石等而得名，是以风化矿物高岭石为主的混合黏土带。母岩结构构造有残留，如果弱风化矿物完全风化为高岭石，母岩结构构造全部被破坏，就形成高岭石风化带。

角砾带为母岩的风化角砾，向下渐变过渡到母岩。这里化学风化作用很弱，但不同于以物理风化作用为主形成的角砾，由于地下水的活动，裂隙和角砾的空隙有黏土充填，状似泥质胶结的角砾，角砾表面也有风化。

在干旱荒漠半荒漠气候带，由于昼夜温差较大，物理风化盛行，形成角砾带，同时由于蒸发量远大于降水量，地下盐分被抽至地表形成盐油泥漠。

在湿冷气候区，物理风化、化学风化、生物风化并存，寒冷气候不能使生物残骸迅速分解，而是赋存于土壤之中，化学风化深度不大（仅数米），但物理风化可以很深，因而可形成高岭石带、水云母－蒙脱石－贝得石带和角砾带。

在极地和亚极地寒冷地区，以物理风化作用为主，化学风化极为微弱，形成角砾化带。

（三）地形因素

地势高度、地势起伏程度、山坡朝向不同，对风化作用的影响也不同。

地势高度影响气候的局部变化，在相对高程很大的中低纬度山区有明显的气候垂直分带，山脚气候炎热，山顶寒冷，植被特征各异，影响风化作用的类型和速度。一般高山区以物理风化为主，低山丘陵区、平原区以化学风化为主。

地势的陡缓影响到地下水位、植被发育及风化产物的保存，因而影响风化作用的进行。陡坡地下水位低，植被稀少，物理风化相对强烈，产物不易保留，未风化岩石不断暴露接受风化；缓坡平地化学风化和生物风化相对强烈，矿物分解彻底，风化产物残留原地，母岩被覆盖，不利于物理风化，最后形成大量黏土和残余矿床。

阳坡、阴坡的风化作用类型和强度也不同。阳坡日照时间长，湿度较高，植被较多，风化作用较强烈，以化学风化为主，阴坡以物理风化作用为主。

三、风化作用阶段及其产物

风化作用主要有物理风化和化学风化（包括生物化学风化）两种类型，在自然界，这两种风化往往同时进行，相互影响，互相促进。风化阶段是根据风化作用进行的强度和性质来划分的，不同风化作用阶段，物理风化与化学风化所起的作用不同，形成的产物也各具特点。

1.碎屑残积阶段及其产物

在风化的初期以物理风化为主。温差风化、冰劈作用、盐类结晶等，使岩石在原地发生体积崩解，形成残留于原地的从块砾到粉砂级岩屑，岩石化学成分基本不变，故称碎屑残积阶段。化学风化居次要地位，仅能形成少量的蛭石、伊利石、绿泥石等风化程度较低的黏土矿物。

2.钙质残积阶段及其产物

这一阶段是在物理风化作用的基础上发生化学风化作用的早期阶段。除卤族元素（I、F、Cl、Br）容易析出流失外，铝硅酸盐矿物中的K＋、Na＋、Ca2＋、Mg2＋等碱金属和碱土金属阳离子逐步被极化水分子溶液中的H＋离子置换，从矿物的晶格中析离出来，使溶液呈碱性反应。部分金属阳离子与溶液中的Cl－和 SO24－离子结合形成氯化物、碳酸盐和硫酸盐。氯化物（KCl、NaCl）易溶于水。呈离子状态，随水流失而迁离风化地。但地表形成的碳酸盐和硫酸盐难以溶解，以含钙矿物加方解石（CaCO3）、石膏（CaSO4·2H2O）形式残留在风化层中，使Ca相对富集。故称这一阶段为钙质残积阶段或富钙阶段。

3.硅铝残积阶段及其产物

在化学风化作用深入进行下，硅酸盐矿物晶体被破坏，部分硅和铝从矿物中析出，溶液呈酸性反应。二氧化硅溶于水中形成硅酸真溶液或胶体溶液。硅酸胶粒带负电荷，不易凝聚沉淀，部分随水流失。但若与带正电荷肢体（如氢氧化铁）相遇产生电性中和，肢体微粒发生凝聚沉淀，形成凝胶，堆积在原地。纯二氧化硅的含水凝胶称为蛋白石（SiO2·nH2O），它是含水非晶质胶体矿物。蛋白石在地表条件下，经过脱水转变为玉髓SiO2或粉末状二氧化硅（称粉石英）。

铝硅酸盐矿物分解出的另一部分硅和铝在地表结合形成各种黏土矿物。其化学通式为Al2O3·mSiO2·nH2O3随着水介质环境内弱碱性→酸性，在地表分别形成伊利石（水云母）、蒙脱石（胶岭石）与高岭石等黏土矿物。通常高岭石、蒙脱石形成于湿润气候条件，而伊利石则是较干冷气候条件下的产物。这一阶段通过硅酸和地表次生黏土矿物的形成，使硅、铝在风化碎屑中相对富集，故又称为富硅铝阶段或黏土形成阶段。

4.铁铝残积阶段及其产物

长时间的化学风化作用进行到最后阶段，不但硅酸盐矿物全部被分解，且上一阶段表生黏土矿物也可分解，可以迁移的元素均析出。风化碎屑中主要形成大量铁、铝和SiO2胶体矿物，主要有水铝石（铝土矿）（SiO2·nH2O）（或有Fe、Mn混入）、褐铁矿（Fe2O3·3H2O）、磁铁矿（Fe3O4）、针铁矿等。这些矿物在地表条件下稳定，并大量残留在原地，使风化产物中铁、铝相对富集，形成富含高价铁的黏土，即红土。故此阶段又称为富铁铝阶段或红土形成阶段。

在表3－1中，以花岗岩为例概括表示了岩石在化学风化不同阶段中的元素、矿物和产物等的基本特征，反映了风化作用的脱硅富铝过程。

表3－1　花岗岩在化学风化各阶段的基本特征表

注：据北京大学等，1978。

四、风化壳

地表岩石经受风化作用发生物理破坏和化学成分改变后，残留在原地的堆积物，称为残积物。具多层结构的残积物剖面称风化壳。残积物的主要特征如下。

（一）残积物岩性

残积物的岩性由原岩岩屑、残余矿物及地表新生矿物组成。

1.原岩岩屑

原岩岩屑包括岩块、角砾到粉砂级颗粒。风化越深，细粒越多，物理风化达到粉砂为止。颗粒在宏观和微观（电镜下）上都呈棱角状。树枝状自然金和硫化矿物的晶体及其连生体多保存完好，破坏程度比其在坡积物中轻微。

2.风化残余矿物

矿物按成分的抗风化能力，一般是氧化物＞硅酸盐＞碳酸盐和硫酸盐＞卤化物，矿物的生成环境与地表环境的差异越大，其抗风化能力越低。从矿物来看，常见造岩矿物的溶解度从大到小的顺序是：食盐、石膏、方解石、橄榄石、辉石、角闪石、滑石、蛇纹石、绿帘石、正长石、黑云母、白云母及石英。因此残积物中保存的风化残余矿物，以抗风化能力强和溶解度较小的矿物为主。具体残留情况与原岩、地表环境、矿物大小和遭受风化时间长短有关系。

3.地表新生矿物

地表新生矿物包括原生矿物风化过程的中间产物和最终产物，一般为在地表稳定或较稳定的次生含水氧化物，主要是黏土矿物和胶体矿物。主要硅酸岩造岩矿物在风化过程中的变化为：

钾长石→绢云母→水云母（伊利石）→高岭石

辉石、角闪石→绿泥石→水绿泥石→蒙脱石→多水高岭石→高岭石

黑云母→蛭石→蒙脱石→高岭石

白云母→伊利石→贝得石→蒙脱石→多水高岭石→变水高岭石→高岭石

石英（部分）→硅酸（胶体）→蛋白石→石髓→次生石英

在适宜气候条件下，高岭石可进一步分解为铝土矿（水铝石）；角闪石、黑云母还可分解成褐铁矿、针铁矿。一般来说，石英、高岭石、氧化铁和铝土矿是湿热气候条件下长期化学风化的最终稳定矿物。地表次生矿物除呈细脉状、皮壳状者外，大多难以肉眼识别，常要借助于矿物差热分析和X衍射分析等手段鉴别黏土矿物。

（二）残积物的结构构造

由于风化作用具有从地表往下（潜水面附近）随深度增加而减弱，近地表风化强烈，物质迁移流失多，原岩改变明显等特征，使残积物显示分层（带）现象，各层之间呈逐渐过渡状态，无明显分界，更无沉积层理。以典型的热带砖红土剖面为例，残积物一般分3部分（图3－2）。

图3－2　砖红土高岭石型风化壳构造示意图

（据桑采尔，1957）

1.全风化带

主要是原岩全风化为高价铁染红的黏土（图3－1从铁质铝土矿壳、砖红壤带到构造残积层亚带），通常以高岭石为主。按土层颜色的深浅、均匀程度、矿物和化学成分、结构、原岩残留的结构构造及氧化铁锰沉淀物形态等又可进一步详细分层。所谓构造残积亚带，即保存原岩结构、构造的风化黏土层（如保存原砾石外形的已风化成土的砾石），是风化残积物未经搬运的良好标志。

2.半风化基岩带（又称腐岩）

该带是地下水通过裂隙进入岩石一定深度，使岩石沿裂隙风化成泥质产物，裂隙间原生母岩的外观呈“块”“砾”状（图3－2之碎石角砾残积层带），仅“块”“砾”表面有轻度风化。

3.未风化基岩带

该带保存原岩岩性、结构、构造特征，但上部有从风化淋滤下来的碳酸盐、硫酸盐和硅质的渗滤物（图3－2之渗滤带），是次生富集矿形成地带。

（三）残积物厚度和产状

残积物一般保存在平坦分水岭和缓坡上。其顶部平坦，下界起伏不平，厚度变化大，产状极不规则，在破裂带和易风化岩层位置上风化壳厚度最大，产状也最复杂。在大型工程建筑中，往往要利用钻探和物探手段才能弄清楚软弱风化壳的厚度和产状变化规律，为工程处理提供基础资料。

五、风化壳类型

气候是影响风化作用的主要因素。不同气候下风化壳的类型、分层结构和厚度不同（图3－3）。

图3－3　各气候带风化壳发育情况示意图

（据Hamblin，1981，黎彤修改）
1.新鲜岩石；2.角砾带（化学变化少）；3.水云母－蒙脱石－贝得石带；4.高岭石带；5.铝土（Al2O3）带；6.Fe2O3＋Al2O3带

1.岩屑型风化壳

在寒冷的高纬、高山冻原带，以冻融风化为主，岩石物理风化速度较快，化学风化轻微，形成碎屑残积阶段型岩屑风化壳。它以岩屑为主，上部强烈风化成含砾砂土或细粒砂土，下部变为粗角砾，最下部过渡为风化裂隙发育的基岩。粒间混生少许低级风化矿物。

2.硅铝－碳酸盐（或硫酸盐）型风化壳

干旱区（荒漠）或温带半干旱区（草原），以温差（热胀冷缩）风化为主，岩石破碎成土状，化学风化早期析出的碱金属等元素与酸根结合，形成钙质残积阶段型风化壳。这种风化壳以含细角砾的细粒土为主，颗粒周围聚集薄膜状或分散状碳酸钙（方解石），或在表层聚集碳酸钙、石膏和卤化物（干旱区）。颜色呈灰黄—黄色，又称黄土状风化壳。分层不清楚，厚度不大。

3.硅铝黏土型风化壳

湿润气候条件下，以化学风化为主，形成硅铝残积阶段型风化壳。这一类风化壳以形成多种黏土矿物为特征，并形成少量次生氧化铁和氢氧化铁矿物。以高岭石矿物为主，蒙脱石次之，被高价铁染成红色剖面，称红色高岭石风化壳，分层不很清楚，若含氢氧化铁（褐铁矿）多时呈褐色、灰色。

4.砖红土风化壳

湿热气候条件下，化学风化较彻底，硅酸盐矿物全部分解，转变为以次生铁、铝矿物和高岭石黏土矿物为主的砖红土风化壳。化学元素析出后除部分易迁移元素（K、Na、Ca、Mg）流失外，Fe、Al及部分Si形成氧化物和含水氧化物（水铝石、赤铁矿、褐铁矿等），呈皮壳状、豆状、透镜状、似薄层状和分散状等方式沉淀在风化产物中，形成铁铝残积阶段型红土残积物。这一类风化壳因高价铁而呈红—砖红色，厚度几十米到百米，风化时间长（可达几十万年），分层清楚（图3－1）。SiO2含量从原岩的45%～50%降至1%～2%；A12O3、Fe2O3则从原岩的15%～20%增至80%～90%，反映明显的脱硅富铝特征。因湿热气候带旱季引起地下水面下降，毛细作用把A12O3和Fe2O3带到地表，常在顶部形成铁质铝土矿壳。

上述各种残积物除岩性结构特征不同外，＜0.001mm黏粒的硅－铝比（SiO2/A12O3）是其又一重要区别（表3－1）。

在相同气候条件下，基岩性质对残积物有重要影响。可溶性岩石（石灰岩、白云岩、大理岩、石膏及其他生物化学岩类等）风化时，钙质残积阶段较长，溶解物大部分被水介质搬运走，岩石中原有的黏土、铁、铝等杂质聚集成残积黏土层，通常经高价铁染红，称为赭土，它不同于完全由次生黏土组成的红土。花岗岩含有较多的硅铝，但含钙少，风化时可较快达到硅铝阶段，形成富含石英、高岭石的残积物，玄武岩含钙多，其富钙阶段比花岗岩长，残积物中含较多碳酸钙白色薄膜。橄榄岩等超基性岩含铁量高，在硅铝化阶段就能生成含褐铁矿、针铁矿和水赤铁矿的残积层。砂岩、片麻岩与花岗岩相似。页岩、板岩、千枚岩等缺乏钙质，一开始就进入硅铝阶段，形成黏土残积层。而石英岩抗化学风化能力极强，一般只受物理风化而形成石英砂。风化壳经受长期剥蚀之后，有时只留下半风化基岩或沿裂隙发育的“风化壳根部”。

第二节　土壤与古土壤

一、土壤

土壤是以各种风化产物或松散堆积物为母质层，经过生物化学作用为主的成土作用改造而成的。土壤具有植物生长所需有机质组分（腐殖质）和无机组分（N、P、K的化合物）、微量元素和水分与孔隙，这是土壤与风化残积物和松散堆积物的主要区别。土壤位于残积物顶部，呈灰—灰黑色，一般厚度为0.5～2.5m。土壤形成时间比风化壳形成时间短得多，大约只需200～500a。

1.土壤结构

土壤剖面呈现成层结构，自上而下为：

A层（腐殖层）。位于土壤顶部，颜色较深。植物分解产生大量腐殖质，在有机酸作用下，矿物被分解。以富含有机质（含量6%～12%，25%）为本层特征，具有团粒、孔隙和细小裂隙等土壤结构。

B层（淋溶层）。位于A层之下，颜色较浅。被分解物、微粒矿物和有机质在淋滤作用和淋溶作用（细小颗粒被下渗水流悬移过程）下，从本层往下移动，故本层几乎缺少腐殖质。

C层（淀积层）。位于土壤下部，由母质层组成，颜色和下伏成土母岩相近，但淀积从上部淋滤下来的成分（Ca2CO3、SiO2等），故称淀积层。本层以下为成土母岩。

土壤成层结构的发育状况，取决于土壤类型。

2.土壤类型

土壤类型主要取决于气候（决定水热条件）和植被（有机质来源），而植被的发育程度又受气候控制。因此，当气候条件发生变化时，土壤也会为适应新的气候条件而改变土壤类型，故土壤呈现可逆性变化，这是它与风化壳的重要区别。气候分布具有地带性，所以土壤的类型在地球上也呈地带性分布。如我国主要土壤类型的分布，就具有十分明显的地带性特征（表3－2）。

表3－2　气候类型与土壤类型及中国的土壤分布表

续表3－2

注：引自曹伯勋，1995。

二、古土壤

在地质时期形成的土壤称古土壤；因其往往被后期地层所埋藏，故又称埋藏土壤（也有的露出地表）。古土壤上层的腐殖层因遭冲刷、淋滤和炭化，不易保存下来。土壤被埋藏在地下以后，受到上覆地层的压力，导致土壤结构发生改变。而地下水的作用则使原来不含CaCO3的层也会沿裂隙形成次生CaCO3细脉或形成钙质皮壳等。古土壤的时代越老，上述各种次生变化程度就越深，越不易辨认。目前，只有形成于第四纪的古土壤才较有把握识别。

第四纪地层中的古土壤是通过与现代土壤结构对比，以及对古土壤层的颜色、岩性、化学成分、矿物成分、微结构、孢粉组合和黏土矿物等的综合研究确定的。第四纪黄土中古土壤发育较好，常由几个时代形成的古土壤组成古土壤系。以黄土中的褐土型古土壤为例，其结构虽有改变，但仍可分为两层（图3－4）：顶部黏化层，呈棕红色，黏性重，腐殖层往往不显著，含Fe2O3较高，极少CaCO3，孢粉中有木本植物花粉，高岭石矿物多，裂隙发育，相当于现代土壤的A层或AB层；其下为灰黄色淀积层（C层），聚集大量碳酸钙，形成大小不一、形态变化多样的钙质结核群，有时联结成板状。再往下为黄土（成土母岩）。古土壤形成在黄土区气候相对暖湿、氧化作用强、黄土沉积大量减少、植物生长较繁茂时期。土壤形成于地表。故埋藏土壤的起伏反映了古地形的变化（图3－5）。

图3－4　古土壤结构示意图

（引自杜恒俭等，1981）

图3－5　陕西铜川漆水河附近黄土中的古土壤层系图

（引自杜恒俭等，1981）
1.前第四纪岩石；2.埋藏土；3.离石黄土下部；4.午城黄土；5.离石黄土上部

第三节　重力地貌

地表物质受风化作用形成的碎屑物，在重力作用下，经块体运动产生的各种地貌，统称为重力地貌。以斜坡为代表，成为地表分布最广泛的地貌基本形态。有凸形坡、凹形坡、直线坡和复合（凸－凹形）坡（图3－6）。斜坡成因有侵蚀坡、剥蚀坡、堆积坡和人工截坡。斜坡受重力作用影响其稳定性，与工农业、交通、水利、建筑工程和地质灾害研究有密切联系。

图3－6　斜坡的形态类型图

（据曹伯勋，1995）(www.xing528.com)

一、斜坡重力作用及其分类

1.斜坡块体运动

斜坡上的岩体或松散土体，统称块体，块体在重力作用下沿斜坡往下运动的过程称块体运动，块体运动是引起斜坡不稳定的主要原因。块体运动取决于块体下滑力（T）与抗滑力（τ）之比，衡量斜坡稳定性用稳定系数（K）表示：

式中：θ为斜坡坡度；G为块体所受重力；N为斜坡所受压力；φ为块体内摩擦角，亦即块体处于极限平衡状态下临界坡角θ（在松散土体中，它等于颗粒休止角）；C为块体黏结力；A为块体与坡面接触面积（图3－7）。

图3－7　斜坡上块体的受力状态示意图

（据曹伯勋，1995）

K＞1时，块体稳定；K＝1时，块体处于极限平衡状态；K＜1时，块体不稳定。

若把式（3－1）中下滑力（T）改写成：

式中：ρ为土体密度；g为重力加速度；h为坡高；θ为斜度。

则从式（3－1）及式（3－2）可知斜坡上块体的稳定性取决于坡度（θ）、土体内摩擦角（φ）、土体黏结力（C）和坡高（h）诸因素。其中θ与φ的对比关系起重要作用。若θ＜φ，下滑力小，不管坡高如何，坡面总是比较稳定；θ＞φ则下滑力大（岩石坡内的层理和节理倾向与坡面倾向一致，且倾角达到并超过块体间内摩擦角时与此相似），斜坡不稳定，高坡尤其不稳定；θ＝φ斜坡处临界稳定状态。松散土体颗粒的φ角（休止角）值与颗粒的大小、形状和含水量有关（表3－3及表3－4），在粒径和粒形相同条件下，干土φ值较大，斜坡较稳定；湿土则φ值降低，斜坡转变为不稳定。尤其是由黏土岩类组成的斜坡（或泥质土体）含有大量蒙脱石、高岭石类亲水黏土矿物，在吸水饱和后极易发生滑动；黄蜡石和松动的破碎岩体也易于发生块体运动。此外，外部因素如河流侵蚀和淘蚀岸坡，大量降雨、地震、人工爆破和不合理的人为活动（如过度切坡、斜坡过度负重）等都会影响斜坡稳定，诱发地质灾害。

表3－3　常见岩屑的休止角表

注：引自曹伯勋，1995。

表3－4　含水量不同时泥沙的休止角表

注：引自曹伯勋，1995。

2.斜坡重力作用类型

按斜坡上块体运动方式、运动速度和灾害性质，斜坡重力作用分滚落、滑动和流动3种基本类型（表3－5）。

表3－5　斜坡重力作用分类表

注：引自曹伯勋，1995。

二、斜坡重力地貌

（一）崩塌

陡坡（＞50°）上的岩体或土体在重力作用下，突然发生急剧地向下崩落、滚落和翻转运动的过程，称为崩塌。发生在山地的大规模崩塌称山崩，在岸坡称塌岸，岩溶洞穴崩陷称塌陷，如土石体小称坍方，在冰雪中则称冰崩和雪崩。崩塌借助近地压缩空气滑行，速度很快，一般为5～200m/s，有时达到自由落体的速度。崩塌规模因地而异，其体积从小于1m3到几亿立方米。崩塌是一种局部的但较为严重的地质灾害。

崩塌的形成与发展和致灾过程，最初，陡坡岩（土）体由于近临空面释重应力产生与边坡平行的张性垂直裂隙，地下水侵入裂隙（包括岩石原有裂隙），使隙内风化加深，削弱岩（土）体与边坡联结力，长期风化使裂隙的宽和深与日俱增，终使岩（土）体处于临界稳定的危岩状态。一旦遭受地震、暴雨、融雪、人工不当截坡、爆破等触发，导致岩（土）体突然发生崩塌。崩塌摧毁建筑物、农田、森林、交通路线，堵塞江流，造成堰塞湖，并造成生命财产损失。

大规模岩坡崩塌发生在坡度大于50°或60°和坡高大于50m的断裂或裂隙发育的陡坡地段；松散堆积坡则需坡度大于颗粒休止角（＞45°），坡高大于45m的情况下才能发生大型崩塌。比上述坡高和坡度小的斜坡地段发生小规模崩塌。西北地区日、年温差变化较大，物理风化强烈；东北和青藏地区冻融作用强烈，都是崩塌多发区，主要发生在初冬和早春季节。

崩塌在陡坡上形成的圈椅状的剥蚀地貌，称崩塌陡坎（新的基岩陡坡壁）；坡下为崩塌堆积地貌（图3－8），称倒石堆。倒石堆沉积无分选，由巨大落石或巨砾与砸碎的角砾和岩粉混合堆积，岩块上有撞砸刻痕。

目前，国内较为知名的山崩地质遗迹有陕西西安翠华山、河南关山和福建政和蛙岩均已建设成为地质公园。

1.崩塌形成的条件和触发因素

1）形成条件

崩塌形成的主要条件有地貌、地质、气候等。

（1）地貌条件。一切具有有效临空面的天然和人工斜坡，坡脚下有河流（或海、湖浪）侵蚀或人工掏空地段的岩（土）体失去支撑极易发生滑坡。对于松散物组成的斜坡，坡度需大于碎屑物的休止角（比如碎屑物45°，黄土大于50°，坚硬岩石大于60°）。大型崩塌主要在深切的高山峡谷区，濒临海蚀崖、湖蚀崖的山坡等地貌部位。黄土也是一种容易崩塌的地貌形态，比如2009年山西吕梁山黄土崩塌事件有23人不幸遇难。

图3－8　崩塌地貌示意图

（据桑采尔，1957）
（a）平面图；（b）横剖面图。1.最初的山坡；2.崩塌壁；3.削平的沟底；4.崩塌岩块；5.崩塌时削平的岩石；6.崩塌堆积；7.基岩

（2）地质条件。地质条件主要包括岩性结构和构造，岩性结构疏松、破碎的岩石容易发生崩塌。岩层结构主要包括断层面、节理面、层面、片理面等及其组合方式，当岩层层面或解理面的倾向与坡向一致，倾角较大，又有临空面的情况下，最容易发生崩塌。

（3）气候条件。气候可使岩石风化破碎，加快坡地崩塌。在日温差、年温差较大的干旱和半干旱地区，强烈的物理风化作用促使岩石风化破碎，以至产生崩塌。此外，崩塌也常发生在降雨季节。例如，2010年泸州玄滩镇发生山体崩塌事件，由于受近期持续降雨的影响，导致砂泥岩岩层饱水，顺结构面下滑塌，滑塌体致旁边砖厂修建厂棚的木工被掩埋。

2）触发因素

崩塌的主要触发因素有暴雨、强烈的融冰化雪、爆破、地震及不当的人类活动等。

暴雨增加岩体负荷，破坏了岩体结构，软化了黏土夹层，减低了岩体之间的联结力，加大下滑力并使上覆岩体失去支撑而引起崩塌。

地震及不适当的大爆破施工破坏了岩体结构，加大下滑力，能使原来不具备崩塌条件的山坡发生崩塌。比如陕西翠华山的山崩遗迹就与古地震有关（表3－6）；2008年的汶川特大地震，在汶川县境内形成了数百处崩塌和滑坡，其中草坡乡的崩塌面积占该乡总面积的35%，北川县的唐家山崩滑体阻塞形成面积达3.3km2的堰塞湖。

表3－6　陕西翠华山、福建政和蛙岩崩塌地质遗迹对比表

人类活动，如在山区进行工程建设时，不顾及地形地质条件，任意开挖、过分开挖边坡坡脚，改变了斜坡外形，使上部岩体失去支撑产生大规模崩塌。

2.崩塌的分类

崩塌的分类标准不同，类型也不同。从坡地物质组成角度可分为崩积物崩塌、表层风化物崩塌、沉积物崩塌、基岩崩塌；从崩塌诱发因素角度可分为暴雨崩塌、地震崩塌、冲蚀崩塌、侵蚀崩塌、冻融崩塌、开挖崩塌；从崩塌规模大小角度分为山崩（≥1 000m3）、大型崩塌（100～1 000m3）、中型崩塌（10～100m3）、小型崩塌（1～10m3）、崩塌（≤1m3）；从崩塌体移动方式可分为散落型崩塌、滑动型崩塌、流动型崩塌。

近年来，崩塌地质灾害已被人们重视，因此各种治理措施也不断采用，主要有锚固法、排水法、SPDER主动防护网系统技术、静态爆破技术等。

（二）错落

错落是岩体沿陡坡、陡崖上平行发育的一些近于垂直（45°～70°）的破裂面（断裂、节理密集带和交叉带）发生整体下坐位移，其垂直位移大于水平位移，移动岩体基本上保持原岩结构和产状（图3－9）。由于其形成过程和形态更接近于滑坡，一般都将其归入滑坡一类。我国铁道交通部门则把它单独划分为一种类型。

图3－9　错落示意图

（据北京大学等，1978）

错落与崩塌区别在于错落岩体是沿一定近垂直的滑动面整体下坐，而无破碎和翻滚，基部有挤压现象，有时坡顶坡度相当平缓（＜40°）。错落也构成严重灾害。

（三）撒落和倒石锥堆积物

撒落是山坡上的风化碎石在重力作用下，长期不断往坡下坠落的现象。撒落常大面积发生在坡度30°～50°的斜坡上（图3－10），对斜坡改造起重要作用，但不造成重大灾害。撒落作用形成的剥蚀地貌，称剥蚀坡。

图3－10　倒石堆形态结构示意图

（据桑采尔，1957）

倒石锥是撒落的堆积地貌。呈上尖下圆锥状，锥面坡角约30°，与砂砾（或倾倒废石堆）的天然休止角相当。有时成倒石锥群贴在陡坡下或坡麓地带。倒石锥堆积物有一定分选和岩性变化：碎石撒落时大砾随惯性远移到坡脚下，细砾滞留在坡上，细土充填空隙，显示下粗上细的粗略分选。受季节变化和物理风化的影响，也反应在粒径大小上，倒石锥沉积最厚在斜坡由陡变缓处。正在形成发展中的倒石锥，表面碎石新鲜裸露；停止发展时表面丛生植被，沉积物被风化或被钙质胶结。

（四）滑坡

斜坡上岩体或土体在重力作用及水的参与下，沿着一定的滑动面或滑动带作整体下滑的现象称滑坡，又称地滑、走山、垮山、土溜，是一种重要的地质灾害。滑坡体一般为缓慢地、长期地、间歇性地向下坡下滑动，它可延续几年、几十年甚至上百年。有的滑坡开始运动缓慢，以后突然变快，变成巨大灾害。

1.滑坡地貌和滑坡微地貌

滑坡有许多地貌特征，如滑坡体、滑坡面、滑坡壁、滑坡裂隙、滑坡阶地和滑坡鼓丘等（图3－11）。

图3－11　滑坡形态结构示意图

（据吴正，2013，修改）
1.滑坡壁；2.滑坡湖；3.第一滑坡台阶；4.第二滑坡台阶；5.醉汉林；6.滑坡舌凹地；7.滑坡鼓丘和鼓胀裂缝；8.羽状裂缝；9.滑动面；10.滑坡体；11.滑坡泉

1）滑坡要素

（1）滑坡体。即斜坡上沿弧面滑动的块体。滑坡体的平面呈舌状，它的体积不一，最大可达数立方千米。滑坡体上的树木，因滑坡体旋转滑动而歪斜，这种歪斜的树木称为醉汉树。如果滑坡形成的时间很长，歪斜的树干又慢慢长成弯曲形，叫做马刀树。

（2）滑坡面。即滑坡体与斜坡主体之间的滑动界面。滑动面大多是弧形，滑动面上往往有滑坡移动时留下的磨光面和擦痕，在紧邻滑动面两侧土体中可见到拖曳构造现象。

（3）滑床。在滑动面之下，支持滑体而本身未经移动的斜坡组成部分称为滑床，又叫滑坡基座。滑坡体与滑床之间在平面上的分界线，即在平面上所圈定的滑动面范围称为滑坡周界。

2）滑坡微地貌

（1）滑坡壁。指滑坡体向下滑动时，在斜坡顶部形成的陡壁。滑坡壁，又称为破裂缝，它的相对高度表示垂直下滑的距离。滑坡壁的平面呈弧形线。

（2）滑坡阶地。指滑坡体滑动时，由于各种岩、土体滑动速度差异，在滑坡体表面形成台阶状的错落台阶。如果有好几个滑动面，则可形成多级滑坡阶地。

（3）滑坡鼓丘。指滑坡体前缘因受阻力而隆起的小丘。其内部常见到由滑坡推挤而成的一些小型褶皱或逆冲断层。由于在滑坡体的前端形成了突起的小丘，滑坡体的中部相对低洼的部位，能积水成湖，又称滑坡洼地。

（4）滑坡裂隙。指滑坡活动时在滑体及其边缘所产生的一系列裂缝。主要有以下几类：

①环状拉张裂隙。位于滑坡体上（后）部多呈弧形展布者。这种裂隙多是因滑坡体将要下滑或下滑过程中的拉张作用形成的，故它的出现是将要形成滑坡的预兆。

②平行剪切裂隙。位于滑体中部两侧，滑动体与不滑动体分界处者。是滑坡体在滑动时，不同部位滑坡体滑动速度不同形成的。

③羽状裂隙。在滑坡体的两侧边缘，由剪切裂隙派生一些平行的拉张裂隙和挤压裂隙，它们与剪切裂隙斜交，形如羽状叫羽状裂隙。

④滑坡鼓丘部位的张裂隙和挤压裂隙。当滑坡鼓丘隆起时，顶部拉张作用形成拉张裂隙；如滑坡体前部受阻但仍有强大的挤压作用时，滑坡鼓丘部位就产生很强的挤压作用，形成一些挤压裂隙。这些拉张裂隙和挤压裂隙的方向是一致的，它们和滑坡的滑动方向垂直。

⑤滑坡前端放射状裂隙。滑坡前端因滑坡体向外围扩散而形成一些张性或张剪性放射状裂隙。

⑥扇状裂隙。位于滑坡体中前部，尤其在滑舌部位呈放射状展布者。

以上滑坡诸要素只有在发育完全的新生滑坡才同时具备，并非任何滑坡都具有。

3）滑坡的鉴别

滑坡的各种鉴别特征。年轻的滑坡特征清楚易识，老滑坡的许多特征均已消失，但从斜坡上“人”形冲沟系和其下坡状起伏丘地仍可辨认。多期滑坡地段则明显或不明显的滑坡标志杂染并存，在这种情况下，要划分出不同时期的滑坡。

2.滑坡的形成条件及发展阶段

1）滑坡的形成条件

滑坡形成的条件可分为内部条件和外部条件。内部条件主要受地质、地形（地形坡度、坡型、地层岩性、地质构造等）影响；外部条件是滑坡形成的诱因，当内部条件满足时，在某种外因的激发下，就会发生滑坡，滑坡形成的外部条件主要有降水、流水、地震及一些人为因素。

（1）岩性和构造因素。滑坡易产生于含有黏土夹层的松散堆积层（如页岩、石灰岩、千枚岩、片岩和泥灰岩等），其共同特点：岩性软弱，亲水性和可塑性强，黏性小，遇水容易软化，减少抗滑力矩，而且其片状构造或层状构造易演化成滑动面；滑坡多沿着斜坡内的地质软弱面（断层面、节理面、裂隙面、不整合面等）滑动。尤其当岩层倾角与坡地倾向一致，而岩层倾角小于斜坡坡度时更易形成滑坡（图3－12）。例如，金沙江断裂带、安宁河断裂带、小江断裂带、波密易贡断裂带等，成为我国滑坡、泥石流最发育的地区。

图3－12　滑坡滑动面与地质构造关系图

（引自原北京地质学院，1959）
（a）含水底板；（b）黏土层；（c）断裂与节理面；（d）不整合面；（e）风化裂隙与节理；（f）黄土节理；（g）残、坡积层底部

（2）地形地貌因素。只有处于一定的地貌部位，具备一定坡度的斜坡，才可能发生滑坡。一般江、河、湖（水库）、海、沟的斜坡，前缘开阔的山坡、铁路、公路和工程建筑物的边坡等都是易发生滑坡的地貌部位。而且易于滑坡形成的地形坡度多为10°～35°，尤其以20°～35°的坡度最有利。

（3）气候和水分因素。雨季大量地表和地下水渗入滑体和滑坡面，前者加重土体负荷，后者削弱岩（土）体抗滑力并增加滑动面润滑作用，易于引发滑坡，固有“大雨大滑，小雨小滑”之说。发生于2013年3月29的西藏拉萨滑坡灾害，主要受春季变暖山体的热胀冷缩和多雨雪天气影响，冰川碎石松动下滑，形成的塌方长3km、塌方量200余万立方米，掩埋了83人。

（4）地震因素。地震强烈的水平和垂直交替振动作用使斜坡土石的内部结构发生破坏与变化，原有的结构面张裂、松弛，降低抗滑摩擦阻力，增大下滑力。另外，多次余震的反复振动冲击，斜坡土石体就更容易发生变形，最后就会发展成滑坡。地震区的滑坡分布主要集中在Ⅵ度以上烈度区。2012年云南、贵州交界地区发生5.7级地震，引发了山体滑坡，造成43人遇难。

（5）人为因素。主要表现在挖掘、堆积、排水、蓄水以及爆破和战争。挖掘使边坡变陡等于减少抗滑力矩，堆积增加斜坡负荷和抗滑动力矩，水库蓄水使库区地下水位升高，人工爆破和战争的巨大爆破力促使岩土体滑动。

2）滑坡的发展阶段

滑坡的发展大致可分为3个阶段，即蠕动变形阶段、滑动阶段和停息阶段。

（1）蠕动变形阶段。斜坡上岩（土）体的平衡状况受到破坏后，产生塑性变形，有些部位因滑坡阻力小于滑坡动力而产生微小滑动。随着变形的发展，斜坡上开始出现拉张裂隙。裂隙形成后，地表水下渗加强，变形进一步发展，滑坡两侧相继出现剪切裂隙，滑动面逐渐形成（图3－13）。

图3－13　滑动阶段变形示意图

（据曹伯勋，1995）
（a）蠕动挤压阶段变形；（b）滑动阶段变形

（2）滑动阶段。在上一阶之后可能几天、几周或几年不等，才进入滑动阶段。首先蠕动区的后上部（牵引或主动滑坡段）在重力牵引下形成滑动面（此时从滑坡中流出浑浊水流），向前下部（推动或被动滑坡段）抗滑力不断减少并出现新的滑动面。当上、下部滑动面同时滑动且后部与边部裂隙贯通时，滑坡即进入滑动阶段。滑动时牵引滑坡段因失去后缘支撑呈阶梯状下落，形成完整的或不完整的阶梯状滑坡；后缘出现一系列张性裂隙。被动滑坡段则形成一系列小型逆冲断裂和褶皱，滑坡前部被推挤成滑坡丘，洼地可积成小湖泊，复杂地滑构造示意图如图3－14所示。这一阶段中的速滑时期，滑动速度可达每分钟数米到数十米，甚至每秒几十米，但一般是速滑与稳定交替出现。滑动后的块状和变形碎石土层构成滑坡堆积物，具有小型褶皱断裂构造。

图3－14　复杂地滑构造示意图

（据桑采尔，1957）

（3）稳定阶段。稳定阶段是滑坡体不断受阻，能量消耗，滑坡体趋于稳定。滑坡停息以后，滑坡体在自重作用下，一些曾滑动的松散土石逐渐压实，地表裂隙逐渐闭合，滑坡壁因崩塌而变缓，甚至生长植物，滑动时一些东倒西歪的树木又恢复正常生长，形成许多弯曲的马刀树。

滑坡稳定后，如再遇到特强的触发因素，又能重新滑动。地震触发的滑坡在较短时期可以形成较大的滑坡体，没有蠕动阶段。

3）滑坡的类型

滑坡的类型很多，分类方法也多种多样（表3－7）。但不外乎两种：一是单因素分类法；二是多因素复合分类法，即两个或两个以上的因素联合起来分类，如饱和黄土滑坡。

表3－7　滑坡类型分类表

注：据吴正、杨景春、曹伯勋等修改整理。

（五）泥流

泥流是斜坡上的厚层风化土石（或黄土、红土）被水浸润饱和后，在重力作用下，往斜坡下缓慢（有时迅速）流动的现象。在热带和温带，泥流多发生在暴雨中心区，并随暴雨中心转移而改变。斜坡在20°～40°之间适合泥流发育，有时大片发生，称热带（或温带）泥流。坡度大于40°时水易流失，土层不易浸润饱和，不利于泥流形成。泥流在坡下构成局部泥流阶地，易与冲积阶地混淆。泥流堆积物主要是泥土与碎石混杂堆积，无分选和层理。流入沟谷的泥流是稀性泥石流的重要物源。在寒冷气候区，甚至在小于20°的斜坡上，由于冻土融化，碎石上土层被水浸润饱和，也会发生泥流，称融冻泥流，常在斜坡上形成大片小型舌状泥流阶地群。

泥流的形成需要3个基本条件：①有陡峭便于集水集物的适当地形；②失稳的大量松散岩体物质（固体碎屑）；③短期内突然性的大量流水来源。

对泥流进行分类，可以从不同的方面去认识泥流，然后把各种分类综合起来进行分析，从而全面地认识泥流，为有效防治泥流提供科学依据。

泥流主要有以下5种类型：①碎屑流：较粗的颗粒占优势，泥流阶地前缘陡坎坡度较缓；②土溜：粉土物质占优势的泥流；③软泥流：黏土物质占优势的泥流；④火山泥流：火山碎屑形成的泥流，颗粒可粗可细；⑤冻土泥流：在永久冻土区，解冻季节活动层融化形成的泥流，颗粒可粗可细。

（六）土层蠕动

斜坡上的表层岩屑，受温差或冻胀影响，在重力作用下发生顺坡缓慢移动的现象，称土层蠕动（或土爬）。其运动速度每年几毫米到几十厘米，但长期积累，也会引起墙、栅电杆歪斜和因石块下滑而引起建筑物破坏。

土层蠕动是通过个别岩屑的运动体现的。以颗粒受冻融作用为例［图3－15（b）］，当地面含水岩屑冻结膨胀时，颗粒从a1垂直地面被上举到位置a2，解冻时颗粒受重力作用下落到a3的位置（不会回到a1的位置），于是使颗粒顺坡往下移动一小段距离。地表长期的冻结和融化交替，使土石层呈现往坡下逐渐移动，且运动颗粒位移量随深度加大而减小［图3－15（a）］，其结果发生表土蠕动。在干湿气候条件下，颗粒受热膨胀时，彼此挤压，往坡下移动位移大于往坡上的；遇冷收缩时，形成空隙，在重力作用下，岩屑也会往坡下移动，如此反复进行，同样产生表土蠕动。在坡度大于20°、小于30°的斜坡上，含水土石易于发生土爬，大于30°的斜坡水分易流失，不易发生土爬。由于土爬可使基岩田头发生弯曲变形，使斜坡上的基岩田头发生向坡下弯曲的假构造现象。

图3－15　土层蠕动

（据曹伯勋，1995）
（a）土层蠕动时，上部岩屑混合（A），下部岩层弯曲（B）；（b）表示冻融时颗粒往坡下移动过程

根据蠕动的规模和性质，可以将其分为两大类型：疏松碎屑物的蠕动和岩层蠕动。

1.疏松碎屑蠕动（土屑或岩屑蠕动）

斜坡上松散碎屑或表层土粒，由于冷热、干湿变化而引起体积胀缩，并在重力作用下常常发生缓慢的顺坡向下移动。

引起松散土粒和岩屑蠕动的主要因素有：①较强的温差变化和干湿变化（包括冻融过程，这是寒冷地区引起岩土屑的主因）；②一定的黏土含量，碎屑中黏土含量越多，蠕动现象越明显；③一定的坡度，在25°～30°的坡地上最明显。除此之外，蠕动还受到植物的摇动、动物践踏以及人类活动等因素的影响。

2.基岩岩层蠕动

暴露于地表的岩层在重力作用下也发生缓慢的蠕动。蠕动的结果使岩层上部及其风化碎屑层顺坡向下呈弧形弯曲，但并不扰乱岩层层序。

引起岩层蠕动的原因：在湿热地区主要由于干湿和温差变化造成，在寒冷地区是由冻融作用所致。岩溶蠕动多发生在坡度较陡（35°～45°）、由柔性层状岩石如千枚岩组成的山坡上，有时在刚性岩层如薄层状石英岩、石英质灰岩等组成的山坡上也会发生。

第四节　风化、重力地貌的近代研究

一、坡地发育与山麓剖蚀面

坡地的形态是多种多样的，如直线坡、凸形坡、凹形坡以及各种形态组成的复式坡。坡地的形状是坡地发展阶段的产物。坡地的发展除与坡地岩石属性有关之外，还要受到内、外地质作用的控制。外力地质作用起削弱地势起伏的作用，内力地质作用起增加地势起伏的作用。若内力地质作用超过外力地质作用，则坡地向正的方向发展，坡顶增高，坡度变陡。如果外力地质作用速度超过内力地质作用的速度，则坡地高度降低，斜坡后退。

坡地的后退发展有两种基本模式，分别是坡地蚀退说（Penck W）和坡地蚀低说（Davis W M）。

坡地蚀退说认为，在坡地后退过程中其上段保持原有斜坡的坡度平行后退，而下部由于接近侵蚀基准面，堆积物不能被完全搬运，斜坡加长，坡度变小，形成新的凹形坡。待凹形坡在坡顶相交时，坡顶开始降低。在干旱地区，山坡后退的速度是很快的，停留在坡麓的碎屑被洪流和风带走，在山麓地带形成平缓的基岩坡面，称山麓剥蚀面。山麓剥蚀面扩大联合形成广泛的剥蚀平原。孤立的未被剥蚀夷平的残留高地称岛状山。

坡地蚀低说认为坡顶风化剥蚀很快，呈凸形，斜坡的中部表现为斜坡的后退，而斜坡下部很快被拉长呈下凹形，形成上凸下凹形坡。随着分水高地的不断降低，形成高起伏平原，Davis称其为准平原。

事实上，斜坡的发展是一个极为复杂的过程，它受构造运动、气候、岩性、地质条件和人类活动等因素的影响，从而形成各种不同类型的斜坡。

二、风化、重力地貌研究的实际意义

1.地灾与环境

斜坡上不同性质和危害程度的重力作用造成不同的地质灾害，片流对水土流失影响深远，崩塌对工程交通影响最大。我国24.4%的地区有发生崩滑的危险，西部多于东部。主要河流及其支流（如长江支流乌江）的峡谷段是崩、滑地灾的高发区，由于崩、滑发生常导致航道狭缩，甚至堵塞，给航运交通造成重大的经济损失。一些大型水库、水坝岸坡危岩和潜在崩滑对其威胁很大，巨大的崩、滑很可能危及库坝安全，造成水库淤塞，引发突发洪灾。对坡地重力作用类型、成因、发生发展和诱发条件的研究，与定位测量和治理相结合，可以把地灾损失减少到最小程度。如1985年6月12日湖北西陵峡新滩镇发生了3×106m3大规模崩滑，由于预报及时，损失轻微。长江三峡地区的黄腊石滑坡和链子崖危岩是中国境内最大的崩滑整治工程，前者已挖水沟12条，总长6 800多米；后者拟通过深部锚固、采空区回填及地表喷锚、排水、减载、支挡、拦石坝和抗滑链等手段防止近3×106m3的危岩崩塌。

风化作用在剥蚀区使有益于人体的微量元素易于流失（如I、B、Se、Cu等），而有害于人体的某些元素（如Al、Mn、F、As、Pb等）易于聚集在风化物中或转移到水、植物和土壤中，以及堆积区某些有害元素的过量沉积，都会造成地方性疾病，如缺碘病、克山病（缺Se）和牙病等。此外，风化作用对古建筑和石雕文物的破坏也很严重，研究物理、化学和生物风化对保护文物有重要的价值。

2.矿产资源

风化作用在原生矿体表部有利条件下可以形成中、小型风化残积矿、风化残余矿或风化淋滤矿床（如金、铂、钴、镍、铜及铀矿等）。这一类风化矿中矿物晶体或矿物与脉石的连生体由于未经搬运破坏而占有较高比例。风化矿平面形状与下伏原生矿形状相似，但范围可大于（高地上）或小于（低洼地）原生矿，品位降低与原生矿有关。一般产于地形平缓坡地或夷平面上。

坡积砂矿（砂金、锡石等）由于经片流或流水短程搬运和含矿岩屑再风化，使有用矿物受到破坏和沉积，多聚集在坡积物下部基岩低洼处，平面上坡积砂矿则与原生矿在斜坡上的露头和坡形有关，多呈扇形、梯形分布。由于搬运磨损，坡积砂矿有用矿物晶体和矿物连生体数量少于残积砂矿。一般多为小型砂矿。残积砂矿、坡积砂矿或残坡积砂矿均可以作为找原生矿标志，也可为冲积砂矿提供矿源。

岩石的差异风化作用可以形成规模不等的风化景观，亦为有价值的旅游资源。

思考题

一、名词解释

重力地貌；残积物；风化壳；风化作用；残积物；土壤；古土壤；滑坡；泥流；蠕动；倒石锥；成土作用；错落；撒落；泥流；坡积物。

二、简答与论述

1.简述风化作用类型及特征。

2.简述风化壳的类型、特征及其与古气候的关系。

3.简述残积物的类型及特征。

4.试对比物理风化、化学风化和生物风化三者的主要异同。

5.试述土壤结构及古土壤特征。

6.试述古土壤的气候学意义。

7.试对比土壤与风化壳的区别。

8.试述重力地貌类型及其形成条件。

9.崩塌地貌是怎么形成的？有哪些特征？

10.试述滑坡的成因及其地貌标志。

11.试述风化作用的地质、地貌意义。