这篇文章给大家聊聊关于地形和堆积物，以及堆积物对应的知识点，希望对各位有所帮助，不要忘了收藏本站哦。

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岩溶堆积物是指与岩溶作用有关的各种堆积物的总称。岩溶堆积物比较复杂，既有地表堆积物，也有地下堆积物;既有化学堆积物，也有机械堆积物;既有无机堆积物，也有有机堆积物。下面按地表堆积物和地下堆积物述之。

1.地表岩溶堆积物

分布在地表的岩溶堆积物主要有蚀余红土和泉华堆积。

蚀余红土(亦称“赭土”)(ocher)是指在灰岩地区，地表碳酸盐岩被溶蚀后所残留下来的富含 Fe2O3和 Al2O3的红色粘土。在热带、亚热带的岩溶作用地区，赭土分布广泛，常覆盖在溶蚀洼地、岩溶平原的底部，或充填于岩溶裂隙及通道之中;若溶蚀作用强烈，赭土为均质的红色粘土，若溶蚀作用不彻底，有时含尚未被溶蚀的灰岩角砾。在古岩溶面上，赭土的堆积可形成铝土矿，如华北地区下奥陶统与中石炭统之间平行不整合面上的铝土矿就属此种类型。

泉华堆积物(sinterite)是指地下水流出地表后，在出口处附近将溶解于地下水中的碳酸钙、二氧化硅沉淀形成的堆积物。泉华堆积物一般疏松多孔，成层性好，可见清晰的层理;若堆积物为钙质的，称为钙华(travertine)，若堆积物为硅质的，称为硅华(siliceous sinter orgeyserite)。泉华堆积在温泉地区比较常见。

2.地下岩溶堆积物

地下岩溶堆积物主要堆积在溶洞、暗河、裂隙中，其中溶洞是最主要的地下岩溶堆积场所。地下岩溶堆积物的成因多样，种类复杂，主要的类型有:化学沉积物、重力堆积物、暗河沉积物、暗湖沉积物、生物化石以及人类文化堆积物。

洞穴化学沉积物洞穴化学沉积物主要是指在洞穴中从地下水中沉淀出来的碳酸钙物质。它们既可以沉淀在洞顶，也可以堆积在洞底，还可以沉积在洞壁，并构成多种地貌形态，如石钟乳、石笋、石柱、石幔、石花、石珊瑚、边石等。化学沉积物中主要次生矿物是方解石，有时含文石、白云石、石英、重晶石、菱铁矿、月奶石等。洞内的化学沉积也受地表水环境、气候环境、地下环境等因素的影响，不同时期沉积形成的化学沉积物具有不同的特点及沉积纹层，如颜色不同、矿物结晶程度不同、矿物成分不同、结构不同、纹层的厚度不同等，因此详细研究沉积纹层中的矿物成分有助于了解洞穴发育的年代及环境。在既有化学沉积，也有碎屑沉积的洞穴中，常在碎屑沉积中夹有碳酸钙沉积，形成钙板层(travertine bed)。在洞穴的碎屑沉积中，钙板层是重要的环境标志，如在洞穴的重力堆积物中所夹的钙板层可指示当时为温暖湿润的气候。

洞穴或裂隙重力堆积物是指由重力崩塌作用在洞穴或裂隙中形成的碎屑堆积物，为洞穴或裂隙中常见的堆积物。灰岩角砾来自洞顶、洞壁、洞口的崩塌，没有磨圆和分选，为棱角状，大小不一，为架堆式堆积，角砾间为细角砾、粘土、砂充填，常为钙质胶结，堆积物显得坚硬。有时在堆积物中夹钙板层。

暗河沉积物是指暗河系统沉积形成的物质。暗河沉积物除含有大量再搬运的洞内崩积岩块和溶蚀残余粘土外，还含有洞外的砾石和砂土，当暗河与地表河流相通时就更明显。暗河沉积物和地表河流冲积物的区别不仅在于其含有大量洞穴物质，多被钙质胶结，还由于它是管道水流，不能自由发展，也常缺乏洪水期和枯水期的交替，所以没有二元结构(缺失河漫滩相沉积)，也不能塑造各种典型的河流地貌形态。砾石具有明显的叠瓦状排列，砂质沉积物发育斜层理。

暗湖沉积物地下湖沉积物细，多系暗河、落水洞或溶蚀漏斗携来的粘土和亚砂土，具细微层理，没有季节性的色带和季纹泥，同时还有较多的洞内崩积岩屑和岩块。

生物化石及人类文化遗存堆积出露地表的洞穴是动物及古人类生活居住的重要场所，而且洞穴和裂隙又是周边物质(生物遗体)聚积和保存的良好地方，因此在国内外的岩溶洞穴或裂隙堆积物中常富含有哺乳动物化石。在一些洞穴中还保存有人类化石和文化遗存，如在北京周口店的龙骨山，发现了多个岩溶洞穴或裂隙，其中猿人洞(第 1地点)，不仅“北京人”化石和文化遗存丰富，而且哺乳动物化石种类也很多。保存在洞穴堆积物中的哺乳动物化石基本上是原地留存或经短距离搬运，因此化石多数比较完整，甚至会保存完整的骨架，具有重要的科学研究价值。古人类化石多保存在洞穴堆积物的中下部，在干洞环境下形成的堆积物中古人类化石和文化遗存常比流水环境下形成的沉积物中丰富。在洞穴沉积物研究中，特别应注意动物化石和古人类化石及文化遗存的寻找和保护。

地下洞穴各种成因类型的沉积物在剖面上交替出现，不同的成因类型代表了不同的形成环境，可指示环境变迁。化学沉积(石钟乳层、钙板层)指示温暖湿润的古气候，地下水和地表水都比较丰富;角砾石层反映干冷的古气候。洞穴沉积物的岩性特征，化学沉积物的碳、氧同位素构成，以及所含的动物化石，都能反映古环境特点，因此洞穴沉积物可为古环境研究提供丰富的信息。

（一）崩塌地形及崩积物

崩塌地形和崩积物，是陡峭山坡上部岩石在剧烈的风化、剥蚀、地震和构造运动以及河水或海水掏蚀岸坡等因素影响下，使岩体本身的稳定性失去平衡，在重力作用下快速向下坠落，所形成的地形和堆积物。

崩塌作用一般在高山或高原边缘地区和河谷地区较为发育。其规模不一，有时可以达到很大的规模。例如，在1911年帕米尔的巴尔坦格河谷发生了一次大山崩，崩塌下来的物质总体积约有3.6—4.8Gm3。在几秒钟的时间里，岩体从600m的高处崩落下来，堵塞了河流，形成了长约75km、宽1.5km、深262m的大湖。又如本溪市的本溪湖附近1956年发生的一次山崩，将黄旗沟口的半个山块崩落了下来。崩落时发出了震天的巨响。这次山崩是由于山的底部石灰岩中喀斯特溶洞和地下河的发展以及大量的石灰岩的开采，使山块上部的岩层失去了支持所造成的。

在崩塌作用下，沿斜坡崩落的石块和碎屑，在坡度平缓的坡麓地带，堆积成为半圆锥形体，称为倒石锥（堆）。锥的规模一般都不大，面积不超过几百平方米。倒石锥的表面坡度决定于崩落下来的碎屑物体的自然坡度。锥的平面形状是扇形或三角形。有时几个倒石锥连接在一起形成倒石裾（图3-1）。

倒石锥的坡度除与安息角（休止角）有关外，还与下伏地形的起伏有很大关系。在一般情况下，当自然坡度小于30°左右时，岩石的重力作用不能克服碎石间的阻力，倒石锥便处于相对静止状态。

图3-1倒石堆及倒石裾

组成倒石锥的岩性与斜坡上部的岩石基本是一致的。其岩性比较单一，由带棱角的碎块组成。它们的颗粒大小混杂，排列不规则。在山坡变陡的情况下，崩塌作用会变剧烈，崩积物在垂直剖面上，会呈现自下而上颗粒变细的现象，倒石堆向山前扩大。当斜坡坡度逐渐变缓时，崩塌作用也逐渐变弱，崩落物的粒度也逐步变小，崩积物在垂直剖面上，呈现下部颗粒较粗，向上逐渐变细，倒石堆向山中倒退。

（二）地滑地形和堆积物

位于斜坡上的岩石或松散堆积物，沿着一个不连续的剪力面向斜坡下部移动的一种块体运动，叫做地滑作用（Landslide）。由地滑作用形成的地形和堆积物，叫做地滑地形和地滑堆积物。

1.地滑的发生和发展地滑由滑动的岩体和滑面两个基本要素组成。地滑地形和堆积物发生的基本条件是：（1）可以引起重力滑动的斜坡；（2）松散堆积物或具有裂隙和孔隙的岩石；（3）水的参加。

地滑之所以发生是滑体本身的重量所产生的沿滑面方向的切线分力，克服了滑体与母体间的内聚力以及滑体与滑面以下岩层之间的摩擦力的结果。如在图3-2中，斜坡角为α，滑体重量为Q，则沿滑面的切线分力为F=Q·sinα，摩擦力为滑体所产生的垂直于滑面的分力N=Q·cosα乘以摩擦系数f，即摩擦力T=N·f=Q·cosα·f。

如岩体内聚力为C，则只有当F＞Q·cosα·f+C时，滑动才可能发生。

滑动可以在坡度角为10°左右的斜坡上发生；坡度角越大，越有利于滑坡的发生；但发生滑坡的斜坡坡度角一般不大于30°，因为在大于30°的斜体上，一般不发生滑动，而发生崩塌。

图3-2地滑发生机制示意图

松散堆积物和岩石的裂隙度及孔隙度，与透水性和含水性呈正比，与岩石内聚力呈反比。水的进入，一方面增大了滑体的重量，另一方面，也减小了岩石的内聚力，降低了岩石的强度，增大了塑性。此外，水作为一种滑润剂，也减小了滑体与下伏岩层之间的摩擦力，特别是水在滑面集中时，尤其如此。当构成滑体的松散堆积物或硬结岩层的裂隙度和孔隙度大，滑面以下伏有相对不透水层时，有利于水在滑面集中。我国西北部黄土地区，具有这种条件。黄土是一种孔隙度和裂隙度很高的松散堆积物。黄土之下的红土或硬结的基岩，一般都较黄土致密，透水度较黄土小。在这种地区，如遇暴雨，特别容易发生水在黄土层之下集中，引起地滑。

在新构造运动剧烈上升的山岳和高原地区，河流剧烈下切的谷坡上，特别有利于地滑发生。火山爆发和地震，时常伴随着地滑。在这些场合下，或则引起斜坡的高度变大，斜坡的坡度增大，斜坡上部的岩石和松散堆积物的孔度和裂隙度被增大；或则地下水的循环变得流畅；而火山爆发和地震还能够改变地下水的循环，增大地下水量或使地下水局部集中。这些都能够促进地滑的发生和发展。

地滑的速度通常是较缓慢的，但暴雨季节，地滑的速度也可以很大。地滑的上部，常伴有崩塌；在松散堆积物区，地滑的下部常与泥流伴生。地滑的规模可以由数立方米至数立方公里。

2.地滑的堆积地形地滑的基本地形是滑体与母体岩层分裂所形成的地滑崖和由滑体所构成的地滑堆积地形（图3-3）。地滑体平面轮廓可以呈舌形、斑块形、长条形、围场形（图3-4）。由于滑体各部分滑动速度不一致，可以产生裂隙。在地滑的前部受阻或速度减缓时，后来滑动下来的物质所形成的压力，可以产生地滑隆起、褶皱、甚至上冲断层。在隆起之间伴生封闭的地滑堆积窿地。地滑前部滑动速度大，后部滑动速度小，以致使前部与后部裂开，并在二者之间形成阶梯地形——地滑阶地。地滑阶地也可以由于几次间歇的地滑过程形成。

地滑堆积物是由斜坡上部移动下来的，它的岩石矿物成分与斜坡上部是一致的。在地滑过程中，构成滑体的硬结岩层或松散堆积物的结构和构造，虽然在一定程度上被扰动，但由于是一种沿滑面的块体运动。所以，其结构和构造的基本特点仍然是在不同程度上被保留下来的。

图3-3地滑结构示意剖面图

（三）流动地形和堆积物

未固结的岩石碎屑可以如同粘土流那样，在重力作用下发生流动。根据流动物质的类型、水饱和程度和速度可再进行细分。流动物质多数为水所饱和，其流动速度较蠕动要大，由不可目见以至非常迅速。这种流有时可侵蚀形成谷地。为水所饱和的泥流和含泥的河流是过渡的。

图3-4地滑平面示意图

泥流（Solifluction）是指碎屑物质为水所饱和，在重力影响下向斜坡下方的移动现象。泥流的原意没有任何气候内涵。但由于多用于研究寒冷气候的地形和堆积物，而常常不确切地被认为是一种寒冷气候的作用。为加以区别，Washburn 1967年提出冻土泥流（gelifluction）一词来表示与冻土有关的泥流。

在高纬区夏季，由于融解可形成厚lm左右的活动层，其中含有苔原泥炭、岩屑及其它风化物质，可沿极缓的斜坡向下流动。由于冰融水不能穿过下伏的冻土层而下渗，冻土层便成为相对隔水层。便在活动层汇集起来，饱和并冲淡了活动层，使其沿斜坡向下流动。在流的尾部或下游，由于水的流失和后续泥流的堆积，形成弧形脊和槽谷。在缓坡上，泥流速度常常缓慢，每年很少超过100mm，但夏季在坡度角10°以下的斜坡上却可达10mm/日。

泥流不限于冰冻地区。在水不能由一种饱和的松散堆积物表面流走而渗入其中，并在一个相对不透水层表面集中时，便可以使其饱和而发生泥流。土壤中的粘土层或不透水的基岩层都可以起到类似于冻结层的作用，在其表面集中了上覆堆积物渗透下来的水，并使堆积物饱和而发生流动。热带缓坡风化产物也常发生泥流。

泥流在斜坡的下部，形成泥流裾。几次间歇性的泥流过程，可以形成几个层状排列的阶状的地形，称为泥流阶地（图3-5）。在干旱带或热带地区，由于暴雨，在斜坡上部碎屑物质形成的泥流，呈舌状向下流动，形成泥流舌。

泥流堆积物一般都是由较细粒的物质构成的，但也可以含有粗粒物质。当其流动时，细粒物质含水多，流动较快；较粗粒的物质，流速较慢，沉积于斜坡的上部。所以，在一个斜坡上发生的泥流堆积物中，沿斜坡向下，物质的粒度，陆续变小。但这并不是沉积岩学中严格意义上的分选。泥流堆积物不具层理，其成分与斜坡上部松散堆积物的岩石矿物成分是一致的。所以，可以根据泥流堆积物中的矿砂去找寻斜坡上部的矿产（图3-6）。

碎屑物流、土流、软泥流（Debrisflow earthflow、mudflow）这些术语与泥流（Solifluction）很接近。区别是它们的流动速度较快，并且常沿河谷流动；而泥流则呈片状或舌状沿着整个斜坡流动。这三个术语形成一个含水量依次增多的系列，但却常常交互使用。碎屑流中较砂粒粗的颗粒占20—80%，而土流和软泥流中80%以上为软泥和砂。软泥流是该系统的端元含有更多的液体。

图3-5泥流阶地

土流（图3-7）经常由于暴雨产生，在其形成中，过饱和是一个基本条件。它们可以形成于一个面状斜坡之上或形成于一个大的地滑的末端，但更多的是形成于一些小沟的源头部分。那里地表径流集中。地表径流中的水一部分渗入细粒物质使其过饱和并发生土流。在一些小沟的源头分布着厚层细粒残积物的地方，土流易于发生。人工坡麓挖掘，植被破坏也是产生土流的一个主要原因。在地震区，地震伴生的水可使土状细粒物质过饱和并产生土流。伴随土流还常常发生崩塌现象。

松散粘土的土流地形像珍珠或瓶颈形，在原始崩裂处形成一个窄狭的颈。当每一个土流崩落被液化并落入邻接低地时，新的崩落中心形成。土流扩大呈碗形进入河谷变成软泥流。土流规模可达直径数公里，深达100m。土流底部不平坦，包括原始地形的凹凸和它自己形成的起伏。

半干旱和干旱地区，暴雨急流的水中含大量泥沙，当到达山麓时，洪流扩散变成软泥流。

图3-6含矿砂泥流剖面、平面示意图

1—缓坡；2—中坡；3—陡坡

图3-7滑动土流示意图

火山泥流（Lahar，印尼语），是形成于火山锥坡的一种碎屑物流。暴雨及火山碎屑喷发，使复杂火山锥斜坡上的不稳定火山灰饱和并发生泥流。火山湖水、融雪水、决堤水也可成泥流水源。火山泥流可以是热的和冷的。暴雨、火山伴生水、火山锥陡坡、细粒的火山喷发物，是形成火山泥流的基本条件。

（四）蠕动地形和堆积物

蠕动是一种不可目见的非加速的斜坡运动，这种运动常发生于斜坡的风化岩石碎屑中。但该术语同样也用于其它节理发育的岩石块中，主要是岩块的蠕动和主要是细粒岩屑的蠕动，分别叫做岩石蠕动和土壤蠕动。沿斜坡向下蠕动的物质堆积下来，叫做蠕动堆积物。

虽然蠕动速度缓慢，但多年累积结果却影响颇大。大部分山坡上的岩壁和道路都显示出由于张裂隙向斜坡下部扭动或可见错动的向斜坡下部运动，或可以看到斜坡上的树木向斜坡上部斜曲（图3-8）。所有这些现象，都是由于蠕动的纹层形成的。蠕动的物质形成许多纹层，每一纹层都被其下伏纹层携带向斜坡下方移动。上部层累积运动速度大，向下部去递减以至变为零。蠕动面（下限）的深度，随岩石和松散堆积物中裂隙发育程度而不同。在蠕动层中，岩层和松散堆积物变薄并被沿斜坡向下拉长，但一般没有明显的断裂。

图3-8蠕动示意图块

蠕动的研究有助于矿产勘探，如煤或矿石碎屑出现于蠕动层中，便可证明其埋藏层位于斜坡上部某一部位。

由于速度慢，植物可生长于蠕动层中。热带森林带内的蠕动速度最大时可达4mm/a。

土状物质蠕动是由于加热和冷却、冻结和融解、变湿和变干使土壤膨胀和收缩形成的。体积膨胀使物质的一些颗粒向上错动，或垂直于地表错动。收缩时，颗粒却不能回到它从前的位置，而是受到重力的影响垂直地沉积下来，从而使颗粒向斜坡下方移动了一个距离。只有少数内聚力强的粘土可使颗粒回到原来位置不向斜坡下部运动。土状物质的蠕动发生在缓坡上。

在砂岩和页岩构成的悬壁中，砂岩的压力使页岩变薄，引起砂岩蠕动，并可进一步发生坠落。

岩石蠕动产生压力释放节理或层状节理，平行于悬壁面或峡谷壁。快速的侵蚀作用使应力分布不平衡，引起岩石向峡谷扩张。当张节理形成时，风化作用破坏了支持，岩体由悬壁上坠落下来，发生崩塌地形和堆积物。

堆积作用的解释：指被搬运的岩石碎屑物质，因外力(流水、冰川、风、波浪、洋流等)减弱或失去搬运能力而积聚的现象。词语分解堆积的解释∶把事物堆集成堆粮食堆积如山∶集中成堆放置林荫路中心常用来堆积冬天从路面上扫出来的雪详细解释谓聚集成堆。唐李肇《唐国史补》卷中：“自天寳五年置广文馆，至今堂宇未起，材木堆积。”清

外营力包括流水、冰川、风、波浪、海流等。流水、风和海流等的搬运能力与流速有关，流速变小，物质即按大小、形状和比重依次分选推积;冰川堆积没有分选现象。岩屑在被运移过程中，在低地或缓坡逐层迭加堆积，但最后的归宿是海洋。

堆积情况复杂,一般情况是:山麓出山口处因山溪流速骤降，堆积成以粗粒碎屑物为主的冲积扇。宽谷和平原区的河床底部沉积物粒径稍粗，岸边和泛滥平原上则堆积细粒的粉砂、粘土。石灰岩层的喀斯特洞穴内由地下水中的溶解物质积聚为绚丽的石钟乳、石笋。干燥区的盆地和低处常堆积风成砂丘，而粉砂和粘土被风吹扬至远处堆成黄土。

冰川区在冰川的前端和两侧堆积有冰碛。山区坡地上常见受崩塌、滑坡等作用的重力堆积物。湖泊的沉积作用与海岸和海洋的情况类似。

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