在地质学中 岩体 和 流沙 的定义是什么？
作者&投稿：向屠 （若有异议请与网页底部的电邮联系）
从力学角度来看，岩体也与岩石有许多区别，其中比较明显的特
征可归纳为以下几点：
岩体的非均质性
岩体可以由一种或几种岩石组成，而且以后者居多。对于由多种岩石组
成的岩体，由于在自然条件下组成岩石的物质成分、组织结构及其组合状况
经常变化，所以一般认为岩体是非均质的。例如，对于倾斜层状岩体，无论
是铅直方向还是水平方向，其非均质性都十分明显；对于水平或近水平的层
状岩体，在铅直方向上的非均质性也是明显的，而在水平方向，尽管岩石种
类在一定范围内可能没有明显变化，但物质组成、岩性岩相也有变化，所以
严格地说岩体都是非均质的。只有在少数情况下，在某些局部范围内，如果
不存在软、硬悬殊的夹层，岩石的物理力学性质基本一致，才可看作是均质
体。
岩体除了因物质成分不同造成的非均质性外，由于各种非均质结构面切
割的结果也会呈现出明显的结构非均质性。其中当岩体被自然裂隙和采动裂
隙切割成由几十厘米至几十米的结构岩块时，会对顶板稳定性造成不利的影
响。
岩体的各向异性
各向异性是指物体的全部或部分物理力学特性随方向不同而表现出一定
差异的性质。岩体的许多物理力学性质，如弹性模量，抗压、抗拉强度，声
波的传播速度等，就随加载或测试方向不同而有显著差别。
岩体的各向异性也和非均质性类似，不仅由于物质成分、结构致密程度
不同而造成，而且也受到各种结构面的影响。由于结构面的方位不同，数量 ---------------------------------------65 ——最新矿山井巷工程施工综合技术与标准规范实用手册
不等，规模不一，性质各异，会造成岩体具有各向异性。如结构面组数较少
且各自发育程度不同的岩体，其各向异性会表现得很明显；反之，结构面组
数多、各自都很发育、方向十分复杂的岩体，其各向异性反而表现得不明
显。所以，岩体中组成岩石的成层条件及其分布规律，结构面特性及其发育
状况等都会导致岩体具有各向异性。
岩体的非连续性
由于岩体被各种结构面所切割，因此从原则上说岩体属于非连续体。但
是随着被切割的岩块大小、形态和性质不同，岩块的排列和相互接触状态的
差异，及其不连续程度都会有所不同。因此，在研究工程问题，尤其是进行
岩体稳定性分析时，往往根据岩体的不同结构类型把岩体分别看作是非连续
体、似连续体或连续体。例如，受结构面影响明显的层状、块状结构岩体和
碎裂结构岩体可视为非连续体；结构发育密集的碎裂结构及结构面不规则密
集分布的散体结构岩体可看成似连续体；而只有那些整体结构岩体和部分块
状、中厚层状结构的岩体才可看作是连续体。
为了对岩体的特性有较全面的了解，在表中对岩石和岩体特性的
不同之点进行了简要对比。
表岩石和岩体特征对比
特征岩石岩体
由一种或一种以上的岩石组合而成，是
由结晶矿物、非晶质基质、碎屑颗粒、胶
物质组成岩块的集合体，即由结构面和结构体共
结物质分别组合构成
同组成
根据成分及矿物颗粒性质不同可分为结晶根据结构面、结构体性质不同，大体分
结构结构，碎屑结构及生物化学和胶体化学沉为整体结构，块状结构，层状结构，碎
积的致密结构裂结构及散体结构
除受构造影响而有一些隐微裂隙外，一般由于结构面发育程度不同，结构体形态、
完整性
完整性好，不易分散解体大小不一，其完整性悬殊
由于岩石组合不同，结构面和结构体特
均质性绝大多数岩石致密均质，可看作均匀介质
征不同，呈明显的非均质性
岩石内包含层面时具各向异性特点，同一不论岩石组合状况如何，由于结构面方
各向异性层面内则显示各向同性。一般块状岩石为位、发育程度及充填情况不一，岩体有
各向同性体明显的各向异性
在地质学中，“以古示今”的概念是通过研究过去的地质事件和现象，来推断和预测现代地质事件的条件、过程和特点的一种方法论。换句话说，它是一种将古代地质历史中的事件和现代地质事件进行比较和联系的方法，从而帮助我们更好地理解地质过程的演变和现状。
第1章 工程地质概述一、知识点：
1.1 土的生成
1.1.1 地质年代的概念 1.2.1 地质作用的概念
1.2 矿物与岩石的概念
1.2.1 造岩矿物 1.2.2 岩石 1.2.3 岩石的工程分类
1.3 地质构造
1.3.1 褶皱构造 1.3.2 断裂构造
1.4 第四纪沉积物(层)
1.4.1 残积物、坡积物和洪积物 1.4.2 冲积物 1.4.3 风积物 1.4.4 其它沉积物
1.5 地下水
1.5.1 地下水的埋藏条件 1.5.2 土的渗透性 1.5.3 地下水的腐蚀性 1.5.4 动水力、流砂和潜蚀
二、考试内容：
重点掌握内容
1.掌握土的透水性、流砂、潜蚀、地下水升降等对建筑工程的影响。
2.了解主要造岩矿物的物理性质，岩石的分类和主要特征；第四纪沉积物的类型、分布规律及特征；第四纪沉积物类型及其工程特点。
3.了解地下水的埋藏条件。
三、本章内容：
§1-1 土的生成
我们把地球最外层的坚硬固体物质称为地壳，地壳厚度一般为30-60km，人类生存与活动范围仅限于地壳表层。在漫长的地质年代中，由于内动力地质作用和外动力地质作用，地壳表层的岩石经历风化、剥蚀、搬运、沉积生成大小悬殊的颗粒，称之为土，在不同的自然环境中，由各种营力的地质作用生成了不同类型的土；而土历经压密固结、胶结硬化也可再生成岩石。而现在所见到的土是近期地质历史--第四纪以来生成的尚未固结的松散物质。
1.1.1 地质年代的概念
地质年代是指从最老的地层到最新的地层所代表的时代。即指地壳发展历史与地壳运动、沉积环境及生物演化相应的时代段落。
地球形成至今大约有60亿年的历史，在这漫长的地质年代里，地壳经历了一系列复杂的演变过程形成了各种类型的地质构造和地貌以及复杂的多样的岩石和土。根据地质构造和地貌对建筑场地进行稳定性评价，以及安岩石和土的性质对地基承载力和变形进行评价时，也需要具备地质年代的知识。
地质年代分为相对地质年代和绝对地质年代。
整个历史时期地质作用在不停息地进行着。各个地质历史阶段，既有岩石、矿物和生物的形成与发展，也有它们的破坏和消亡。
把各个地质历史时期形成的岩石，结合埋藏在岩石中能反映生物演化程序的化石和地质构造，按先后顺序确定下来，展示岩石的新老关系，这就是相对年代。
相对年代只能说明各种岩石、地层的相对新老关系，而不能说明某种岩石或岩层形成距今多少年。自然界中某些物质的蜕变现象被发现以后，地质学家们就利用放射性同位素的蜕变规律来计算矿物和岩石的年龄，称为同位素年龄或绝对年龄。
相对地质年代在地史的分析中广为应用。它是根据古生物的演化和岩石形成的顺序，将地壳历史划分成一些自然阶段。在地质学中，根据地层对比和古生物学方法把地质年代划分为五大代（太古代、元古代、古生代、中生代和新生代），每代又分为若干纪，每纪又细分为若干世和期。
在新生代中最新近的一个纪称为第四纪，第四纪是指约250万年至今这段地质时期。由原岩风化产物—碎屑物质，经各种外力地质作用（剥蚀、搬运、沉积）形成尚未胶结硬化的沉积物（层），通称“第四纪沉积物（层）”或“土”。工程活动涉及的土体大都是在第四纪形成，它沉积在地表，覆盖在基岩之上，各种建筑物往往就建造在它上面。
1.2.1 地质作用的概念
构成天然地基的物质是地壳中的岩石和土。地壳的一般厚度为30～80Km，它的物质、形态和内部构造是在不断地改造和演变的。导致地壳成分变化和构造变化的作用，称为地质作用。
根据地质作用的能量来源的不同，可分为内动力地质作用和外动力地质作用。
内动力地质作用一般认为是由于地球自转产生的旋转能和放射性元素蜕变产生的热能等，引起地壳物质成分、内部构造以及地表形态发生变化的地质作用，如岩浆活动、地壳运动(构造运动)和变质作用。
岩浆是存在于地壳以下深处高温、高压的复杂硅酸盐熔融体(它的主要成分为SiO2 )，富含挥发性物质和金属硫化物。岩浆活动可使岩浆沿着地壳薄弱地带上升侵入地壳或喷出地表。岩浆冷凝后生成的岩石，称为岩浆岩。
地壳运动是指地壳的升降运动和水平运动，升降运动表现为地壳的上拱和下拗，形成大型的构造隆起和拗陷，水平运动表现为地壳岩层的水平移动，使岩层产生各种形态的褶皱和断裂。地壳运动的这种动力是巨大的。六千五百万年前，整个青藏高原包括喜马拉雅山在内都是一片汪洋大海，由于从这时起该地区地壳开始逐渐抬升，现在这里成为世界的屋脊。在同一个地区不同时期内，上升运动和下降运动常常是间歇性的，河流就是在这种运动中形成的。当地壳上升，水流下切原有的岩土体，冲刷出一条较窄而深的河床，一般呈“V”字形，长江、黄河上游地壳现在就处于上升阶段，故而形成绵延千里的峡谷地貌；当地壳下降，河水的下切能力就减弱，如果没有人工治理，河水泛滥，河床变的宽阔，接受沉积，形成所谓的冲积平原，如现在黄河下游的华北平原，长江中下游平原。我们把在洪水期能够淹没的部分叫河漫滩，枯水期能够淹没的部分叫河床。如地壳再一次抬升，河流会进一步下切，河床原有的冲积层遭受侵蚀，以前的河床和漫滩即使在洪水期也不能被水淹没，在河流两岸形成平坦的台地，我们称之为阶地。地壳的间歇性上升，导致河流从新到老有一级、二级、三级甚至更多的阶地。目前黄河在兰州附近就有六级阶地，渭河在西安有三级阶地。因此，地壳运动的结果，形成了各种类型的地质构造和地球表面的基本形态。
在岩浆活动和地壳运动过程中，原岩(原来生成的各种岩石)在高温，高压及渗入挥发性物质如SO2，H2O，CO2等)的变质作用下，生成的另一种类型岩石，称为变质岩。
外动力地质作用是由于太阳辐射能和地球重力位能引起的地质作用。它是指地壳的表层在气温变化，雨雪、山洪、河流、湖泊、海洋、冰川、风，生物等的作用下，使地壳不断地被风化、剥蚀，将高处物质搬运到低洼处沉积下来的过程。使地表形态发生变化，形成新的产物。
昼夜和季节的气温变化，可使地表各种原岩不断发生热胀脱离、冷缩开裂等机械破碎。水和水溶液的存在，可使原岩不断发生水化、氧化、碳酸盐化、溶解以及缝隙水冻胀引起崩裂等化学变化和机械破碎。动植物和微生物的活动，也可使原岩不断发生机械破碎和化学变化。这种外力(包括大气、水，生物)对原岩发生机械破碎和化学变化的作用，统称为风化作用。
原岩风化产物——碎屑物质，在雨雪水流、山洪急流、河流、湖浪、海浪、冰川或风等外力作用下，被剥蚀、搬运到大陆低洼处或海洋底部沉积下来，在漫长的地质年代里，沉积的物质逐渐加厚，在覆盖压力和含有碳酸钙、二氧化硅、氧化铁等胶结物的作用下，使起初沉积的松软碎屑物质逐渐压密、脱水、胶结，硬化生成新的岩石，称为沉积岩。未经成岩作用所生成的所谓沉积物，也就是通常所说的“土”。
外力地质作用过程中的风化、剥蚀、搬运及沉积，是彼此密切联系的。风化作用为剥蚀作用创造了条件，而风化、剥蚀、搬运又为沉积作用提供了物质的来源。剥蚀作用与沉积作用在一定时间和空间范围内，以某一方面的作用为主导，例如，河流上游地区以剥蚀为主，下游地区以沉积为主，山地以剥蚀占优势，平原以沉积占优势。
内力地质作用与外力地质作用彼此独立而又相互依存，但对地壳的发展而言，内力地质作用一般占主导地位。它引起地壳的升降，形成地表的隆起和拗陷，从而改变了外力地质作用的过程。一般说来，地壳上升与剥蚀作用相联系，而地壳下降则与沉积作用相联系。因此，地壳的升降运动造成了地表起伏的基本轮廓，而剥蚀与沉积又力图破坏起伏不平的地表形态，将其削平补齐。错综复杂的地质作用，形成了各种成因的地形，称为地貌。因此，从地质学的观点出发，地表形态可按其不同的成因，划分为各种相应的地貌单元。位于各种地貌单元之下，总会遇到原来生成的、具有一定连续性的岩石，称为基岩，而覆盖在基岩之上的各种成因的沉积物，则称为覆盖土。在山区，覆盖土层较薄，基岩常露出地表，而在平原地区，覆盖层则往往很厚。
§1.2 矿物与岩石的概念
岩石是一种或多种矿物的集合体。岩石的特征及其工程性质，在很大程度上决定于它的矿物成分。组成岩石的矿物称为造岩矿物。矿物是地壳中天然生成的自然元素或化合物，它具有一定的物理性质、化学成份和形态。
1.2.1 造岩矿物
地壳上已被发现的矿物有三千多种，但最主要的造岩矿物只有三十几种，如石英，长石、辉石，角闪石、云母、方解石，高岭石、绿泥石、石膏、赤铁矿、黄铁矿等。
矿物按生成条件可分为原生矿物和次生矿物两大类。原生矿物一般由岩浆冷凝生成，如石英、长石、辉石、角闪石、云母等，次生矿物一般由原生矿物经风化作用直接生成，如由长石风化而成的高岭石、由辉石或角闪石风化而成的绿泥石等，或在水溶液中析出生成，如水溶液中析出的方解石CaCO3 和石膏CaSO4• 2H2O等。
矿物的主要物理性质
1．形状：指矿物的外表形态。结晶体大多呈规则的几何形状。非晶体则呈不规则的几何形状。
2． 颜色：指矿物新鲜表面所呈现的颜色，它取决于矿物的化学成分及其所含的杂质，一般分为浅色(白、浅灰、玫瑰、红黄等色)和深色(深灰、深绿、灰黑、黑等色)二大类。
3．光泽：指矿物表面反射光线的强弱程度，可分为金属光泽和非金属光泽。后者包括玻璃、金刚、油脂、珍珠、丝绢等光泽。
4．硬度：指矿物抵抗外力刻划的能力。通常选定滑石、石膏、方解石、萤石、磷灰石、正长石、石英、黄玉、刚石和金刚石十种矿物，以它们的硬度作为标准定出十个硬度等级，以便把其它矿物与表中所列的矿物相刻划，从而定出被试矿物的硬度等级。
5．解理：指矿物受外力作用后沿一定方向裂开成光滑平面(解理面)的性能。解理面常与结晶体的晶面平行。一般可分为极完全解理(极易裂开成极薄片状)、完全解理(裂开成鳞片状、板状或块状)、不完全解理(裂开面只具有局部的光滑平面)及无解理(裂开成不规则的碎块)。•
6．断□：指矿物受外力作用后不沿一定方向破裂时断开面的形态。常见的断口有贝壳状、平坦状、参差状、锯齿状等。
1.2.2 岩石
岩石按成因可划分为三大岩类：岩浆岩（火成岩）、沉积岩和变质岩。
岩石的主要特征一般包括矿物成分、结构和构造三方面。岩石的结构是指岩石中矿物颗粒的结晶程度，大小和形状，及其彼此间的组合方式等特征。岩石的构造则是由岩石中矿物排列方式及填充方式决定的。不同类型的岩石，由于它们生成的地质环境和条件的不同，就产生了各种不同的结构和构造。
1.2.3 岩石的工程分类
作为建筑场地和建筑物地基的岩石，是根据它的坚固性和风化程度进行分类的。
1.2.3.1 岩石按坚固性分类
岩石根据坚固性可分为硬质岩石和软质岩石二类。
1.2.3.2 风化作用及岩石按风化程度分类
风化作用是一种使岩石在原地产生物理和化学变化的破坏作用。
岩石经风化后结构破坏，变成松散甚至碎粉状的物质，以致使它的强度降低、透水性增强。在岩石严重风化的地区，由于风化层很厚，建造高大建筑物时常不得不将风化层全部或部分清除，而把基础砌置在比较新鲜的基岩上，这就会增加造价，延长工期。所以岩石的风化程度不仅是工程地质勘察中的重要内容之一，而且是岩石工程分类的重要依据。
1．风化作用的类型，风化作用根据其性质和影响因素的不同分为物理风化、化学风化和生物风化三种类型。
(I)物理风化作用，地表岩石由于温度变化和裂隙中水的冻结以及盐类的结晶而逐渐破碎崩解，但其化学成分尚未发生变化，这种过程称为物理风化作用。例如由于温度变化引起岩体膨胀所产生的压应力和收缩所产生的拉应力的频繁交替，遂使岩石表层产生裂缝而崩解。另一方面，岩石中的不同矿物各有其不同的膨胀系数，所以当温度反复变化时，岩石内部就会产生不均匀的胀缩变形，导致裂缝的产生，久而久之，坚硬完整的岩石就逐渐崩解成碎块了。
(2)化学风化作用：地表岩石在水溶液、大气以及有机体的化学作用或生物化学作用下所引起的破坏过程称为化学风化作用。它不仅破坏岩石的结构，而且使其化学成分改变，而形成新的矿物(次生矿物)。化学风化的主要方式有下列几种：氧化作用、水化作用、水解作用、溶解作用。
(3)生物风化作用：它是指在生物活动过程中对岩石产生的破坏作用。这种作用可以引起岩石的机械破坏，如树根生长时施加于周围岩石的压力可达10一15kg/cm2，穴居地下的蚯蚓；鼠类等的活动，破坏性也很大。此外，在岩石表面的细菌、苔藓之类分泌出的有机酸溶液能分解岩石的成分，促使岩石破坏。
上述三种风化作用，实际上不是孤立进行的。如物理风化使岩石逐渐破碎，增大了岩石的孔隙率和表面积，为化学风化创造了有利的条件；反过来，化学风化则使所形成的碎屑发生质的变化，颗粒变得更小并使岩石松软、体积膨胀，从而促进物理风化的进行。但在某一地区的特定自然地理坏境下。通常以一种风化作用占主导地位。
2．岩石按风化程度的划分：在工业与民用建筑工程地质勘察工作中，一般根据岩石由于风化所造成的特征，包括矿物变异、结构和构造、坚硬程度以及可挖掘性或可钻性等，而将岩石的风化程度划分为微风化、中等风化和强风化三等。
§1-3 地质构造
在漫长的地质历史发展过程中，地壳在内、外力地质作用下，不断运动演变，所造成的地层形态(如地壳中岩体的位置，产状及其相互关系等)统称为地质构造。它决定着场地岩土分布的均一性和岩体的工程地质性质。地质构造与场地稳定性以及地震评价等的关系尤为密切，因而是评价建筑场地工程地质条件所应考虑的基本因素。
1.3.1 褶皱构造
地壳中层状岩层在水平运动的作用下，使原始的水平产状的岩层弯曲起来，形成褶皱构造。
褶皱的基本单元，即岩层的一个弯曲称为褶曲。褶曲虽然有各式各样的形式，但基本形式只有两种，即背斜和向斜(图1-4)。
背斜由核部地质年代较老到翼部较新的岩层组成，横剖面呈凸起弯曲的形态。向斜则由核部新岩层和冀部老岩层组成，横剖面呈向下凹曲的形态。
必须指出，在山区见到的褶曲，一般来说其形成的年代久远，由于长期暴露地表使得部分岩层，尤其是软质或裂隙发育的岩石受到风化和剥蚀作用的严重破坏而丧失了完整的褶曲形态。
1.3.2 断裂构造
岩体受力断裂使原有的连续完整性遭受破坏而形成断裂构造。沿断裂面两侧的岩层未发生位移或仅有微小错动的断裂构造，称为节理，反之，如发生了相对的位移，则称为断层。
1.3.2.1 节理
岩层因地壳运动引起的剪应力形成的断裂称为剪节理，一般是闭合的，常呈两组平直相交的X形。岩层受力弯曲时，外凸部位由拉应力引起的断裂称为张节理，其裂隙明显，节理面粗糙。此外，由于岩浆冷凝收缩或因基岩风化作用产生的裂隙，统称为非构造节理。
在褶皱山区，岩层强烈破碎，顺向坡岩体易沿岩层层面和节理面滑动，而丧失稳定性。此外，节理发育的岩体加速了风化作用的进行，从而使岩体的强度大大降低。
1.3.2.2 断层
分居于断层面两侧相互错动的二个断块，其中位于断层面之上的称为上盘，位于断层面之下的称为下盘。若按断块之间的相对错动的方向来划分：上盘下降，下盘上升的断层，称正断层(图1-6)，反之，上盘上升，下盘下降的断层称逆断层(图1-7)，如两断块水平互错，则称为平移断层(图1-8)。
断层面往往不是—个简单的平面而是有一定宽度的断层带。断层规模越大，这个带就越宽，破坏程度也越严重。工程设计原则上应避免将建筑物跨放在断层带上，尤其要注意避开近期活动的断层带。所以，调查活动断层的位置、活动特点和强烈程度对于工程建设有着重要的实际意义。
§1-4 第四纪沉积物(层)
由原岩风化产物经各种外力地质作用而成的沉积物，至今其沉积历史不长，所以只能形成未经胶结硬化的沉积物，也就是通常所说的“第四纪沉积物”或“土”。不同成因类型的第四纪沉积物，各具有一定的分布规律和工程地质特征，以下分别介绍其中主要的几种成因类型。
1.4.1 残积物、坡积物和洪积物
1.4.1.1 残积物（Qel ）（Qel为第四纪地层的成因类型符号，下同此。）
残积物是由岩石风化后，未经搬运而残留于原地的土，而另一部分则被风和降水所带走。它处于岩石风化壳的上部，是风化壳中的剧风化带，向下则逐渐变为半风化的岩石。它的分布主要受地形的控制，在宽广的分水岭上，由雨水产生地表径流速度小，风化产物易于保留的地方，残积物就比较厚。在平缓的山坡上也常有残积物覆盖。（见书第8页图1－1）
在不同的气候条件下、不同的原岩，将产生不同矿物成份、不同物理力学性质的残积土。
由于风化剥蚀产物是未经搬运的，颗粒不可能被磨圆或分选，没有层理构造。
残积物与基岩之间没有明显的界限，通常经过一个基岩风化层(带)而直接过渡到新鲜岩石。残积物有时与强风化层很难区分。一般说来，残积物是由于雨雪水流将细颗粒带走后残留的较粗颗粒的堆积物。风化层则虽受风化作用的影响，但它是未被剥蚀搬运的基岩风化产物。残积物中残留碎屑的矿物成分很大程度上与下卧基岩相一致，这是鉴定残积物的主要根据。例如砂岩风化剥蚀后生成的残积物多为砂岩碎块。根据这个道理可按地面残积物的成分推测下卧基岩的种类。反之，也可按基岩分布的规律推测其风化产物的特征。山区的残积物因原始地形变化很大且岩层风化程度不一，所以其厚度在小范围内变化极大。由于残积物没有层理构造，均质性很差，因而土的物理力学性质很不一致，同时多为棱角状的粗颗粒土，其孔隙度较大，作为建筑物地基容易引起不均匀沉降。
不同岩类具有不同的风化特征，如块状构造的花岗岩，多以沿节理裂隙风化，风化厚度大，且以球状风化为主。当岩石在大气，水、生物等外力地质作用下发生风化，使其结构、矿物成分、物理、力学、化学性质等产生不同程度的变异，则称为风化岩。岩石已达到完全风化而未经搬运的碎屑物称为残积土。我国南方花岗岩分布较广，如深圳地区约占60％的面积，花岗岩残积土的厚度在15—40m之间，是该区城市建筑物基础的主要持力层。
花岗岩残积土是在化学风化作用下淋滤形成的产物，其矿物成分与原岩虽有本质的改变，但多保留在原位并具有它的原始形状，其中不易风化的石英颗粒更是如此。所以花岗岩残积土一般仍保持其原岩粒状结构，具有相当高的结构强度，外表看起来很象岩石。对其采用一般的室内土工试验方法测得的物理力学性质分析，其工程性质是较差的，表现在高孔隙比、高压缩性等方面。但从原位测试分析，它表现为承载力较高、压缩性较低。
1.4.1.2 坡积物(Qdl )（书8页1－2）
坡积物是残积物经水流搬运，顺坡移动堆积而成的土。即是雨雪水流的地质作用将高处岩石风化产物缓慢地洗刷剥蚀，顺着斜坡向下逐渐移动、沉积在较平缓的山坡上而形成的沉积物。其成份与坡上的残积土基本一致。由于地形的不同，其厚度变化大，新近堆积的坡积土，土质疏松，压缩性较高。它一般分布在坡腰上或坡脚下，其上部与残积物相接。坡积物底部的倾斜度决定于基岩的倾斜程度，而表面倾斜度则与生成的时间有关，时间越长，搬运、沉积在山坡下部的物质就越厚，表面倾斜度就越小。
坡积物质随斜坡自上而下呈现由粗而细的分选现象。其成份与坡上的残积土基本一致。与下卧基岩没有直接关系，这是它与残积物明显的区别。
由于坡积物形成于山坡，常常发生沿下卧基岩倾斜面滑动，还由于组成物质粗细颗粒混杂，土质不均匀，且其厚度变化很大(上部有时不足一米，下部可达几十米)，尤其是新近堆积的坡积物，土质疏松，压缩性较高。
1.4.1.3 洪积物(Qpl )（书8页1－3）
洪积土是山洪带来的碎屑物质，在山沟的出口处堆积而成的土。由暴雨或大量融雪骤然集聚而成的暂时性山洪急流，具有很大的剥蚀和搬运能力。它冲刷地表，挟带着大量碎屑物质堆积于山谷冲沟出口或山前倾斜平原而形成洪积物。
山洪流出沟谷口后，由于流速骤减，被搬运的粗碎屑物质(如块石、砾石、粗砂等)首先大量堆积下来，离山渐远，洪积物的颗粒随之变细，其分布范围也逐渐扩大。其地貌特征，靠山近处窄而陡，离山较远宽而缓，形如锥体，故称为洪积扇(锥)。由相邻沟谷口的洪积扇组成洪积扇群。
如果逐渐扩大以至连接起来，则形成洪积冲积平原的地貌单元。
洪积物的颗粒虽因搬运过程中的分选作用而呈现上述随离山远近而变的现象，但由于搬运距离短，颗粒的磨圆度仍不佳，此外，山洪是周期性产生的，每次的大小不尽相同，堆积下来的物质也不一样。因此，洪积物常呈现不规则交错的层理构造，如具有夹层，尖灭或透镜体等产状。
1.4.2 冲积物（Qal ）
冲积物是河流流水的地质作用将两岸基岩及其上部覆盖的坡积、洪积物质剥蚀后搬运、沉积在河流坡降平缓地带形成的沉积物。即是由于河流的流水作用，将碎屑物质搬运堆积在它流经的区域内，随着从上游到下游水动力的不断减弱，搬运物质从粗到细逐渐沉积下来，一般在河流的上游以及出山口,沉积有粗粒的碎石土、砂土,在中游丘陵地带沉积有中粗粒的砂土和粉土,在下游平原三角洲地带，沉积了最细的粘土。冲积土分布广泛,特别是冲积平原是城市发达、人口集中的地带。对于粗粒的碎石土、砂土，是良好的天然地基，但如果作为水工建筑物的地基，由于其透水性好会引起严重的坝下渗漏；而对于压缩性高的粘土，一般都需要处理地基。
冲积物的特点是呈现明显的层理构造。由于搬运作用显著，碎屑物质由带棱角颗粒(块石，碎石及角砾)经滚磨、碰撞逐渐形成亚圆形或圆形颗粒(漂石、卵石、圆砾)，其搬运距离越长，则沉积的物质越细，典型的冲积物是形成于河谷(河流流水侵蚀地表形成的槽形凹地)内的沉积物，可分为平原河谷冲积物和山区河谷冲积物等类型。
1.4.2.1 平原河谷冲积物
平原河谷除河床外，大多数都有河漫滩及阶地等地貌单元(图1—15)。
平原河流常以侧向侵蚀为主，因而河谷不深而宽度很大。正常流量时，河水仅在河床中流动，河床两侧则是宽广的河漫滩。只在洪水期中，河水才溢出河床，泛滥于河漫滩之上。
河流(谷)阶地是在地壳的升降运动与河流的侵蚀，沉积等作用相互配合下形成的，位于河漫滩以上的阶地状平台。河流阶地的形成过程大致如下：当地壳下降，河流坡度变小，发生沉积作用，河谷中的冲积层增厚；地壳上升时，则河流因竖向侵蚀作用增强而下切原有的冲积层，在河谷内冲刷出一条较窄的河床，新河床两侧原有的冲积物，即成为阶地。如果地壳交替发生多次升降运动，就可以形成多级阶地，由河漫滩向上依次称为一级阶地、二级阶地，三级阶地……等，阶地的位置越高，其形成的年代则越早。如黄河在兰州附近就有六级阶地。
1.4.2.2 山区河谷冲积层
在山区，河谷两岸陡削，大多仅有河谷阶地(图1-15)地表水和地下水基本上都流向河床。山区河流流速很大，故沉积物质较粗，大多为砂粒所填充的卵石，圆砾等。山间盆地和宽谷中有河漫滩冲积物，其分选性较差，具有透镜体和倾斜层理构造，厚度不大，在高阶地往往是岩石或坚硬土层，作为地基，其工程地质条件很好。
1.4.3风积物（Qeol ）
风积物是由风作为搬运动力，将碎屑物由风力强的地方搬运到风力弱的地方沉积下来的土。风积土生成不受地形的控制，我国的黄土就是典型的风积土。主要分布在沙漠边缘的干旱与半干旱气候带。风积黄土的结构疏松，含水量小，浸水后具有湿陷性。
1.4.4 其它沉积物
除了上述四种主要成因类型的沉积物（残积物、坡积物、洪积物和冲积物）外，还有海洋沉积物( Qm)、湖泊沉积物(Ql )及冰川沉积物(Qgl )等，它们是分别由海洋、湖泊及冰川等的地质作用形成的。下面只简略介绍海洋沉积物和湖泊沉积物。
1.4.4.1 海洋沉积物( Qm)（海相沉积物）
海洋按海水深度及海底地形划分为滨海带(指海水高潮位时淹没，而低潮位时露出的地带)、浅海区(指大陆架，水深约0-200m，宽度约100-200km)、陆坡区(指大陆陡坡，即浅海区与深海区之间过渡的陡坡地带，水深约200-1000m，宽度约100-200km)及深海区(海洋底盘，水深超过l000m)。
与上述海洋分区，相应的四种海相沉积物如下：
滨海沉积物主要由卵石，圆砾和砂等粗碎屑物质组成(可能有粘性土夹层)，具有基本水平或缓倾斜的层理构造，在砂层中常有波浪作用留下的痕迹。作为地基，其强度尚高，但透水性较大。粘性土夹层干时强度较高，但遇水软化后，强度很低。由于海水大量含盐，因而使形成的粘土具有较大的膨胀性。
浅海沉积物主要有细颗粒砂土、粘性土、淤泥和生物化学沉积物(硅质和石灰质等)。离海岸愈远，沉积物的颗粒愈细小。浅海沉积物具有层理构造，其中砂土较滨海带更为疏松，因而压缩性高且不均匀，一般近代粘土质沉积物的密度小，含水量高，因而其压缩性大，强度低。
陆坡和深海沉积物主要是有机质软泥，成分均一。
1.4.3.2 湖泊沉积物(Ql )
湖泊沉积物可分为湖边沉积物和湖心沉积物。湖泊如逐渐淤塞，则可演变成沼泽，形成沼泽沉积物。
湖边沉积物主要由湖浪冲蚀湖岸、破坏岸壁形成的碎屑物质组成的。在近岸带沉积的多数是粗颗粒的卵石、圆砾和砂土，远岸带沉积的则是细颗粒的砂土和粘性土。湖边沉积物具有明显的斜层理
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