地形和堆积物

地形和第四纪堆积物的成因分类~

（一）原理和现状
地形和第四纪堆积物的分类是地貌学和地质学中的尚待研究的问题之一，其中特别是地形和第四纪堆积物的成因分类问题。因为地形和第四纪堆积物是在自然界的多种过程交互作用下形成的，而这些过程，虽然人为地被按力能的来源分为内力过程和外力过程，但这种划分却是不严格的。例如，所有外力过程都有重力的影响；而在内力过程中，重力势能的影响也是存在的。所以，虽然地貌学及第四纪地质学中，把崩塌、地滑、泥石流等地形和堆积物叫做重力地形和堆积物，但却并不意味着其它地形和堆积物没有重力的影响。
另外，各种过程本身是过渡的，例如，崩塌和地滑过程，在一些场合下，严格地区分是困难的；而干旱地区的季节性河流形成的堆积物，在一些情况下，又很难断定是冲积过程还是洪积过程；如此等等。
（二）地形的成因分类
上面谈过，地形的成因就是形成地形的主要造地形因素。因此，地形的成因分类基础是造地形因素的分类。
主要由内力地质作用造成的或主要受地质结构控制的地形，叫做内力地形；主要由外力地质作用造成的地形叫做外力地形。内力和外力地形还可以根据其动力作用的方式、地质结构类型和地形形态的特点，进一步分为地形成因组、地形成因类型和地形成因形态（表1-2）。
地形成因形态是由一种地质作用所形成的具有特定形态的地形。例如，洪流作用所造成的洪积扇，是一种地形成因形态。
地形成因类型是由一种地质作用所形成的具有特定地形形态的在成因上互相联系的一些地形。一个地形成因类型中包括一些地形成因形态，例如，洪流地形成因类型中包括冲沟、洪积扇等等。
具有某些共生的地质作用所造成的几个成因类型的地形，构成了一个地形成因类型组。例如，洪流地形类型、河流地形类型、表流地形类型构成流水地形成因类型组等。
按照这种概念，地形分为构造地形、火山地形、重力地形、流水地形、湖沼地形、冰川地形、风成地形、岩溶地形和生物地形等成因类型组（表1-2）。
（三）第四纪堆积物成因分类
根据基本的沉积环境，第四纪堆积物分做陆相堆积物、海相堆积物以及介于二者之间的海滨堆积物；按照形成第四纪堆积物的动力或过程，分做内力地质作用所形成的内力堆积物和外力地质作用形成的外力堆积物。内力堆积物和外力堆积物可以根据其动力作用的方式，岩性及岩相特征，堆积物本身所造成的地形和沉积环境，再进一步分做成因类型和成因类型组。
第四纪堆积物的成因类型是指由一种地质作用所形成的，沉积于一定地形环境内并造成一定地形形态的，在岩性、岩相以及所含生物残骸等方面具有一定特点的一种堆积物。地质作用具某些共性的几个成因类型的堆积物构成一个成因类型组。
在第四纪堆积物的成因类型中，根据其形成的地形和岩相特点，再分为一些形态岩相类型（表1-3）。

表1-2　地形成因分类表


表1-3　第四纪堆积物成因划分表

陆地表面相对低洼处的积水，即陆地滞水，通称为湖泊。湖泊也具有剥蚀作用，但主要是堆积作用。由湖泊的剥蚀作用和堆积作用所形成的地形和堆积物分布很广。湖泊地形和堆积物的发生、发展及其特点取决于陆地滞水的水文特点、蓄水盆地的形态和成因、气候环境、构造运动、周围河流的注入、植被的发展以及其他自然地理环境的变化等。所以研究湖泊地形和堆积物对了解该区气候及新构造运动有很重要的理论意义。在湖积物内蕴藏的地下水和湖成泥炭以及其他矿产具有很大的实践意义。近年来，湖泊地形和堆积物的研究，日益引起人们的重视。
（一）湖泊的分类
1.湖盆的成因分类　按湖盆的成因湖泊可以分做构造湖、火山湖和各种外力作用形成的湖。
（1）构造湖
① 断层湖　由断层陷落盆地积水所形成的湖泊；多系地堑湖。这类湖泊的规模及深度常常很大。湖泊的轮廓及展布方向也与断裂有关。我国内蒙呼伦池、云南滇池都属于这类湖泊。
② 向斜湖及构造盆地湖。
（2）火山湖　火山口或由于火山堆积物堆积所形成的凹陷，集积大气降水及地下水造成的湖泊，统成火山湖。前者如长白山顶的天池，后者如五大莲池。
（3）外力作用形成的湖泊
① 冰川及冰水湖　这种湖是冰水和冰川侵蚀和堆积形成的凹陷积水成为湖泊，如冰斗湖。
② 冲积湖及堰塞湖　河流冲积作用形成的湖泊，称冲积湖，如牛轭湖；崩塌，地滑将河流堵塞形成的湖泊，称堰塞湖，人工堤坝阻塞河流所造成的水库，也属于这一类。例如吉林省丰满水坝阻塞松花江的一段所形成的松花湖。
③岩溶湖　由岩溶盆地或洞穴集水所造成的湖泊，称岩溶湖。
④风成湖　由风蚀或风积盆地和凹陷积水所形成的湖泊，称风成湖。这种湖泊常是暂时的。
⑤泻湖　这种湖是由海岸沙堤间凹陷中的滞水构成的，它有时与海相通。
2.根据陆地滞水的来源，可分为海生残留湖和陆生湖二类。前者是海在陆地的残留部分，由于自然地理环境变化，海水大规模撤退，使部分海水残留于陆地与原来整个海域失去联系而形成的湖泊，如黑海、里海和许多滨海地带的泻湖即属这一类。所有靠地表水或地下水补给的湖泊都是陆生湖。
（二）湖泊地形和堆积物
湖泊的地质作用与海相似，所不同的是湖泊规模较小，波浪、潮汐与底流等的作用亦较小，注入湖泊的河流及其他陆面作用对湖泊作用的影响比重较大。
主要的湖泊地形有湖蚀、湖积阶地及其所构成的湖滨平原。湖蚀阶地通常规模都不大。
与海积物类似，在湖积物中也可以分作碎屑的、化学的及生物的堆积。碎屑沉积物主要沉积在湖滨的浅滩及三角洲上，它们一般具有明显的层理，向湖泊中央有一定的原始倾斜，分选性好，较粗颗粒的砾石、砂、粉砂和粘土自湖岸向湖心依次呈环带状分布。
化学沉积通常在湖积物中占有很大比重，由铁质、磷质、硅质和镁质的淤泥混合物组成，有时出现品位较高的豆状沉积铁矿。此外，在一些干旱地带的咸水湖的湖积物中，经常出现大量碳酸盐、硫酸盐、硝酸盐和岩盐。
湖积物中经常含有大量植物及动物残骸。这些残骸混杂在一起形成有机淤泥和泥炭。按其结构，有机质淤泥分做碎屑的，粘土质及石灰质的。碎屑的有机淤泥，主要是由一些高等植物、硅藻和其他微生物的残骸，混杂在一起所形成的。硅藻特别集中时可形成能开采的硅藻土。粘土质及石灰质淤泥，主要是由青绿色的水藻残体组成。
构成湖泊泥炭的是一些喜水植物的残骸。泥炭一般集中于死灭了的湖泊中央部分。由于其面积通常很大，时常具有可采价值。
湖泊的发展取决于水的补给和湖盆的变化。水的补给和湖盆的变化，又受到构造运动状况，气候环境和堆积物的充填等因素的控制。
大陆地形发展的一般趋势是落于地面上的大气降水，通过河流注入海中。河流的侵蚀作用以及伴生的其他剥蚀作用，逐渐降低地形的高度。河流并将剥蚀作用所产生的碎屑物质搬运至海中沉积下来。在这一过程中，只是在排水系统不完善的地带内，才出现地面滞水。所以，从这一地形地质发展的整个过程看，湖泊的存在，是一种暂时的现象。在湖泊发展的后期，由于蒸发、河水注入的减少、湖岸堤堰的决口和碎屑物质过量的充填等原因，都能使湖泊干涸成为不积水的凹地或湖积平原。在湖泊干涸之前，通常还经过一个沼泽阶段。
（三）沼泽地形和堆积物
沼泽在自然界分布也很广泛，但直到目前为止，人们还没有提出一个公认的关于沼泽的定义。一些人认为沼泽是一种地面上极度湿润的地段，在那里喜水植物特别发育，并且成土作用也极特殊，泥炭的形成是这种特殊环境下植被和土被共同作用的结果。还有一些人认为沼泽是一种含有的占物质总量89—94%的水分和11—6%的固体物质的湖泊与陆地的一种过渡形态。
按其成因，沼泽分做如下几类：
1.行将干涸的湖泊消亡所形成的沼泽；
2.地下水面升高接近地面时所形成的沼泽；
3.冲积沼泽，多形成于河漫滩上；
4.暂时地面滞水沼泽；
5.苔原、冰成沼泽。
沼泽的发展主要受气候和新构造运动环境的控制。气候环境一方面决定着沼泽中水的补给和蒸发的变化；另一方面，也控制着植被的发展。植被是形成沼泽的一个必要的条件。干旱和半干旱地区因为蒸发量太大，地面不能较长时间的过度湿润，所以，没有真正的沼泽。此外，在苔原和冰冻地带，气候还能够通过决定永冻层和季节冻结层的深度来控制沼泽的发展。新构造运动的上升和下降所引起的地形变化，决定着一个地区的排水状况。上升运动能够终止沼泽的发展；相反，下降运动能够使沼泽日益扩大。东北三江地区是一个由于下降运动使沼泽日益发展的实例。
（四）湖沼地形和堆积物的研究
湖沼地形和堆积物对于农业、林业、渔业的发展，都具有非常重要的意义。在湖沼地形和堆积物中，蕴藏着各种盐类、泥炭、腐植泥等重要矿产和工业原料。
由于湖泊和沼泽地形和堆积物的形成和发展，是陆地自然环境的一个重要因素，所以，它明显地影响着生态环境的变化。湖沼地形和堆积物的发展，记录着湖泊所在地区的一般自然环境的变迁，所以湖泊地形和堆积物的研究，对于恢复第四纪乃至更早时期的地质历史也是非常重要的。
我国是一个湖沼分布较多的国家，但研究尚不够深入。加强这方面的研究，对于我国社会主义现代化建设和我国地貌学及第四纪地质学的研究，都是重要的。

（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。

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