第四纪沉积物
第四纪沉积物
一、 第四纪的时间范围
最初,人们把地壳的发展历史分为第一纪(原始纪)、第二纪和第三纪3个大阶段。1829年,法国学者J.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,其时代为第四纪。随着地质科学的发展,第一纪和第二纪因细分成若干个纪被废弃了,仅保留下第三纪和第四纪的名称,这两个时代合称为新生代。第四纪是地球发展史的最新阶段,时间范围从上新世末(距今 248万年)直到现在。第四纪分为更新世和全新世两个阶段。第四纪一词是J.德努瓦耶于1829年提出的。第四纪形成的地层称第四系,再分为更新统和全新统。更新世是1839年提出的,他把巴黎盆地含软体动物化石70%为现生种的地层称为更新世地层。全新世和近代为同义词。近代(Recent)一词是1833年由莱伊尔引进地质学中,含义是从此地球被人类所居住。全新世是1850年P.热尔韦提出的,1885年正式通过。
第四系下界的确定是一个重大的基本理论问题,至今仍有不同意见。1948年第18届国际地质大会确定,以真马、真牛、真象的出现作为划分更新世的标志。陆相地层以意大利北部维拉弗朗层,海相以意大利南部的卡拉布里层的底界作为更新世的开始。中国相当于维拉弗朗层的泥河湾层作为早更新世的标准地层。其后,应用测定了法国和非洲相当于维拉弗朗层的地层底界年龄,约为180万年。因此,许多学者认为第四纪下限应为距今180万年。1977年,国际第四纪会议建议,以意大利的弗利卡 (Vrica)剖面作为上新世与更新世的分界,其地质年龄为170万年左右。对中国黄土的研究表明,大约距今248万年黄土开始沉积,反映了气候和环境的明显变化。还有部分学者认为,第四纪下限应定在距今350~330万年。总之,第四纪下限尚未最后确定,本文暂以距今248万年作为第四纪的开始。
二、 第四纪沉积物成因及工程性质
第四纪沉积物的是沉积在陆地或水盆地中的松散的矿物质颗粒或有机物质,如砾石、砂、粘土、灰泥、生物残骸等。多来源于母岩风化产物、火山喷发物、有机物、宇宙物质等。第四系的划分,普遍采用1932年第二届国际第四纪会议上提出的四分原则,即分为下更新统、中更新统、上更新统和全新统。相应的地质时代为早更新世、中更新世、晚更新世和全新世。划分第四纪地层主要依据沉积物的岩石性质和地质年龄,测定第四纪地层年龄的方法主要有放射性碳法、热释光法、钾- 氩稀释法、裂变径迹法、氨基酸法等。此外,第四纪地层中所含的哺乳动物化石、孢粉化石、微体动物化石以及沉积物的古地磁特性、氧同位素特征、古土壤标志、天文学标志等都可用于划分第四纪地层。根据这些标志,许多国家建立了本地区的第四系典型剖面。
第四纪沉积物记录了第四纪发展历史和自然环境变化,分布极广,除岩石裸露的陡峻山坡外,全球几乎到处被第四纪沉积物所覆盖。第四纪沉积物形成时间晚,大多未胶结,保存比较完整。厚度一般数十米至数百米,个别地区可超过1000米。第四纪沉积物成因类型复杂,相变剧烈。根据所造成沉积物的主要动力条件,主要有:
单一成因 :一种动力 ,如冲积物(al);
复合成因 :两种以上动力,如洪冲积物(dlp)、冲洪积物(alp);
成因不明 :pr。
1、残积物:
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。
在地表或近地表条件下,由于温度、大气、水及生物等因素的影响,使地壳或岩石圈的矿物、岩石在原地发生分解和破坏的过程——风化作用。风化作用的重要特征:岩石或矿物在原地遭受分解和破坏,风化的产物仍保留在原地。根据风化作用的方式和特点,可分为以下三种类型:
1) 物理风化作用
主要由气温、大气、水等因素的作用引起的矿物、岩石在原地发生机械破碎的过程。 特点:矿物、岩石的物质成分不发生变化,只是碎裂成为大小不等的碎块。
物理风化作用种类:
A. 温差风化:由于温差变化,岩石在热胀冷缩过程中逐渐破碎的过程,常发生在温差
较大的干旱气候地区;
沙漠气候条件下砂岩的温差风化
左图:由于温差风化引起的层状脱落; 右图:球状风化。
B. 冰劈作用:充填于岩石裂隙中的水结冰体积膨胀而使岩石裂解的过程。
水结成冰时其体积可增大9.2%。冰体将对裂缝壁产生2000kg/cm2的巨大压力。
冰劈作用
C. 其它物理风化作用:盐类的结晶与潮解:充填于岩石孔隙、裂隙中含盐分的溶液,
因水溶液浓度的变化,盐类出现结晶与溶解使岩石破碎的过程(类似于冰劈作用);层裂或卸载作用:岩石因卸载而产生向上或向外的膨胀作用,从而形成一系列平行或垂直地表的裂隙,促使岩石层层剥落和裂解的过程。
2) 化学风化:
是指在水和水溶液的作用下岩石发生的化学分解过程。特点:不仅发生岩石破碎,而且岩石的物质成分也将发生变化。可分为氧化作用、碳酸化作用、溶解作用和水解等次级方式。
纪念碑被酸雨化学风化前后
A. 氧化作用:矿物、岩石与大气或水中的游离氧起化学反应形成氧化物使岩石破碎的
过程,常使多价态元素从低价向高价态转变。
例如黄铁矿氧化为褐铁矿:
2FeS2﹢7O2﹢2H2O→2FeSO4﹢2H2SO4
4FeSO4﹢2H2SO4﹢O2→2Fe2 (SO4)3﹢2H2O
Fe2 (SO4) 3﹢6H2O→2Fe(OH)3﹢3H2SO4
氧化作用风化
B. 碳酸化作用:是指当CO2溶解于水中时,形成CO32-和HCO31-离子,它们与矿物中的
阳离子结合形成易溶于水的碳酸盐或碳酸氢盐的过程。
如钾长石(正长石)经碳酸化作用变为高龄石:
4KA1Si3O8﹢2CO2﹢4H2O→A14(Si4O10)(OH)8﹢8SiO2﹢2K2CO3
C. 水的作用
a)水的溶解作用
b)水化作用(水合作用)
CaSO4﹢2H2O→CaSO4.2H2O
(硬石膏) (石膏)
Fe2O3﹢nH2O→Fe2O3.nH2O
(赤铁矿) (褐铁矿)
c)水解作用
- 有些矿物遇水后改变结构,形成带OH的新矿物
4K[A1Si3O8]+6H2O → 4K4[Si4O10](OH)8 +4KOH+8SiO2
钾长石 高龄石
A14[Si4O8](OH)8+nH2O → 2Al2O3.nH2O+4SiO2+4H2O
高龄石 铝土矿
3) 生物风化:
由生物的生命活动引起的岩石的破坏过程,分生物物理风化作用和生物化学风化作用。
植物根的生长对岩石进行的生物物理风化作用
在山区的峭壁、陡坡上常生长着一些大树如榕树、松、柏等。它们的根系并不都扎在泥土里,而是扎入岩石裂缝中。随着树木的成长,树根加长加粗,必然对裂缝壁产生强大压力。
2据测算这种压力可达100kg/cm。久而久之,可加速岩石的破裂与崩落的进程。这种作用称
为根劈作用。
植物根对岩石的风化作用
大气降水和风将岩石风化后的碎屑物质中的细小颗粒和溶解物质带走,将粗粒物质或难溶物质残留原地。残留的碎屑形成残积土。其特点:残留原地,成分与下伏基岩有关。具有结构性,松散、富水。易产生不均匀沉降。
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。
残积物剖面图
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。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。
2、坡积物
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。
片流(坡流、面流)——在降雨或融雪时,地表水一部分渗入地下,其余的沿坡面向下运动。这种暂时性的无固定流槽的地面薄层状、网状细流称为片流。片流搬运的物体在坡麓堆积下来,形成坡积土。
坡积物的特点:
1)分为岩屑、矿屑、沙砾或矿质黏土。
2)碎屑颗粒大小混杂,棱角分明、分选性差,层理不明显。
山前坡积物剖面图
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。
坡积土上建设应注意的问题:
①注意下卧基岩表面的坡度及形态,分析坡积物稳定性。
②坡积土含较多细颗粒,吸水性强,注意雨季的稳定性。
③坡积物粗细混杂,土质不均匀,厚度不均匀,注意差异沉降。
3、洪积物
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。洪流携带大量泥沙、石块到沟口,由于坡度减小,洪流无侧壁约束,水流分散,动能迅速减弱,所搬运的碎屑物在沟口大量沉积,形成扇形堆积地貌。
洪积扇
洪积裙
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。
洪积冲积平原地貌
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。
洪积物的特点:
①沟口附近堆积多,厚度大,颗粒粗大,越向外堆积越少越薄,颗粒细小,具明显的分带性;
②磨圆度差,分选性较差,可见斜层理和交错层理。
山前洪积扇剖面图
洪积土的工程特性:
1)靠近坡脚段为较粗的碎屑土,土质均匀,地势高、地下水位低,地基承载力高;
2)离山区远的地带由粉土、黏土颗粒组成,受周期性干燥及可溶盐的胶结作用,承载力高;
3)中间段由于受前沿细颗粒的影响,常有地下水溢出,或形成沼泽,承载力较低。 另外:洪积扇富水,可做水源地。
4、冲积物
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。
河流冲积物的二元结构
冲积物特点:
1)具有良好的分选性(粗大的先沉积,细小的后沉积);
2)具有较好的磨圆度;
3)成层性较清晰;
4)常具有韵律性二元结构:下部为河床沉积(砾石、砂砾)上部为河漫滩沉积(泥质和粉沙)在坡面上有规律的交替出现;
5)常具有波痕,砂丘和交错层理等构造。
沉积的主要类型:
1)心滩——河水从窄束段流入开阔段时,流速减小,致使较粗部分在河底中部淤积,逐渐形成心滩。
河心滩
2)边滩与河漫滩
①边滩——是单向环流将凹岸掏蚀的物质带到凸岸沉积形成的小规模沉积体,仅在洪水期被淹没。
②河漫滩——是边滩变宽,加高且面积扩大的产物。在丘陵和平原区,其宽度在数米到数十公里以上,并普遍发育有河流冲积物二元结构。
在大河的中下游地区,由于河床长期往复摆动河漫滩不断发展扩大并连在一起。从而形成广阔的冲积平原,如长江中下游平原。
河漫滩
3)三角洲——河水在海、湖口地段受到海湖水的阻滞,动能明显减弱,携带的泥沙沉积下来形成河口积淤,其形状一般是呈向大海(湖)中伸出的三角形平地,故称为三角洲。三角洲是重要的油气田分布区。
湖泊中小型三角洲
三角洲沉积包括:
三角洲
冲积物由于搬运作用显著,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。
一)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。
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。
河流阶地——原生河谷的谷底,由于河流底蚀作用重新加强而相对抬升到洪水位以上,形成分布于河谷两侧、沿谷坡伸展的阶梯状地形。
阶地的构成
①阶地面——微倾斜的平台面,代表相对稳定时间。
②阶地崖(阶地斜坡)——急倾斜坡,是河流底蚀作用强烈时期的产物,其高度反映变化的幅度。
河流阶地
河流阶地的类型:
1.侵蚀阶地——是由基岩构成,一般阶地面较窄,没有或零星有冲积物,阶地崖较高。 一般形成于构造抬升的山区河谷中。如长江三峡4级以下阶地均属于此。
河流阶地剖面图
2.基座阶地——阶地面上为冲积物,阶地崖下部可见到基岩。
说明河流下蚀的深度大于原生沉积物厚度。反映后期构造上升较大的特点。
3.堆积阶地——全部由冲积物构成,无基岩出露。
当多级堆积阶地存在时,又可分为:
①内叠阶地——新阶地套在老阶地内侧
②上叠阶地——新阶地冲积物重叠在老阶地冲积物上面。
阶地上的冲积物中常富集有比重大且硬度高的矿物,成为有用砂矿产。如金、金刚石等。
二)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。
5、冰川沉积物
冰川沉积是第四纪具有特色的沉积物,包括现代和古代冰川作用直接堆积的产物。由冰川或冰水挟带搬运所形成的沉积物。分选性极差,石料占多数,冰水沉积物可有一定成层性、分选性。
冰川沉积物
晚新生代冰期开始于距今1400~1100万年,但在第四纪才出现和间冰期的明显交替。冰期最盛时,北半球高纬地区形成大陆冰盖,格陵兰冰盖覆盖了格陵兰和冰岛,劳伦大冰盖掩埋了整个加拿大,并向南延伸到纽约、辛辛那提一带。欧洲将近一半被斯堪的纳维亚冰盖所覆盖,冰盖最大厚度约3000米。西伯利亚冰盖则占据了西伯利亚北部地区。大陆冰盖覆盖区以外,许多高山地区,如阿尔卑斯山、高加索山、喜马拉雅山等都出现了山地冰川。第四纪以来,这些冰川有多次进退,而在过去冰川活动过的地区,遗留下大面积的冰碛物。这些冰碛物是早期第四纪研究的主要对象。1909年,德国的A.彭克和E.布吕克纳研究阿尔卑斯山区的第四纪冰川沉积后,划分和命名了4个冰期和3个间冰期(见表[北半球第四纪冰期对比表]),这是经典的第四纪冰期划分。其后,世界各地根据当地第四纪冰川沉积划出相应的冰期和间冰期,并与阿尔卑斯山冰期对比。中国在30年代根据庐山地区冰川沉积建立了相应的冰期系统。
第二次世界大战后,欧洲对典型的阿尔卑斯冰川沉积的研究,发现经典的4次冰期只是距今70~80万年以来发生的冰期。在这4次冰期之前,又划出多瑙和比伯两次冰期。中国则对西部第四纪冰川进行了深入研究,对中国东部是否普遍存在过第四纪山地冰川,却存在着争论。
6、风沉积物
风沉积包括沙漠和黄土。在干旱的气候条件下,岩石的风化碎屑物被风吹扬,搬运一段距离后,在有利的条件下堆积起来的一类土,最常见的是风成砂和风成黄土。
风蚀作用形成的戈壁荒漠
沙漠主要出现在大陆内部干旱地区,它们是过去的浅海、湖泊或河流形成的沙质沉积物被风吹扬改造而成的。著名的沙漠有撒哈拉沙漠、中亚沙漠、塔克拉玛干沙漠、阿拉善沙漠、澳大利亚中部沙漠等,这些沙漠主要在新生代后期或第四纪形成。第四纪时期气候发生变化时,沙漠区出现相应的扩展或收缩。例如玉木冰期时,地中海北岸雨量少,以草原为主。地中海南岸的北非地区则被森林覆盖,间冰期时这些森林被沙漠植物替代。
中国、欧洲、北美和南美都有大面积黄土分布。欧洲和北美的黄土分布在冰川作用区外围,黄土剖面中夹有古土壤层。一般认为这些黄土是冰碛物和冰水沉积中的粉沙颗粒被风吹扬,携带到冰川作用区外围堆积而成的。黄土是冰期时的堆积,古土壤是间冰期成土作用的产物。
中国北方黄土广布,总面积约38万平方公里。黄土层一般厚100~200米,最厚可达300多米。中国黄土主要是西北沙漠、戈壁地区的粉沙颗粒被风吹扬达到3500米以上的高空,被西风急流携带到黄土高原地区降落下来堆积而成的。黄土沉积保存较好的黄土塬区,黄土堆积厚而连续,其中夹有30多层古土壤层。刘东生等根据黄土岩石性质和动物化石,把黄土地层划分为早更新世午城黄土、中更新世离石黄土和晚更新世马兰黄土。距今240多万年以前,黄土已开始堆积。气候干冷时,黄土堆积速度快,形成黄土层;气候转为温湿
时,黄土堆积速度减慢,成土作用强,形成土壤层。黄土剖面中的黄土-古土壤序列记录了第四纪时期古气候变化历史,240万年以来,中国北方至少经历了24个气候旋回。
7、河湖相沉积物
第四纪地壳沉降地区往往形成大的湖泊和广阔的平原,堆积较厚的河流或湖泊沉积物。湖泊沉积与河流沉积经常交替出现。河流和湖泊周围,动植物繁盛,适于人类生活,所以河湖相沉积中经常发现动植物化石或古人类遗迹,并成为第四纪地层典型剖面。欧洲著名的维拉弗朗层、克罗默尔森林层等都属于河湖相沉积。中国河湖相沉积,主要分布在华北平原、苏北平原、江汉平原等地。华北地区的许多断陷盆地,也沉积了很厚的河湖相沉积。早更新世的三门组、泥河湾组、昔格达组、元谋组,中更新世的大荔组,晚更新世的萨拉乌苏组等第四纪典型剖面,都是河湖相沉积。
8、洞穴堆积物
指石灰岩溶洞中堆积的碎屑沉积、生物沉积和化学沉积等。碎屑沉积主要是由流水带进的砂砾和洞顶坍塌的角砾沉积,生物沉积主要是生活在洞穴中的生物遗体和粪便的沉积,化学沉积主要是沉淀出的碳酸盐沉积。洞穴常常是古人类和动物的栖息场所,古人类将食用后剩下的动物骨骼遗弃在洞内,他们在洞内制造和使用石器等。因而洞穴堆积常可发现动物化石、用火遗迹、石器、壁画以及古人类化石等,并且成为标准的第四纪地层。中国著名的北京猿人化石和周口店动物群发现于北京周口店的洞穴堆积中。广西柳城巨猿动物群、四川万县盐井沟动物群、北京周口店山顶洞人、安徽和县猿人和辽宁营口金牛山人化石等,都是从洞穴堆积中发掘出来的。欧洲的洞穴堆积中,找到过尼安德特人、克罗马农人以及其他许多古文化遗址。
9、海相沉积物
陆地上遭受第四纪海侵的地方分布有海相沉积,主要为滨海、浅海或河口沉积。第四纪海侵大多由间冰期海平面上升引起的。北欧的埃姆间冰期时,海面上升,波罗的海从芬兰湾向东南扩张了大约200公里,沉积了埃姆海相层。南欧的海相沉积以早更新世的卡拉布里层和西西里层为代表。中国第四纪海相沉积大多出露在东南沿海和琼雷地区的海成台地上,以北海组为代表。渤海、黄海、东海沿岸的钻孔中都发现有海相沉积,它们的形成与构造运动有一定关系。
海水的运动是重要的地质作用动力,主要有波浪、潮汐和洋流等运动形式。
一、 海水的破坏作用——海水对海岸带和海底的破坏作用,包括:冲蚀、磨蚀和溶蚀三种作用方式。
海水对海岸的破坏冲蚀作用
海水对岩石的破坏作用
绝大多数第四纪海相沉积分布在浅海和大洋中,主要由陆源碎屑、生物沉积和化学沉积等组成。大洋中第四纪沉积物很薄,深海钻孔岩芯往往可以看到整个第四纪时期的连续沉积,是研究第四纪发展历史和气候变化的极好材料。
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。
滨海——是波浪和潮汐运动强烈的近岸水域。在基岩海岸区较窄,低平海岸区很宽,可达数公里以上。根据海水运动的特点,滨海可分为三个带:潮上带、潮间带、潮下带。
滨海平面图
滨海以机械沉积为主,只有在泻湖环境下才有较好的化学沉积。
海相沉积物分布
滨海的潮下带形成砂坝,在适宜的条件下,砂坝不断加宽、加高,使海的边缘或海湾与外海隔离或半隔离,则形成了泻湖。
泻湖沉积特点:
1)泥砂质沉积为主,水平层理发育;
2)干旱地区的泻湖常形成盐类沉积夹在其中。
沙洲说的成盐过程图解
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,水平层理和交错层理十分发育。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。浅海较滨梅疏松、含水量高、压缩性大而强度低。
陆坡和深海沉积物主要是有机质软泥,成分均一。
深海沉积物: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,选择它作为地基时应注意海浪作用下发生移动变化的可能。
深海沉积物
10、湖泊沉积物
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。
湖心沉积物是由河流携带的细小悬浮颗粒到达湖心后沉积形成,主要是黏土和淤泥,常夹有细砂、粉砂薄层,土的压缩性高,强度低。
沼泽土主要由半腐烂的植物残体——泥炭组成,含水量极高,承载力极低,不宜作天然地基。
湖边沉积物
上述为第四纪沉积物的主要成因类型,这些沉积中富集了各种砂矿、盐湖化学沉积、泥炭和少量褐煤。世界上一些重要的稀有金属多来自滨海和河流沉积中的第四纪砂矿。广西富川、钟山、贺县地区是有名的钨、锡砂矿区,并含稀有元素。金沙江、黑龙江流域有现代河流的冲积砂金矿。南海诸岛上有现代鸟粪堆积,可作磷矿开采。内蒙古等的内陆湖泊中有钠盐,西藏高原上的内陆湖泊中有硅藻土、硼砂,在柴达木盆地有钠盐及钾、镁、锂等。中国盐湖中锂和硼的蕴藏量居世界首位。在台湾还有与第四纪火山活动有关的硫磺和其他矿产。
三、 中国第四系概况
中国第四系分布广泛,类型多样,横向多变,以陆相为主。
1、华北和东北地区
华北平原和松辽平原均有第四系发育,华北平原主要为河湖相沉积,包括粘土、粉砂、细砂等,并夹玄武岩及凝灰岩,总厚约二、三百米。中夹数层海相层,含有孔虫、介形虫等。沿海地区曾有多次短暂海侵。东北第四系与华北相似,但厚度稍小,在上更新统(如顾乡屯组)产猛犸象、披毛犀等化石,说明曾出现寒冷气候。
华北上升区(山区)也发育较好的第四系,其典型地层如下:
(1)马兰组(上更新统,Q3)黄土堆积,因北京西山马兰台黄土堆积而得名。
(2)周口店组(中更新统,Q2)石灰岩洞穴堆积,以泥砂、砾石、灰烬层为主,含有丰富哺乳动物化石,并发现了“北京人”(猿人),闻名国内外。
(3)泥河湾组(下更新统,Q1)典型湖相兼河流相沉积,主要由浅绿色、浅红色粘砂、砂粘、泥灰岩、砂层、砾石层等组成,含有淡水软体动物及脊椎动物化石。标准地点在河北省桑干河流域阳原县泥河湾、虎头梁、红岩村一带。在河南三门峡黄河两岸亦有相同层位出露,称三门组。
2、华南地区
沉积类型比较复杂,主要为洞穴堆积、阶地堆积、土状堆积及小盆地堆积。长江下游宁镇山脉地区,下更新统称雨花台组,以砾、砂为主;中、上更新统称下蜀组,为红色粘土沉积。
此外,如广西柳城巨猿洞穴堆积,云南发现元谋人的河湖相元谋组等,都属下更新统;四川万县盐井沟洞穴堆积,分布甚广的雅安砾石层(局部含砂金)等,皆属中更新统;广西柳江人洞穴堆积,四川江北砾石层等皆属上更新统。
3、中国西部及青藏地区
西部山高盆大,升降运动强烈,在山麓地带有粗碎屑堆积。如天山北麓(即准噶尔盆地南缘)下更新统称西域组,以砾石为主,厚1350m,含三门马化石。中更新统称乌苏组,厚30m;上更新统称新疆组,厚150m,皆以砾石或砾、砂、粘土等为主。盆地中全新世则主要为风沙堆积或盐湖沉积,代表干燥气候条件下的产物。如柴达木盆地共有24个盐湖,盐类总储量为600亿t,其中察尔汗盐湖是我国最大的可溶性钾镁矿床、面积5800km2多,氯化钾储量约占全国的97%,还含有大量的镁、锂等元素。
青藏高原,近年考察证明曾有多次冰川活动。在藏北遗留有众多的湖泊,蕴藏丰富的硅藻土、硼砂及盐类矿产。
四、 第四纪沉积物的基本特征
1、岩性松散:
—习称“松散堆积物”,也有胶结甚至固结的。是确定第四纪沉积物的重要特征。除海滩岩、火山岩、强钙质胶结的沉积物外。
2、成因多样:
几乎包括了所以外力成因的沉积物。
3、岩性岩相变化快:
同期沉积物可在短距离内发生相变,厚度小而多变(山顶到山脚),划分对比困难,研究难度大
4、厚度差异大:
厚度从0米到数百米。
5、不同程度地风化:
早更新世:全风化到半风化
中更新世:半风化
晚更新世:薄的风化皮
全新世:未风化
6、含哺乳动物化石和古人类:
尤其洞穴堆积。
五、 第四纪沉积物中的几种特殊土
1、软土:
软土是在静水或水流缓慢的环境中沉积,并有微生物的参与,含有较多有机质的疏松软弱黏性土。
1)软土的分布:
沿海地区滨海相、泻湖相、三角洲相;
内陆平原或山区的湖相和冲积洪积沼泽相。
2)软土的分类:
孔隙比e >1.5时,称淤泥;
1.5>e>1.0 时,称淤泥质土;
5%
10%
有机质含量>60%时,称泥炭。
3)软土的工程特性:
含水率高,天然含水率>液限,软塑-流塑状态;
渗透性低,水平向渗透系数较大;
压缩性高,变形大而不均匀,变形稳定历时长;
强度低, 与加荷速度和排水条件有关;
显著的触变性(高灵敏度)和流变性;
流变(Rheology):在一定荷载下,土的剪切变形随时间增长的特性。
触变(thixotropy):土受扰动后强度降低,但随时间增长强度能部分恢复的性能。 当软土地基不能满足承载力和变形要求,要进行人工处理!
2、湿陷性黄土( loessal soil )
湿陷性黄土是干旱气候条件下形成的一种特殊沉积物。分布在我国西北及华北地区,面
2积约63万km。
我国西北地区湿陷性黄土
1)黄土分类:
按形成年代分:老黄土、新黄土、新近堆积黄土。黄土形成年代愈久,固结成岩程度大,大孔结构退化,土质愈趋密实,强度高而压缩性小。湿陷性减弱甚至不具湿陷性。
按湿陷性分:湿陷性黄土和非湿陷性黄土。
2)黄土湿陷性(collapsibility):
天然黄土在上覆土的自重压力作用下,或在上覆土的自重压力与附加压力共同作用下,受水浸湿后土的结构迅速破坏而发生显著附加下沉的,称为湿陷性黄土。
3)黄土湿陷性的形成原因
内在因素:黄土的结构特征及其物质组成。
黄土的成分和结构上的基本特点是:以石英和长石组成的粉粒为主,矿物亲水性较弱,粒度细而均一,连结虽较强但不抗水;未经很好压实,结构疏松多孔,大孔性明显。所以,黄土具有明显的遇水连结减弱,结构趋于紧密的倾向。
黄土结构示意图
外部条件:水的浸润和压力作用。
4)天然状态下工程特性:
含水较少,坚硬—硬塑状态
压实程度差,孔隙比高,孔隙大
抗水性弱,遇水强烈崩解,湿陷明显
透水性较强,且呈各向异性
强度较高,粒间连接较强,压缩性中等。
湿陷性黄土具有以下特征:
第一,黄土中具有大量孔隙,尤其是大孔隙,这是是否具有湿陷性和湿陷性强弱的基础;
第二,颗粒间的联结因水分增加而易于削弱和破坏;
第三,粘粉含量低,尤其是具活动晶格的粘土矿物含量低。
3、膨胀土(expansive soil):
膨胀土是一种富含亲水性黏土矿物,且随含水量的增减体积发生显著胀缩变形的硬塑性黏土。
膨胀土
1)膨胀土分布:云南、广西、贵州、湖北最具代表性。
2)膨胀土特征:
呈黄褐、灰白、花斑等颜色;
黏粒含量高,且为亲水性很强的蒙脱石等黏土矿物,土中可溶盐及有机质含量较低,常含铁锰或钙质结核,结构致密;
表面有大量网状裂隙,裂面有腊状光泽的挤压面。
3)膨胀土受季节气候影响
在天然状态下,膨胀土结构致密,处于硬塑或半坚硬状态,但在不同的含水条件下,其结构和物理力学性质会发生很大的变化。夏天雨水多,膨胀土吸水发生膨胀,土体强度显著下降,房屋地基下沉;冬季雨水少,膨胀土失水干燥,土质虽然坚硬,但却发生收缩变化,产生明显的张开裂隙。这种吸水膨胀、失水收缩的反复交替变化,造成房屋地基变形,导致整体性相对较差的土木结构房屋墙体开裂、下沉。
4、填土(filling):
填土指由于人类工程活动而形成的土。
(1)素填土: 主要由碎石、砂土或黏性土组成。 其中不含杂质或杂质很少。
(2)杂填土: 建筑垃圾土、工业废料土、生活垃圾土。(浙江杭州、宁波等地由于城市的发展,建筑物的变迁,地表以碎砖瓦砾等建筑垃圾为主填积而成。)(天津的旧城区和海河两岸一般表层都有填土,主要成份有素土、瓦砾炉碴、炉灰、煤灰等杂物,有些地区是几种杂土混合填成。)
(3)冲填土: 系由水力冲填泥沙形成的沉积土。含水量大,透水性弱,排水固结差,一般呈软塑-流塑状态。(上海地区黄浦江沿岸,则多分布由水力冲填泥砂形成的冲填土。)
工程性质:
(1)素填土: 其工程性质取决于密实度和均匀性。 (相关地基强度/承载力,沉降不均)
(2)杂填土:要注意杂填土的不均匀、工程性质时效性等。 (相关地基承载力,地基压缩沉降长期性)
(3)冲填土:含水量大,透水性弱,排水固结差,一般呈软塑-流塑状态。