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地貌的形成和发展

时间:2022-01-28 理论教育 版权反馈
【摘要】:本章主要介绍与第四纪沉积物形成密切相关的风化作用、地表流水地质作用,以及海洋、湖泊和风的地质作用,并阐述第四纪地貌及特殊土的工程地质性质。残积物的成分主要为残留原地的碎屑物以及新形成的矿物,其中残留的碎屑物是鉴定残积物的主要依据。这种暂时性的无固定流槽的陆地薄层状、网状细流称为片流。
地貌的形成和发展_工程地质

第四纪沉积物是地壳岩石受到大气、水、生物及人类活动影响发生破坏后的产物,经水流、风、冰川、海洋、湖泊等作用形成的一种松散沉积物。因沉积环境变迁,第四纪沉积物结构、构造、发育厚度在横向和纵向均有较大的空间变异性。本章主要介绍与第四纪沉积物形成密切相关的风化作用、地表流水(包括暂时性和常年性流水)地质作用,以及海洋、湖泊和风的地质作用,并阐述第四纪地貌及特殊土的工程地质性质。

风化作用是地表及地表附近的岩石受温度变化以及水、二氧化碳、氧气及生物等因素的影响,在原地发生机械破碎或化学分解的过程。风化作用一般在地表最为强烈,往地下逐渐减弱。风化后的岩石完整性被破坏,力学强度降低,对工程稳定性造成不利影响。

按照风化作用的性质和方式,可分为3种类型:物理风化作用、化学风化作用、生物风化作用。

1) 物理风化作用

物理风化作用是指由于气温频繁升降的反复变化,地表岩石内部产生裂隙,发生碎裂,形成岩矿碎屑的一种机械破坏作用。由于环境温度变化,使得岩石内外温差可达40~60℃,加之岩石中各种矿物膨胀系数的不同,就产生了膨胀收缩的差异,天长日久岩石就产生裂隙,小裂隙串成大裂隙乃至网裂隙,导致岩石表层的逐层剥离,这个过程称为剥离作用。

岩石孔隙和裂隙中的水,当温度下降到0℃以下时就会结冰使体积膨胀,对裂隙周围产生很大的挤压力。在-22℃时,每平方千米面积上可产生108kg的压力,致使裂隙不断扩大,岩石破裂成碎块,称为冰劈作用。

物理风化的特征是岩矿碎屑的成分不发生变化,与母岩相同。

2) 化学风化作用

化学风化作用是指岩石在大气、水以及水中溶解物质的作用下发生化学变化,从而使岩石分解破坏,并产生新矿物的作用。化学风化作用有以下几种作用方式:

(1) 氧化作用。是岩石中的氧化亚铁、硫化物、碳酸盐类矿物在氧和水的联合作用下发生化学反应,形成新矿物的过程。如硫化物的氧化,即

FeS2+14H2O+15O2=2(Fe2O3·3H2O)+8H2SO4

(3-1)

还有磁铁矿氧化成赤铁矿,在地表常形成的铁帽是寻找原生矿的重要标志。

(2) 水解作用。是弱酸强碱盐或强酸弱碱盐遇水解离或带不同电荷的离子,这些离子与水中的H+和OH-发生反应形成含OH-的新矿物,岩石因此遭到破坏,如

(3-2)

(3) 水化作用。是有些矿物质能吸收一定量的水参加到矿物晶格中,形成含水分子的矿物,如

(3-3)

同时体积扩大60%,造成物理破坏作用。

(4) 溶解作用。自然界中的水总会有一定数量的O2、CO2和一些酸、碱物质,因此具有较强的溶解能力,能溶解大多数矿物,如含硫酸的水的作用:

CaCO3+H2SO4CaSO4+CO2+H2O

(3-4)

以及含碱质水的作用:

FeSO4+K2CO3FeCO3+K2SO4

(3-5)

石灰岩和白云岩与CO2水的作用形成重碳酸钙等。

3) 生物风化作用

生物风化作用是指生物活动对岩石造成的物理或化学破坏作用,主要包括:

(1) 根劈作用。树根对岩石的劈裂作用。

(2) 穴居动物破坏作用。打洞对岩石造成的破坏作用。

(3) 生物的新陈代谢作用。生物生存要吸取养分同时分泌酸性物质,从而破坏矿物岩石。

(4) 生物遗体腐烂分解的产物引起岩石的离解,从而破坏岩石。

上述三类风化作用在大多数情况下都是相伴而生,相互影响和促进,共同破坏着岩石。

1) 气候

气候通过气温、降水量以及生物繁衍影响风化作用方式,寒冷干旱地区以物理风化为主,湿热地区以化学风化、生物风化为主。

2) 地形

高山区、背阳面以物理风化为主;低山丘陵以及平原区、朝阳面以化学风化为主。

3) 岩石特征

岩石抗风化能力的强弱与它所含矿物成分和数量有密切的关系,常见矿物的抗风化能力由小到大的次序为:①方解石橄榄石—辉石—角闪石—长石—方石—黏土矿物—石英。②一般来说,岩石成分均一,较难风化,成分复杂,相对容易发生风化。致密程度、坚硬程度越高,岩层厚度越大越难风化(等粒结构、块状结构),疏松多孔容易风化。节理越发育越容易风化。

风化产物包括:①碎屑物质:主要是物理风化作用的产物,也有一部分是岩石在化学风化过程中完全分解的矿物碎屑。②溶解物质:是化学风化和生物风化作用的产物。③难溶物质:一些相对不活跃的Fe、Al等元素残留物在原地,形成褐铁矿、黏土矿和铝土矿

1) 风化壳

大陆地壳的表层由风化残积物组成的成层的不连续的薄壳称为风化壳。厚度一般为数厘米至数十米。被较新的岩石覆盖而保存下来的风化壳称为古风化壳。根据岩石风化后的颜色、结构、矿物成分及物理力学性质等方面的变化,将风化岩石划分为全风化、强风化、弱风化和微风化4个带,岩石风化壳分带及各带基本特征见表3-1。

表3-1 岩石风化壳分带及各带基本特征

2) 残积物

岩石风化后在原地残留的碎屑物质称为残积物。残积物主要分布在风化作用强烈的山区、丘陵和剥蚀平原。残积物一般由地表向深处颗粒由细变粗。残积物的成分主要为残留原地的碎屑物以及新形成的矿物,其中残留的碎屑物是鉴定残积物的主要依据。残积碎屑物质大小不均,棱角显著,结构松散,不具层理,表面较平坦,底界起伏不平,与基岩是过渡关系,具有垂直分带性。

由于地形起伏变化和岩石风化程度不一,残积物厚度变化很大,有时甚至相差十余米,因此在工程建设中要注意其分布的不均匀性。

陆地流水主要来自大气降水,其次是融雪水,在地下水丰富的地区也可以泉水形式转为陆地流水。陆地流水分为暂时性流水(片流和洪流)和常年性流水(河流)。

由于重力作用形成流水的重力势能,并不断转化为动能E=mv2,动能的大小与流水的流量(m)、流速(v)成正比,流量流速越大,流水的动能越大,对陆地的改造速度就越大,流水的地质作用也就越强。

现代地貌(高山峡谷、广阔平原)主要是由流水地质作用形成的,陆地流水是分布最广泛的地质外营力,陆地流水地质作用分为侵蚀作用、搬运作用和沉积作用。

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陆地薄层状、网状细流称为片流。片流对坡面产生剥皮式的破坏作用,使高处被削低,称为洗刷作用。片流搬运的碎屑物质在坡麓堆积下来形成坡积物,如图3-1所示。

图3-1 风化及暂时性流水产物分布示意图

坡积物的物质来源于坡上,而雨水、雪水的搬运能力不强,所以坡积物主要以细颗粒为主,其矿物成分与下卧基岩没有直接关系,成分主要为岩屑、矿屑、砂砾或矿质黏土。由于搬运距离较短,坡积物碎屑颗粒大小混杂,分选性差,层理不明显。

坡积物底部坡度受下伏基岩控制,其表面坡度与形成时间长短有关,时间长则表面坡度小而厚度大。坡积物在陡坡处厚度薄,在坡脚等相对平缓处堆积较厚,因此坡积物厚度变化较大。新近形成的坡积物疏松、含水量较大,压缩性较高。进行工程建设时要注意坡积物的上述工程地质特征,防治地基的不均匀沉降,避免地基失稳问题。

山洪急流、暴雨或骤然大量的融雪水逐渐集中汇成几段较大的线状水流,再向下汇聚成快速奔腾的洪流。洪流把大量的碎屑物质搬运到沟口或山麓平原堆积起来,形成洪积物。

洪流猛烈冲刷沟底、沟壁的岩石并使其遭受破坏,称为冲刷作用。冲刷作用将坡面凹地冲刷成两壁陡峭的沟谷。多次冲刷两侧形成许多小冲沟,共同构成了冲沟系统。冲沟的形成应具备如下条件:一是斜坡较陡并且坡面较疏松;二是有集中性降水或大量冰雪融水;三是坡面无植被覆盖。冲沟的发展通常经历4个阶段:一是初始阶段,沟槽较浅,水流沿沟槽发生冲刷;二是下切阶段,冲沟向底部深切,沟壁几乎直立,冲沟向上游发育;三是平衡阶段,冲沟的下切作用微弱,沟壁坡度变缓,冲沟宽度不断扩大;四是衰老阶段,冲沟坡度平缓,沟谷宽阔,沟谷形态稳定,有植被覆盖。冲沟的发育对工程建设会造成不利影响,特别是对线路工程影响较大。

洪流携带的碎屑物质既有巨大的石块又有细小的泥砂,随着地形逐渐开阔,水流逐渐分散,洪流搬运能力大大降低,棱角分明的块石、碎石、粗砂在沟口形成厚度巨大的堆积;较小的颗粒则被搬运到离沟口较远的山前倾斜平原沉积起来。洪流多次冲刷后,山口处形成锥形的洪积物,在平面上呈扇形,如图3-2所示,称为洪积扇。相邻沟谷的洪积扇连接起来,形成洪积群。

图3-2 洪积扇示意图

洪积物的特点是大小混杂,分选性差,磨圆度差,颗粒一般有棱角,可见不规则的交错层理、尖灭及透镜体构造等,如图3-3所示。洪积扇顶部厚度大,颗粒粗大,越向外堆积越少越薄,颗粒细小,具明显的分带性,可分为3个带:山口带颗粒较大,棱角分明,厚度巨大,地下水埋深大,地基承载力较高,可作为良好的天然地基。在山口和山前倾斜平原之间存在一个过渡带,颗粒变细,地下水埋深浅,常常溢出地表,形成沼泽,因而地基承载力低,不利于工程建设。靠近平原的前缘带主要由细小的粉土、黏土颗粒组成,土质较坚硬,地基承载力一般比较高,可作为较好的天然地基。

图3-3 洪积物剖面示意图

若发现洪积扇未生长植被,则应注意其发展、移动可能对工程建设的危害。洪积扇中一般地下水较丰富,可作为小型供水水源,同时也应注意工程建设时可能引发的透水问题。

河流是指具有明显河槽的常年性的水流,它是自然界水循环的主要形式。由河流作用所形成的谷地称为河谷。河水流动时,对河床进行冲刷破坏,并将所侵蚀的物质带到适当的地方沉积下来,故河流的地质作用可分为侵蚀作用、搬运作用和沉积作用。

1) 河流的侵蚀作用

河流以河水及其所携带的碎屑物质,在河水流动过程中,不断冲刷破坏河谷,加深河床的作用,称为河流的侵蚀作用。河流侵蚀作用的方式,包括机械侵蚀和化学溶蚀两种。按照河流侵蚀作用的方向,分为垂直侵蚀、侧方侵蚀和向源侵蚀3种。

(1) 垂直侵蚀

垂直侵蚀作用又称下蚀作用,是指坡度较陡、流速较大的河流向下切割,使河谷变深、谷坡变陡。一般河流上游水流湍急,河床坚硬,河床底部落差大,下蚀作用表现显著,因此上游河谷常呈“V”字形,如图3-4所示。

图3-4 下蚀作用的表现

垂直侵蚀的发展取决于侵蚀基准面,即河流所流入的相对静止的水体的水面。河流大多流入海洋,所以它们的侵蚀基准面就是海平面。当河床纵剖面形成河口与海平面齐平的平滑和缓的曲面时,垂直侵蚀暂时停止,这个剖面称为均衡剖面。

垂直侵蚀作用使跨河建筑物的地基遭受破坏,应使这些建筑物基础埋置深度大于下蚀作用的深度,并对基础采取保护措施。

(2) 侧方侵蚀

侧方侵蚀作用又称旁蚀或侧蚀,是指受地球自转偏向力的作用或河道弯曲影响,水流形成横向环流,对河岸产生侧向冲刷,使河床加宽,河谷形态复杂化,形成河曲(图3-5)、蛇曲、河流摆尾和牛轭湖等地貌现象。

如图3-5所示,在地球自转偏向力的作用下,河道中的表层水流以较大的流速冲向凹岸,使凹岸岸壁不断受冲刷而坍塌后退;被冲刷下来的碎屑物质受横向环流作用在凸岸不断堆积起来,河湾曲率增大;在纵向流的作用下,河湾逐渐向下游移动,日积月累,河床平面发生摆动,河道加宽。

图3-5 河曲水流示意图

河曲发育逐渐形成蛇曲,如图3-6所示,仍然不断发生凹岸冲刷、凸岸堆积,最终水流不再绕过蛇曲部分(图中阴影部分),而是直接顺着河道流向下游,这种作用称为裁弯取直。图中的阴影部分在地貌上形成牛轭湖。

图3-6 河流裁弯取直作用示意图

一般河流中游河床底坡变缓,水流流速降低,侧方侵蚀表现显著,因此河谷常呈“U”字形。

(3) 向源侵蚀

向源侵蚀作用又称溯源侵蚀作用,是指由于河流下切的侵蚀作用而引起的河流源头向河间分水岭不断扩展伸长的现象。向源侵蚀的结果是使河流加长,扩大河流的流域面积,改造河间分水岭的地形和发生河流袭夺现象,形成断头河和袭夺河。

2) 河流的搬运作用

河流将其携带的大量碎屑物质和化学溶解物质不停地向下游方向输送的过程,称为河流的搬运作用。河流搬运的物质主要来源于两个方面:一是流域内由片流洗刷和洪流冲刷侵蚀作用产生的物质;二是由河流对自身河床的侵蚀作用产生的物质。河流的搬运方式可分为机械搬运和化学溶运。在河流上游流速大,碎屑颗粒沿河床滚动、滑动,以拖运(推运)为主;在河流中下游,泥砂大小和数量随流速改变,以悬运为主;可溶性物质在河流里则以溶运为主。河流搬运能力和输送泥砂的数量取决于流速和流量的大小,流速大则搬运能力强,搬运物质颗粒就大,因此河流搬运物质在上游颗粒较粗,向下游逐渐变细,这也是河流的分选作用。由于搬运距离长,被搬运物质与河床直接不断地碰撞摩擦,颗粒棱角被磨圆。

3) 河流的沉积作用

河水在搬运过程中,由于流速和流量的减小,搬运能力也随之降低,而使河水在搬运中的一部分碎屑物质从水中沉积下来的过程,称为河流的沉积作用。由此形成的堆积物,称为河流的冲积物。河流的沉积作用会造成河道淤塞、浅滩和水库淤积等问题。

河流的冲积物特征主要是磨圆度良好,分选性好,层理清晰。河流上游多沉积大的块石、卵石、砾石;中游多为卵砾石、粗砂;下游多为中砂、细砂和黏性土等。

河流冲积物分布很广,可分为山区河谷冲积物、山前平原冲洪积物、平原河谷冲积物和河口三角洲沉积物等类型。

山区河谷冲积物大多为卵石、砾石,大小不同的卵砾石互相交错,透水性很大,抗剪强度高。因山区河流流速大,所以冲积物厚度不大。由于山区常发生泥石流,因此山区河谷中还可能有泥石流堆积物。

山前平原冲洪积物常沿山麓分布,厚度巨大,具有分带性。山口处主要是冲积物和洪积的粗碎屑物,力学性质和工程地质性质较好;平原前缘主要为砂和黏性土,力学性质和工程地质性质变差。

平原河谷冲积物可分为河床冲积物、河漫滩冲积物和牛轭湖沉积物等。河床冲积物由卵石、砾石、砂、黏性土和淤泥等组成;河漫滩冲积物是洪水泛滥溢出河床带来的沉积物,洪水带来的细砂、黏性土覆盖在下部河床沉积的粗颗粒上,形成二元结构,具斜层理和交错层理;牛轭湖冲积物主要是富含有机物的淤泥、泥炭等。平原河谷冲积物中卵石、砾石和密实的粗砂等承载力较高,地基稳定性较好;饱和的细砂、淤泥、泥炭、未固结的黏性土工程地质性质差,是软弱地基。

河口三角洲沉积物厚度巨大,颗粒较细,以砂和黏性土为主,一般呈层状分布,局部呈透镜体状。河口三角洲沉积物一般含水量较大,有的有淤泥分布。河口三角洲沉积物上层经过长期干燥和压实后,含水量变小,承载力提高,被称为硬壳层,在工程建设中适当利用,可节约工程造价。在河口三角洲上进行工程建设时还要注意查明暗浜、古河床等。

4) 常见地形地貌

由于河流沉积作用影响,形成了以下常见地貌:

(1) 冲积扇,即河流沉积作用形成的扇形碎屑堆积。

(2) 三角洲,即河流入海处沉积形成的喇叭形碎屑堆积。

(3) 冲积平原,即河流沉积作用形成的平原。

(4) 沙洲,河道中间部分因流速减小沉积形成的碎屑沉积。

(5) 阶地,指沿着谷坡走向呈条带状分布或断断续续分布的阶梯状平台(图3-7)。

(6) 河谷(图3-8),河谷是在流域地质构造的基础上,经河流的长期侵蚀、搬运和堆积作用逐渐形成和发展起来的一种地貌。河谷上、中、下游地貌特征不同(图3-9)。谷底是河谷地貌的最低部分,地势较平坦,其宽度为两侧谷坡坡麓之间的距离。谷底上分布有河床及河漫滩。河床是在平水期间为河水所占据的部分,河漫滩是在洪水期间才为河水淹没的河床以外的平坦地带。谷坡是高出谷底的河谷两侧的坡地。


图3-7 河流阶地的形态要素
1—阶地面;2—阶坡(陡坎);3—前缘;4—后缘;5—坡脚;
h2—后缘高度;h—阶地平均高度;h1—前缘高度;d—坡积裙

图3-8 河谷形态要素示意图

图3-9 河谷地貌特征

阶地是在河流侵蚀、沉积及地壳升降运动共同作用下形成的。阶地有多级时,从河漫滩向上依次称为一级阶地、二级阶地、三级阶地等。每级阶地都有阶地面、阶地前缘、阶地后缘、阶地斜坡和阶地坡麓等要素。根据阶地的成因、结构和形态特征,可将其划分为侵蚀阶地、堆积阶地(上迭、内迭)和基座阶地三大类型,如图3-10所示。侵蚀阶地地面平缓,基岩出露,几乎没有松散沉积物;堆积阶地松散沉积物厚度大,下伏基岩不出露;基座阶地顶面为松散沉积物,厚度不大,下伏基岩。

图3-10 阶地类型

1) 湖泊地质作用

湖泊的活动性很弱,所以湖泊的侵蚀搬运能力都很弱,其地质作用主要表现在沉积作用上,分为机械沉积、化学沉积和生物沉积。

(1) 湖泊的机械沉积作用

沉积物的来源主要是河流携带来的碎属物,少量是由湖岸带湖浪侵蚀而来的。湖泊沉积物的特点如下:

① 是明显的环状分带现象。湖岸边缘和河流入湖的三角洲处为较粗碎属(砂砾、砂粒)沉积,愈向湖心沉积物愈细(黏土)。

② 具有良好的水平层理。

③ 常有动植物化石。

湖泊由于泥砂不断沉积,湖底被逐渐抬高,湖水变浅,最终被淤塞而消亡。

(2) 湖泊的化学沉积作用

湖泊的化学沉积作用主要受气候及地理位置影响,有较大差异。干旱气候地区湖泊的化学沉积作用主要分布于我国西北地区,由于气候干燥,蒸发量大于降水量,湖水中的盐分逐渐增加,当盐类达到饱和时就会结晶沉淀下来,在湖底形成一层一层的盐类沉淀。

由于盐类矿物溶解度的差异,在盐湖中常形成一定的结晶阶段,即溶解度小的先结晶,溶解度大的后结晶,出现交替沉积现象。其顺序为:①碳酸盐沉积阶段(碱湖、苏打湖),以天然碱为主。②硫酸盐沉积阶段(苦湖、苦盐湖),湖水有苦味,以芒硝、石膏为主。③氯化物沉积阶段(盐湖),以岩盐、钾盐为主。④硼酸盐沉积阶段(硼砂湖),以硼砂矿为主。西北地区是我国重要的盐矿产区。

由于气候温湿,雨量充沛,化学作用和生物化学作用强烈,易溶物质Na、K、Mg等元素被流水带走,而溶解度较小的物质如Fe、Mn、Al等元素在适当的条件下(细菌作用、硫化氢作用、氧化作用)可形成低价盐化合物沉淀,并可形成菱铁矿、褐铁矿等矿物。

(3) 湖泊的生物沉积作用

湖中藻类、微生物、动植物遗体与黏土混合形成腐泥,有机质经细菌分解产生碳氢化合物,最终形成石油天然气。我国西北的大庆油田、华北胜利油田等都属于古湖泊沉积成因的油气田。

2) 海洋地质作用

海水的运动是重要的地质作用动力,主要有波浪、潮汐、蚀流和洋流4种运动形式。

(1) 波浪及其侵蚀、搬运作用

波浪的冲蚀作用一般发生在海岸带,形成特有的海蚀地貌,如海蚀穴、海蚀崖、海蚀柱、海蚀拱桥和海蚀阶地等。海浪的磨蚀作用主要发生在海水几米至几十米深的地方。拍岸浪破坏的岩块随着退流带到滨海底部来回滚动,即对海底进行磨蚀,本身相互间摩擦磨圆,成为磨圆度很好的砾石和砂粒。

波浪的搬运作用能引起近岸带沉积物的搬运和再沉积。进流就将水下的砂、砾向岸上搬运,形成砾滩、砂滩或砂坝;回流又搬回水下在离岸一定距离的水下沉积,成长为平行海岸的砂堤或砂坝。如果波浪斜击海岸形成沿岸流,常形成砂砠或砂坝将近陆的一部分水域与外海隔离开来使其转变成湖泊,称为泻湖。

(2) 潮汐及其侵蚀、搬运作用

海水在月球和太阳引力及地球自转产生的离心惯性力的共同作用下产生周期性的涨落现象,称为潮汐。在平坦的海岸带,潮水的涨落影响到相当宽阔的范围,对于沉积物起着反复的侵蚀、搬运和再沉积的作用,控制着沉积物的性质和特征。在狭窄的河口地带,潮流的侵蚀搬运作用特别强烈,因而河口被强烈冲刷,不形成三角洲,相反,河口向外海呈漏斗状展开,称为三角港。

(3) 洋流及其侵蚀、搬运作用

海水沿一定方向作大规模有规律的流动,称为洋流(海流)。洋流的宽度从数十千米到数百千米,长达数千千米,流速较慢,有表层洋流,也有深部洋流。表层洋流主要是由定期而来的信风产生的,其次为海水温差产生暖流和寒流。深部洋流主要是海水密度差引起的密度流,其流向可以是水平的,也可以是垂直的环流。洋流的地质作用主要是搬运作用和轻微的海底侵蚀作用。

(4) 浊流及其侵蚀、搬运作用

浊流是一种含有大量悬浮物质(砂、粉砾、泥质物质)并以较高速度向下流动的水体。推测可能是由暴风浪、地震、火山以及海底滑坡引起的,往往能在海底进行侵蚀、搬运、沉积等地质作用。大陆坡上普遍发育着“V”字形峡谷,其底部常有扇形、锥形碎屑堆积物和生物碎屑堆积物,称为深海冲积扇(锥),推测为浊流侵蚀、搬运作用形成的。许多深海平原上的沉积物也认为是由浊流搬运而来的。

总的来说,海水的搬运以波浪搬运作用为主,一般具有明显的分带性:较粗、较重的颗粒搬运距离近(在近岸沉积),较细、较轻的颗粒搬运距离远,化学溶蚀物质搬运更远。因此可以根据沉积物的粗细、轻重分析当时距离海岸的远近。

(5) 海洋的沉积作用

海洋沉积物来源于陆源物质、生物物质和海底火山喷发的产物及宇宙降落的陨石、尘埃。

滨海是波浪和潮汐运动强烈的近岸水域,其下界为浪基面。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。

浅海是指水下岸坡以下(以水下砂坝为标志)直至200m深度的海域,其海底为大陆架。浅海是最主要的沉积场所,接纳了陆上河流带来的大量碎屑物质和溶运物质。由近岸到浅海处,沉积物由粗到细:粗砂→中砂→细砂→粉砂(粉砂质黏土),具有良好的水平层理,常含有较完整的动物遗体、贝壳等。化学沉积物来自海水溶蚀物质以及河流地下水带来的溶解物质和胶体物质。由于浅海中生物大量繁殖和死亡,它们的骨骼和外壳就在适宜的环境下沉淀下来,形成生物沉积岩。

半深海是位于大陆坡上的水域,深海是位于大洋底上的水域。沉积物颗粒极细,主要是悬浮于水中的黏土及浮游生物遗骸(浊流沉积属特殊沉积),还有少量海底火山喷发及浮冰带来的碎屑物质。

浊流沉积是由砂、粉砂等细碎屑物与泥质物组成韵律交互层,具有清楚的递变层理及印模等构造,固结而成浊积岩。太平洋四周的海沟中都充填着浊流沉积,并形成巨大的海底平原。

海水面的升降是在地质历史中频繁发生的现象,它与构造运动、海底扩张速度变化及海水量的变化相关。火山的大规模喷发可能引起海水量的增加,冰川作用时期则引起海水量的减少。

风能剥蚀破坏基岩,也能搬运堆积砂和尘土,是一种重要的地质外动力。

1) 风的剥蚀作用

风蚀作用是风的自身的力量和所携带的砂土对地表岩石进行破坏的地质作用,包括吹扬和磨蚀两种方式。吹扬(吹蚀)作用是风吹过地表时,由于气流的冲击力和上举力,把岩石表面风化的疏松物质吹扬起来的作用。磨蚀作用是风力吹扬起来的砂石冲击,摩擦岩石,使其发生破坏作用。

上述两种作用是同时进行的,统称为风蚀作用,其强弱与风力大小及地表岩石性质有关。一般砂砾主要集中在距地表30m以下的高度,越近地表处风蚀作用越强烈。风蚀作用塑造了风棱石、蜂窝石(风蚀壁龛)、风蚀柱、风蚀蘑菇、风蚀谷、风蚀残丘和风蚀城、风蚀洼地等地貌形态。

2) 风的搬运作用

风的搬运作用是风把碎属物质携带到别处的过程,有悬移、跳移、蠕移3种方式。悬移是细而轻的颗粒在风的吹扬作用下,悬浮在空中进行搬运的方式。跳移是砂砾在风力作用下以跳跃的方式被搬运。70%~80%的砂砾是以跳移搬运的。蠕移是较粗大的砂粒在风的作用下沿地表滚动或滑动。

3) 风的堆积作用

风力堆积的物质称为风积物,包括风成砂和风成黄土堆积。

(1) 风成砂的特点与堆积特征

风成砂的特点:①碎属物成分以石英、长石、砂粒为主,可见到较多的铁镁质及其他化学性质不稳定的矿物,这是水力搬运物中少见的。②具有极好的分选性和极高的磨圆度。③具有规模较大的交错层理。④颜色多样,以红色为主。

风成砂的堆积方式有:①沉降堆积,是因风力减弱而发生的。②遇阻堆积,是因遇到障碍物而发生的。

风积地貌有:①砂堆,是含砂气流在障碍物的背风面形成的堆积体。呈舌状,高小于10m,长可达数十米至数百米。②沙丘,是风积物形成的砂质丘岗。是从砂堆中演化而来的,有新月形、纵向沙垄、星状砂丘等多种形态。沙丘是移动的,每年一般移动5~50m,移向之处破坏性极大,沙漠化已成为人类生活的一大公害。

(2) 风成黄土堆积(略)

由于内、外力地质作用的长期进行,在地壳表面形成了各种不同成因、不同类型、不同规模的起伏形态,称为地貌。地貌学是专门研究地壳表面各种起伏形态的形成、发展和空间分布规律的科学。

在这里,“地形”和“地貌”是两个不同含义的概念。“地形”通常用来专指地表既成形态的某些外部特征,如高低起伏、坡度大小和空间分布等。“地貌”含义则比较广泛,不仅包括地表形态的全部外貌特征,如高低起伏、坡度大小、空间分布、地形组合及其与邻近地区地形形态之间的相互关系等,还包括运用地质动力学的观点,分析和研究这些形态的成因和发展。地貌条件与公路工程建设有着密切的关系。

地貌条件与土木工程的建设及运营有着密切的关系,许多工程项目,如公路、隧道等常需穿越不同的地貌单元,会遇到各种地貌问题。因此,地貌条件是评价各种土木工程构筑物地质条件的重要内容之一。为了处理好工程建设与地貌条件之间的关系,就必须学习和掌握一定的地貌知识。

地壳表面的各种地貌都在不停地形成和发展变化,促使地貌形成和发展变化的动力是内、外力地质作用。

内力地质作用形成了地壳表面的基本起伏,对地貌的形成和发展起着决定性的作用。例如,地壳的构造运动不仅使地壳岩层因受到强烈的挤压、拉伸或扭动而形成一系列褶皱带和断裂带,而且还在地壳表面造成大规模的隆起区和沉降区。隆起区将形成大陆、高原、山岭;沉降区则形成海洋、平原、盆地。此外,地下岩浆的喷发活动对地貌的形成和发展也有一定的影响。裂隙喷发可形成火山锥和熔岩盖等堆积物,后者的覆盖面积可达数百以至数十万平方千米,厚度可达数百、数千米。内力地质作用不仅形成了地壳表面的基本起伏,而且还对外力作用的条件、方式及过程产生较大的影响。例如,地壳上升,则侵蚀、剥蚀、搬运等作用增强,堆积作用就变弱;地壳下降,则情况相反。

外力地质作用根据其作用过程可分为风化、剥蚀、搬运、堆积和成岩等作用。外力地质作用对由内力地质作用所形成的基本地貌形态不断地进行雕塑、加工,使之复杂化。其总趋势是削高补低,力图把地表夷平,即把由内力地质作用所造成的隆起部分进行剥蚀破坏,同时把破坏所形成的碎屑物质搬运堆积到由内力地质作用所造成的低地和海洋中去。内力地质作用在不断造成地表上升和下降从而改变地壳平衡的同时,会引起各种外力地质作用的加剧;而外力地质作用在改变地表形态的同时也会改变地壳已有的平衡,从而为内力地质作用提供了条件。

综上所述,地貌的形成和发展是内、外力地质作用共同作用的结果,我们现在看到的各种地貌形态,就是地壳在这两种地质作用下发展到现阶段的形态表现。

1) 地貌的分级

不同等级的地貌其成因不同,形成的主导因素也不同。地貌规模相差悬殊,按其相对大小,并考虑其地质构造条件和塑造地貌的地质营力进行分级,一般可划分为以下5级:

(1) 星体地貌

把地球作为一个整体来研究,反映其形态、大小、海洋分布等总体特征,构成星体地貌特征。

(2) 巨型地貌

地球上的大陆和海洋,是高度上具有显著差异的两类地貌,它们几乎全是由内力地质作用形成的,所以又称为大地构造地貌。

(3) 大型地貌

如陆地上的山脉、高原、平原、大型盆地,海洋中的海底山脉、海底平原等,这些地貌主要是由内力地质作用形成的,往往和大地构造单元(陆地)一致,是地壳长期发展的结果。

(4) 中型地貌

中型地貌是大型地貌内的次一级地貌,如河谷及河谷间的分水岭、山间盆地等,主要由外力地质作用形成。内力地质作用在此过程中是中型地貌基本构造形态形成和发展的基础,而外力地质作用则决定了中型地貌的外部形态。

(5) 小型地貌

小型地貌是中型地貌的各个组成部分,如沙丘、冲沟、谷坡阶地等,小型地貌的形态特征主要取决于外力地质作用,并受岩性的影响。

2) 地貌的分类

(1) 地貌的形态分类

地貌的形态分类,就是按地貌的绝对高度、相对高度以及地面的平均坡度等形态特征进行分类。表3-2是大陆上山地和平原的一种常见的分类方案。

表3-2 大陆地貌的形态分类

(2) 地貌的成因分类

目前还没有公认的地貌成因分类方案,根据土木工程的特点,以地貌形成的主导因素分类如下:

① 内力地貌

以内力作用为主所形成的地貌称为内力地貌,依据不同的内力地质作用可分为:

A. 构造地貌

构造地貌是指由地壳的构造运动所造成的地貌,其形态能充分反映原来的地质构造形态。如高地符合于构造隆起和上升运动为主的地区,盆地符合于构造凹陷和下降运动为主的地区,如褶皱山、断块山等。

B. 火山地貌

由火山喷发的熔岩和碎屑物质堆积所形成的地貌为火山地貌,如熔岩盖、火山锥等。

② 外力地貌

以外力作用为主所形成的地貌为外力地貌,根据外动力的不同可分为以下几种:

A. 水成地貌

水成地貌以水的作用为地貌形成和发展的基本因素。水成地貌又可分为面状洗刷地貌、线状冲刷地貌、河流地貌、湖泊地貌与海洋地貌等。

B. 冰川地貌

冰川地貌以冰雪的作用为地貌形成和发展的基本因素。冰川地貌又可分为冰川剥蚀地貌与冰川堆积地貌,前者如冰斗、冰川槽谷等,后者如侧碛、终碛等。

C. 风成地貌

风成地貌以风的作用为地貌形成和发展的基本因素。风成地貌又可分为风蚀地貌与风积地貌,前者如风蚀洼地、蘑菇石等,后者如新月形沙丘、沙垄等。

D. 岩溶地貌

岩溶地貌以地表水和地下水的溶蚀作用为地貌形成和发展的基本因素。其所形成的地貌如溶沟、石芽、溶洞、峰林、地下暗河等。

E. 重力地貌

重力地貌以重力作用为地貌形成和发展的基本因素。其所形成的地貌如崩塌、滑坡等。

此外,还有黄土地貌、冻土地貌等。

山岭地貌又称山地地貌。山岭地貌形状极其复杂,常以山岭地貌的形态要素来描述其形态特征。

山顶是山岭地貌的最高部分。山顶呈长条状延伸时叫山脊。山脊标高较低的鞍部称为垭口。山顶的形状与岩性和地质构造等条件密切相关,可能呈现尖顶、圆顶和平顶,如图3-11。一般来说,山体岩性坚硬、岩层倾斜或受冰川的刨蚀时,多呈尖顶或很狭窄的山脊;在气候湿热、风化作用强烈的花岗岩或其他松软岩石分布地区,岩体经风化剥蚀,多呈圆顶;在水平岩层或古夷平面分布地区,则多呈平顶,典型的如方山、桌状山等(图3-12)。

图3-11 山顶的各种形状

图3-12 方山和桌状山

山坡是山岭地貌的重要组成部分。山坡的形状有直线形、凹形、凸形以及复合形等各种类型,这取决于新构造运动、岩性、岩体结构及坡面剥蚀和堆积的演化过程等因素。

山脚是山坡与周围平地的交接处。由于坡面剥蚀和坡脚堆积,使山脚在地貌上一般并不明显,在那里通常有一个起着缓坡作用的过渡地带,它主要由一些坡积裙、冲积扇、洪积扇及岩堆、滑坡堆积体等流水堆积地貌和重力堆积地貌组成。

由构造作用形成的山岭分为平顶山、单面山、褶皱山、断块山和褶皱断块山。

平顶山是由水平岩层构成的一种山岭,多分布在顶部岩层坚硬(如灰岩、胶结紧密的砂岩或砾岩)和下卧层软弱(如页岩)的硬软互层发育地区,在侵蚀、溶蚀和重力崩塌作用下,使四周形成陡崖或深谷,由于顶面坚岩抗风化力强而兀立如桌面。由水平硬岩层覆盖其表面的分水岭,有可能成为平坦的高原。

单面山是由单斜岩层构成的沿岩层走向延伸的一种山岭,如图3-13(a)所示,它常常出现在构造盆地的边缘和舒缓的穹窿、背斜和向斜构造的翼部,其两坡一般不对称。与岩层倾向相反的一坡短而陡,称为前坡。前坡多是经外力的剥蚀作用所形成,故又称为剥蚀坡。与岩层倾向一致的一坡长而缓,称为后坡或构造坡。如果岩层倾角超过40°,则两坡的坡度和长度均相差不大,其所形成的山岭外形很像猪背,所以又称猪背岭,如图3-13(b)所示。

图3-13 单面山山岭

单面山的前坡,由于地形陡峻,若岩层裂隙发育,风化强烈,则易发生崩塌,且其坡脚常分布有较厚的坡积物和倒石堆,稳定性差,不利于作为建筑的场地。后坡由于山坡平缓,坡积物较薄,所以是建筑选址的理想场地。但在岩层倾角大的后坡上进行路堑开挖施工时应注意边坡的稳定问题,因为开挖路堑后与岩层倾向一致的一侧,会因坡脚开挖而失去支撑,尤其是当地下水沿着其中的软弱岩层渗透时易产生顺层滑坡。

褶皱山是由褶皱岩层所构成的一种山岭。在褶皱形成的初期,往往是背斜形成高地(背斜山),向斜形成凹地(向斜谷),地形是顺应构造的,所以称为顺地形(图3-14(a))。但随着外力剥蚀作用的不断进行,有时地形也会发生逆转现象,背斜因长期遭受强烈剥蚀而形成谷地,而向斜则形成山岭,这种与地质构造形态相反的地形称为逆地形(图3-14(b))。

图3-14 顺地形和逆地形

断块山是由断裂变动所形成的山岭。它可能只在一侧有断裂,也可能两侧均为断裂所控制。断块山在形成的初期可能有完整的断层面及明显的断层线,断层面构成了山前的陡崖,断层线控制了山脚的轮廓,使山地与平原或山地与河谷间界线相当明显而且比较顺直。以后由于剥蚀作用的不断进行,断层面便可能遭到破坏而后退,崖底的断层线也被巨厚的风化碎屑物所掩盖。此外,由断层所构成的断层崖也常受垂直于断层面的流水侵蚀,因而在谷与谷之间就形成一系列断层三角面,它常是野外识别断层的一种地貌证据。

上述山岭都是由单一的构造形态所形成的,但在更多情况下,山岭常常是由它们的组合形态所构成。由褶皱和断裂构造的组合形态构成的山岭称为褶皱断块山,这里曾经是构造运动剧烈和频繁的地区。

火山作用形成的山岭,常见的有锥状火山和盾状火山。锥状火山是多次火山活动造成的,其熔岩黏性较大、流动性小,冷却后便在火山口附近形成坡度较大的锥状外形,比如高达3758m的日本富士山即为锥状火山。盾状火山是由黏性较小、流动性大的熔岩冷凝形成,故其外形呈基部较大、坡度较小的盾状,冰岛、夏威夷群岛的火山山地即为盾状火山。

剥蚀作用形成的山岭是在山体地质构造的基础上,经长期外力剥蚀作用所形成的。例如,地表流水侵蚀作用所形成的河间分水岭,冰川刨蚀作用所形成的刃脊、角峰,地下水溶蚀作用所形成的峰林等,都属于此类山岭。由于此类山岭的形成是以外力剥蚀作用为主,山体的构造形态对地貌形成的影响已退居不明显地位,所以此类山岭的形态特征主要取决于山体的岩性、外力的性质及剥蚀作用的强度和规模。

平原地貌是地壳在升降运动微弱或长期稳定的条件下,经过风化剥蚀夷平或岩石风化碎屑经搬运而在低洼地面堆积填平所形成的。平原地貌的形态特点是地势开阔平坦,地面高低起伏不大。

平原按高程可分为高原、高平原、低平原和洼地;按成因,可分为构造平原、剥蚀平原和堆积平原。

构造平原主要是由地壳构造运动形成而又长期稳定的结果。其特点是微弱起伏的地面与岩层面一致,堆积物厚度不大,基岩和地下水埋深较浅。构造平原可分为海成平原和大陆拗曲平原。海成平原是因地壳缓慢上升、海水不断后退所形成的,其地形面与岩层面基本一致,上覆堆积物多为泥沙和淤泥,工程地质条件不良,并与下伏基岩一起略微向海洋方向倾斜。大陆拗曲平原是因地壳沉降使岩层发生拗曲所形成,岩层倾角较大,在平原表面留有凸状或凹状的起伏形态,其上覆堆积物多与下伏基岩有关,两者的矿物成分很相似。

剥蚀平原是在地壳上升微弱、地表岩层高差不大的条件下,经外力的长期剥蚀夷平所形成的。其特点是地形面与岩层面不一致,在凸起的地表上,上覆堆积物很薄,基岩常裸露于地表;在低洼地段有时覆盖有厚度稍大的残积物、坡积物、洪积物等。按外力剥蚀作用的动力性质不同,剥蚀平原又可分为河成剥蚀平原、海成剥蚀平原、风力剥蚀平原和冰川剥蚀平原,其中较为常见的是前两种。河成剥蚀平原是由河流长期侵蚀作用所造成的侵蚀平原,亦称准平原,其地形起伏较大,并沿河流向上游逐渐升高,有时在一些地方则保留有残丘。海成剥蚀平原由海流的海蚀作用所造成,其地形一般极为平缓,并略微向现代海平面倾斜。

剥蚀平原形成后,往往因地壳运动变得活跃,剥蚀作用重新加剧,使剥蚀平原遭到破坏,故其分布面积常常不大。剥蚀平原的工程地质条件一般较好。

堆积平原是地壳在缓慢而稳定下降的条件下,经各种外力作用的堆积填平所形成。其特点是地形开阔平缓,起伏不大,往往分布有厚度很大的松散堆积物。按外力堆积作用的动力性质不同,堆积平原又可分为河流冲积平原、山前洪积冲积平原、湖积平原、风积平原和冰碛平原,其中较为常见的是前面3种。

第四纪地质年代是距今最新的地质年代,作为第四纪的沉积物,土是各类岩石经风化、搬运、沉积作用而成,未经固结成岩作用,是人类工程经济活动的主要地质环境。根据不同的地质作用、沉积环境、物质组成等,土的成因类型可分为残积土、坡积土、洪积土、冲积土、海洋土、湖积土、风积土等,其工程地质性质各异,前面已一一介绍。

土的性质和分类是土力学课程讨论的重点,在工程地质研究中主要关注特殊土的工程地质性质。特殊土指具有一定的分布区域或工程意义,同时具有特殊成分、状态和结构特征的土,这里主要介绍软土、湿陷性土、膨胀土、红黏土和冻土的工程地质特性。

软土是天然含水量大、压缩性高、承载力和抗剪强度很低的呈软塑—流塑状态的黏性土。它是软黏性土、淤泥质土、淤泥、泥炭质土和泥炭的总称。

软土是在第四纪后期于沿海地区的滨海相、泻湖相、三角洲相和溺谷相,内陆平原或山区的湖相和冲积洪积沼泽相等静水或非常缓慢的流水环境中沉积,并经生物化学作用所形成的。我国软土主要分布于沿海平原地带、内陆湖盆、洼地及河流两岸地区。

我国软土具有以下特征:①软土的颜色多为灰绿、灰黑色,手摸有滑腻感,能染指,有机质含量高时有腥臭味。②软土的颗粒成分主要为粘粒和粉粒,粘粒含量高达60%~70%。③软土的矿物成分,除粉粒中的石英、长石、云母外,黏土矿物主要是伊利石,高岭石次之。此外,软土中常含有一定量的有机质,含量可达8%~9%。④软土具有典型的海绵状或蜂窝状结构,其孔隙比大,含水量高,透水性小,压缩性大,这是其强度低的重要原因。⑤软土具有层理构造,软土、薄层粉砂、泥炭层等相互交替沉积,或呈透镜体相间沉积,形成性质复杂的土体。

软土的天然含水量总是大于液限。软土的高含水量和高孔隙性特征是决定其压缩性和抗剪强度的重要因素。软土的渗透系数一般在i×10-6~i×10-8cm/s之间。因此土层在自重或荷载作用下达到完全固结所需的时间很长。软土均属高压缩性土,其压缩系数α1-2一般为0.7~1.5MPa-1,而且压缩系数随着土的液限和天然含水量的增大而增高。软土的天然不排水抗剪强度一般小于30kPa。软土具有显著的结构性,一旦受到扰动,其结构受到破坏,土的强度显著降低,甚至呈流动状态。软土在不变的剪应力作用下,将连续产生缓慢的剪切变形,并可能导致抗剪强度的衰减。

所以在软土地基上修建建筑物,必须重视地基的变形和稳定问题。软土地基如果不作任何处理,一般不能承受较大的建筑物荷载,否则会出现地基的剪切破坏乃至滑动。此外,软土地基上建筑物的沉降比较大,而且,因软土沉降稳定时间比较长,建筑物基础的沉降往往会持续数年甚至数十年以上。

凡天然黄土在一定压力作用下,受水浸湿后,土的结构迅速破坏,发生显著的湿陷变形,强度也随之降低的,称为湿陷性黄土。湿陷性黄土分为自重湿陷性和非自重湿陷性两种。黄土受水浸湿后,在上覆土层自重应力作用下发生湿陷的称自重湿陷性黄土;若在自重应力作用下不发生湿陷,而需在自重和外荷载共同作用下才发生湿陷的称为非自重湿陷性黄土。

在我国,湿陷性黄土占黄土地区总面积的60%以上,约为40万km2,而且又多出现在地表浅层,如晚更新世(Q3)及全新世(Q4)。新黄土或新堆积黄土是湿陷性黄土的主要土层,主要分布在黄河中游如山西、陕西、甘肃大部分地区以及河南西部,其次是宁夏、青海、河北的一部分地区,新疆、山东、辽宁等地局部也有发现。

我国湿陷性黄土的固有特征是:①颜色以黄色、褐黄色、灰黄色为主。②粒度成分以粉土颗粒(0.005~0.075mm)为主,约占60%。③结构疏松,孔隙多而大,孔隙比一般在1.0左右,或更大。④含有较多的可溶性盐类,如重碳酸盐、硫酸盐、氯化物。⑤无层理,具有垂直和柱状节理。⑥具有湿陷性。

湿陷性黄土塑性较弱,液限一般在23~33之间,塑性指数在8~13之间。含水量较低,天然含水量在10%~25%,常处于坚硬或硬塑状态。抗水性弱,遇水强烈崩解,湿陷明显。密实度差,孔隙比较高,孔隙大,强度较高。天然状态的黄土虽然孔隙较多,但颗粒间联结较强,抗剪强度较高,压缩性中等,因此可形成高的陡坎或能在其中开挖窑洞。

湿陷性黄土的湿陷性以及湿陷性的强弱程度是黄土地区工程地质条件评价的主要内容。湿陷性黄土的湿陷一般总是在一定的压力下才能发生,低于这个压力时,黄土浸水不会发生显著湿陷,这个开始出现明显湿陷的压力,称为湿陷起始压力。这是一个很重要的指标,在工程设计中,若能控制黄土所受的各种荷载不超过起始压力则可避免湿陷。

膨胀土是指含有大量的强亲水性黏土矿物成分,具有显著的吸水膨胀和失水收缩且胀缩变形往复可逆的高塑性黏土。

膨胀土一般分布在盆地内岗,山前丘陵地带和二、三级阶地上。大多数是上更新世及以前的残坡积、冲积、洪积物,也有晚第三纪至第四纪的湖泊沉积及其风化层。我国是世界上膨胀土分布广、面积大的国家之一,据现有资料,在广西、云南、湖北、河南、安徽、四川、河北、山东、陕西、浙江、江苏、贵州和广东等地均有不同范围的分布。

膨胀土具有下列特征:①颗粒成分以黏土为主,颜色有灰白、棕黄、棕红、褐色等,黏土矿物多为蒙脱石和伊利石,这些颗粒比表面积大,呈现强亲水性。②天然状态下,膨胀土结构紧密、孔隙比小,干密度达1.6~1.8g/cm3,塑性指数为18~23,天然含水量接近塑限,处于硬塑状态。③裂隙发育是不同于其他土的典型特征。膨胀土裂隙有原生裂隙和次生裂隙,原生裂隙多闭合,裂面光滑,呈蜡状光泽;次生裂隙以风化裂隙为主,在水的淋滤作用下,裂面附近蒙脱石含量增高,呈白色,构成膨胀土中的软弱面,易引发膨胀土边坡失稳滑动。

膨胀土含水量低,呈坚硬或硬塑状。孔隙比小,密度大。高塑性,其液限、塑限和塑性指数均较高。具有膨胀力,其自由膨胀量一般超过40%,甚至超过100%。作为地基土,其承载能力较强;作为土坡,随着应力松弛,水的渗入,其长期强度很低,具有较小的稳定坡度。膨胀土易被误认为工程性能较好的土,但由于具有膨胀和收缩特性,在膨胀土地区进行工程建筑,如果不采取必要的设计和施工措施,会导致大批建筑物开裂和损坏,并往往造成坡地建筑场地崩塌、滑坡、地裂等严重的不稳定因素。

红黏土是指碳酸盐类岩石(石灰岩、白云岩、泥灰岩等),在亚热带温湿气候条件下,经红土化作用形成的高塑性黏土。

红黏土广泛分布于我国的云贵高原、四川东部、广西、粤北及鄂西、湘西等地区的低山、丘陵地带顶部和山间盆地、洼地、缓坡及坡角地段。黔、桂、滇等地古溶蚀地面上堆积的红黏土层,由于基岩起伏变化及风化深度的不同,造成其厚度变化极不均匀,常见为5~8m,最薄为0.5m,最厚为20m。在水平方向近距离厚度相差可达10m。

红黏土具有如下特点:①红黏土的粘粒组分含量高,一般可达60%~70%,粒度较均匀,高分散性。②红黏土的矿物成分除含有一定数量的石英颗粒外,大量的黏土颗粒主要由多水高岭石、水云母类、胶体二氧化硅及赤铁矿、三水铝土矿等组成,不含或极少含有机质。③红黏土颗粒周围的吸附阳离子成分以水化程度很弱的三价铁、铝为主。④常呈蜂窝状结构,常有很多裂隙(网状裂隙)、结核和土洞。

红黏土塑性和分散性高,液限一般为50%~80%,塑限为30%~60%,塑性指数一般为20%~50%。天然含水量一般为30%~60%,饱和度>85%,密实度低,大孔隙明显,孔隙比>1.0。液性指数一般都小于0.4,呈坚硬和硬塑状态。强度较高,压缩性较低。不具湿陷性,但收缩性明显,失水后强烈收缩,原状土体收缩率可达25%。

温度为0℃或负温,含有冰且与土颗粒呈胶结状态的土称为冻土。根据冻土冻结延续时间可分为季节性冻土和多年冻土两大类。土层冬季冻结,夏季全部融化,冻结延续时间一般不超过一个季节,称为季节性冻土层,其下边界线称为冻深线或冻结线;土层冻结延续时间在3年或3年以上称为多年冻土。

季节性冻土在我国分布很广,东北、华北、西北是季节性冻结层厚0.5m以上的主要分布地区;多年冻土主要分布在黑龙江的大小兴安岭一带、内蒙古纬度较大地区、青藏高原部分地区与甘肃、新疆的高山区,其厚度从不足1m到几十米。

冻土由矿物颗粒、冰、未冻结的水和空气组成。其中矿物颗粒是主体,它的大小、形态、成分等对冻土性质有很大影响。冻土中的冰是冻土存在的基本条件,也是冻土各种工程性质的形成基础。

冻土具有整体结构、网状结构和层状结构3种结构形式。

整体结构是温度降低很快,冻结时水分来不及迁移和集中,冰晶在土中均匀分布,构成整体结构。网状结构是在冻结过程中,由于水分转移和集中,在土中形成网状交错冰晶,这种结构对土原状结构有破坏,融冻后土呈软塑和流塑状态,对建筑物稳定性有不良影响。层状结构是在冻结速度较慢的单向冻结条件下,伴随水分转移和外界水的充分补给,形成土层、冰透镜体和薄冰层相间的结构,原有土的结构完全被分割破坏,融化时产生强烈融沉。

多年冻土的构造是指多年冻土层与季节冻土层之间的接触关系,有衔接型和非衔接型两种构造,如图3-15。衔接型构造是指季节冻土的下限达到或超过了多年冻土层上限的构造,这是稳定的和发展的多年冻土区的构造。非衔接型构造是季节冻土的下限与多年冻土上限之间有一层不冻土,这种构造属于退化的多年冻土区。

图3-15 多年冻土的构造类型
1—季节冻土层;2—季节冻土最大冻结深度变化范围;
3—融土层;4—多年冻土层;5—不冻层

冻土中水分因温度降低而结冰或由于温度升高而融化,土的工程性质都将受到不利的影响。土冻结时,由于水分结冰膨胀,土的体积增大,地基隆起,称为冻胀;融化时,土的体积缩小,地基沉降,称为融沉。冻胀和融沉都会对建筑物带来危害。因此,冻胀和融沉是冻土工程性质的两个重要方面。一般来说,对于季节性冻土,冻胀作用的危害是主要的;对于多年冻土,融沉作用的危害是主要的。

思考题

1. 风化作用有哪些类型?影响风化作用的因素有哪些?

2. 风化作用的产物有什么特点?

3. 试比较残积物、坡积物和洪积物的工程地质性质。

4. 为什么河流上游河谷深切,中下游河谷开阔?

5. 阶地是怎样形成的?可分为哪些类型?

6. 试述河流的地质作用方式。

7. 何谓地貌?地貌是如何分级与分类的?

8. 平原地貌按成因可分为哪几种?各有何特点?

9. 风积物有哪些特点?

10. 调查当地特殊土分布情况,分析该特殊土可能对工程建设产生的影响。

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