第八章黄土及黄土地貌.ppt

黄土及黄土地貌 土的分布与特性 黄土的成因 黄土地貌类型 黄土（包括黄土状土）在世界上分布相当广泛，特别在欧亚大陆上，几乎从大西洋东岸到太平洋西岸成断续带状分布 黄土主要位于比较干燥的中纬度地带（中纬度干旱、半干旱气候带），即温带森林草原、草原及荒漠草原 如西欧莱茵河流域，东欧平原南部，北美密西西比河中上游以及我国西北、华北等地，面积约 1300 × 104 约占全球陆地面积的 1/10 1、 黄土 是第四纪时期形成的一种特殊的土状堆积物其颗粒大小介于粘土与细砂之间，呈浅黄色或黄褐色 全球风成沙的分布 全球黄土的分布 中国北方是世界上黄土最发育的地区，面积有 104 占全国面积 其中，黄土高原（黄河中下游的陕西北部、甘肃中部和东部、宁夏南部以及山西西部）黄土和黄土地貌最发育，规模最大，实际覆盖面积近 40 × 104 部分地区的黄土厚度在 50~100盘山以西的部分地区 ,有的超过 200m （ 1） 颜色 ：灰黄色或棕黄色 2、黄土的性质 粒度成分（机械组成） ：以粉砂为主（ ≥ 60% ），其次是粘土（ 10％ ～ 25％），大于 0.1 矿物成分 ：包括石英、长石和云母等碎屑矿物（占 80％），伊利石、高岭土、蒙脱石等粘土矿物（小于 20％），还有辉石、角闪石等矿物； 化学成分 ： 次是 ； 富含碳酸钙（ 10％～ 16％） （ 2） 成分 ： 结构松散，孔隙度高（达40～ 50％） 无沉积层理，垂直节理发育，直立性很强； 透水性很强，湿陷性明显。

（ 3） 结构构造 ： （ 4） 厚度 ： 黄土最厚达 180～ 300m山西黄土高原厚度达 100m，陕北黄土高原达 100～ 200m，陇西黄土高原达 200～ 300m 二、黄土的成因 英国人莱伊尔提出 “ 水成说 ” ，德国李希霍芬创立 “ 风成说 ” ，俄国的奥勃鲁契夫院士、中国的刘东生院士对黄土进行了深入研究此外还有风化残积说 黄土的水成说： 认为在一定的地质、地理环境下，黄土物质为各种形式的流水作用所搬运堆积（也括坡积、洪积、冲积等），形成各种水成黄土 黄土的残积说： 认为黄土是在干燥气候条件下，通过风化和成土作用过程使当地的多种岩石改造成黄土，而不是从外地搬运来的 中欧和北美的黄土，冰期时大陆冰川区干而冷的反气旋风，将冰水平原上的细颗粒吹送到外缘草原地带沉积而成，所以称为 冰缘黄土（冷黄土） 印度西北部，伊朗和中亚、里海周围等地的黄土，则是由内陆干旱荒漠、半荒漠区强大的反气旋风从中部吹向外围，把大量的黄土物质吹送到草原地带，逐渐堆积成厚层的黄土，故称为 荒漠黄土（暖黄土） 我国黄土的风成过程与荒漠的关系更加明显我国的黄土分布区的北面正是沙漠戈壁，自北而南戈壁、沙漠、黄土三者逐渐过渡，成带状排列。

黄土风成说 ： 黄土披盖在多种成因的、形态起伏显著的各种古地貌上，并保持相似的厚度 粒度组成 ，依蒙古高压经常吹刮的西北风方向，呈有规律性的变化，西北部靠近沙漠地区的黄土颗粒成分较粗，黄土剖面中夹有风成沙层（如陕北地区所见），而愈往东南，远距沙漠粒度成分逐渐变细 黄土中含有陆生草原动、植物化石；有随下伏地形起伏的多层埋藏古土壤这些特征比较充分证明我国黄土是风成的，且与沙漠戈壁的关系密切 中国黄土风成说的证据 ： 粉尘沉积速率（吴海斌，沉积学报， 1998） 黄土状土 —— 自然界有一种与黄土性质相近的堆积物，称为黄土状土，它具有黄土的部分特性但是，这种土往往具有沉积层理，粒度变化较大，孔隙度较低，含钙量的变化显著，并无明显的湿陷性，借此可与黄土相区别 三、黄土地貌类型 沟谷和沟间地黄土高原的主要地貌形态 沟谷地貌： 主要是现代流水侵蚀作用所成； 沟间地貌： 其形成明显受到古地形的影响，即在古地形基础上由黄土风成堆积叠加而成 潜蚀地貌： 由于黄土独特的巨大的孔隙度，易形成塌陷，形成潜蚀地貌 黄土沟谷地貌 黄土沟谷按照发生的部位、发育阶段和形态特征，一般也有细沟、切沟、冲沟和坳沟等几种。

所以，黄土沟谷的发展过程，与一般正常流水沟谷发展相似但由于黄土质地疏松，垂直节理发育，加上有湿陷性，常伴以重力、潜蚀作用，故黄土沟谷系统发展较快黄土沟谷的发展具继承性，部分现代黄土沟谷重叠发育在老沟谷之上，即这部分水系是继承早期水系发展而来的 沟谷密度 是指单位面积上的沟道长度，以千米 /平方千米表示 黄土高原破碎的地形和密集的沟系分布 黄土高原与我国其他地区的水系密度（或沟谷密度）比较 黄土高原深达几十米的切沟 （山西晋中） （二）黄土沟间地地貌 黄土沟间地 — 沟谷之间的地面黄土高原的地貌主体主要由黄土堆积作用造成 主要地貌形态：塬、梁、峁 塬是面积广阔而且顶面平坦的黄土高地，是在比较平坦的古地面（平缓的盆地或倾斜平原等）上经黄土堆积而成塬面中央部分坡度不到 1° ，边缘部分大约在 3° ～ 5° 现面积较大的塬有陇东的董志塬、陕北的洛川塬等 董志塬介于泾河的支流蒲河与马莲河之间，以西峰镇为中心，长达 80达 40积 2200多 1、黄土塬 黄土塬（甘肃庆阳） “ 破碎塬 ” ：塬受到沟谷长期切割，面积逐渐缩小，同时也变得比较破碎，就形成 “ 破碎塬 ” 。

如甘肃合水、陕西定边、宜川和山西吕梁山西侧的一些小型塬 破碎黄土塬 （陕西定边） 2、黄土梁 梁是长条形的黄土高地，主要是黄土覆盖在古代山岭上而成的，也有些梁是塬受现代流水切割产生的 根据梁的形态，可分为平顶梁和斜梁两种 平顶梁 顶部比较平坦，宽度有限，长可达几公里其横剖面略呈穹形，坡度在 1° ~5° ；沿分水线的纵向坡度不过 1° ~3° 梁顶以下是坡长很短的梁坡，坡度较大，多在 10° 以上，两者之间有明显的坡折在梁坡以下，即为沟坡，其坡度更大 黄土平顶梁（陕北） 斜梁 是黄土高原最常见的沟间地，是当地群众真正所指的“梁”梁顶宽度较小，呈明显的穹形沿分水线已有较大起伏，梁顶横向和纵向坡度，由 3° ~5° 可大到 8° ~10° 梁顶坡折以下直到谷缘的梁坡坡长很长，坡度变化在 15° ~35° 梁坡的坡形随其所在部位而有不同，在沟头的谷缘上方为凹斜形坡，在梁尾（沟头两侧）为凸斜形坡梁坡以下，就是沟坡 黄土梁（陕北） 黄土斜梁（陕北）在缓坡地区修建梯田保水保肥 黄土峁是一种孤立的黄土丘，呈圆穹形峁顶坡度为 3° ～10° ，四周峁坡均为凸形斜坡，坡度 10° ～ 35° 不等。

两峁之间有地势显著凹下的分水鞍，称为墕墕之两侧均为凹斜形坡分水鞍为两侧沟头所侵蚀，残余成为极窄的长脊，则称“崾岭” 2、黄土峁 崾岭 墕 黄土梁 黄土峁 崾岭也常出现在塬和梁间，但其地势并不显著凹下 峁相互连接时称为峁梁，有时峁还可成为黄土梁顶的局部组成体，称为梁峁 黄土峁梁（陕北 ) （三）黄土潜蚀地貌 流水沿着黄土中的裂隙和孔隙下渗，进行潜蚀，使土粒流失，产生洞穴，最后引起地面崩塌，可形成黄土特有的潜蚀地貌 1. 黄土碟 2. 黄土陷穴 3. 黄土桥 4. 黄土柱 1、黄土碟 黄土碟 是指直径数米到数十米的碟形凹地它是由于地表水下渗浸湿黄土后，在重力作用下，黄土逐渐压密，使地面沉陷而成，即由湿陷作用造成的黄土碟多出现在平缓的地面上 成因：流水沿着黄土中节理裂隙进行潜蚀作用而成 分布：在地表水容易汇集的沟间地边缘地带和谷坡上部，特别是冲沟的沟头 附近最发育 类型：根据形态分三种，漏斗状陷穴、竖井状陷穴和串珠状陷穴 2、黄土陷穴 漏斗状陷穴 呈漏斗状，深度不超过 10 米，主要分布在谷坡上部和梁峁的边缘地带 竖井状陷穴，呈井状，口径小而深度大， 深度可超过 20~30 米，主要分布在塬的边缘地带； 串珠状陷穴，几个陷穴连续分布成串珠状，陷穴的底部常有孔道相通，它常见于冲沟沟床上或坡面长、坡度大的梁峁斜坡上。

黄土陷穴 (甘肃环县 ) 两个或几个陷穴不断扩大，下部由地下水流串通不断扩大其间孔道，则在陷穴之间未崩塌的残留土体，就形成黄土桥 3、黄土桥 黄土桥（甘肃皋兰思和） 黄土柱 是分布在沟边的柱状残留土体 形成：由于流水不断地沿黄土垂直节理进行侵蚀和潜蚀，以及黄土的崩塌作用，残留的土体就形成黄土柱 黄土柱有柱状和尖塔形的，其高度一般为几米到十几米 4、黄土柱 黄土柱 （四）黄土谷坡地貌 黄土地貌，除了上述各种地貌类型外，谷坡黄土物质在流水和块体运动作用下，使谷坡扩展也可产生多种地貌形态 如由于土层表面受湿干、热冷、冻融等的变化而引起的涨缩作用，造成表土的剥裂，在重力作用下顺坡泻溜； 雨水或片流沿黄土的垂直节理下渗，通过潜蚀作用，使裂隙逐渐扩大，形成交错的裂沟或成行的陷穴，一旦土体失去稳定时发生崩塌；以及在岩性不同的倾斜地层接触面上，因受地下水渗流，破坏土层间的凝聚力，在重力的影响下发生庞大土体滑坡等 黄土滑坡 黄土滑坡 甘肃烽火巷沟 （大滑坡中套小滑坡） 风成地貌的时空演变 大地构造 地表起伏 湿润气候区 基岩风化 黄土沉积（沙漠 /冰川边缘） 旱 /寒气候区 冲洪残冰积物 悬移（公里级） 砾漠（冲洪冰积物大小混杂） 宽谷河漫滩 蚀） 石海 /岩漠 蚀） 侵蚀 搬运 湖积物 跃移（米级） 蠕移（厘米级） 堆积 沙漠（原沉积物粉砂含量高的地区） 蚀余堆积 雅丹地貌（泥漠基础上发育） 山麓剥蚀面 山前夷平面 山前洪积扇 山麓剥蚀平原 （ 称山前夷平面（ 山麓地带受长期的片状水流冲刷和重力崩落作用，山坡逐渐后退而形成的山麓剥蚀面，简称山麓面，又称山足剥蚀面，简称山足面。

许多山麓剥蚀面连接后形成的广大平原，称山麓剥蚀平原这种夷平面形成的论点称山麓剥蚀平原学说 。