第七章第四纪沉积物1.docx
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第七章第四纪沉积物1
第六章第四纪沉积物
第四纪沉积物是人类赖以生存的基础之一。
农业根植于各种第四纪沉积物表部发育的土壤；
许多工业设施和民用建筑都以第四纪沉积物为基础；
大量的地下水赋存在第四纪沉积物中，部分重要矿产（砂金、金刚石、锡、盐和硼）和建筑材料（土、砂、砾石）产于第四纪沉积物中。
人类的过去、现在和将来都离不开第四纪沉积物。
从第四纪地质学、第四纪环境演变的角度看，第四纪沉积物是第四纪古环境信息的主要载体，是研究第四纪古环境的物质基础，所以，我们要学会辩认和划分不同类型的第四纪沉积物，并运用它来分析、解译第四纪古环境。
在介绍第四纪沉积物的辨认特征、沉积特点之前，我们首先总结我们地球表面整个第四纪沉积物的一般特征，即第四纪沉积圈的一般特征（因为我们已经学习了六章的内容，有了一些第四纪的知识）。
第四纪沉积圈是指地球表面由第四纪沉积物构成的圈层，它是地球岩石圈中一个最年轻和最表面的圈层，具有以下特征：
（a）第四纪沉积圈基本上是一个连续的层圈
在现今地球表面的任何地方，包括大陆和海洋的各个角落，都有第四纪沉积物分布。
（b）形成时间很短，一般不超过2Ma，第四纪沉积圈主要由尚未胶结成岩的松散沉积物构成，只有在少数情况下，才能见到已成岩的第四纪沉积。
所以，第四纪沉积常被称为沉积物，而不称作岩石。
（c）组成第四纪沉积圈的沉积物包括陆相沉积物和海相沉积物，其中陆相沉积物类型复杂多样，而海相沉积物类型比较简单。
（d）第四纪沉积圈由于其松散性，因而处于不稳定状态。
它除了受外力作用被再次搬运、沉积之外，在其内部，由于生物与水的作用，也在不断地发生物质的移动。
相对来讲海相沉积物，尤其是深海沉积物要比陆相沉积物稳定得多。
（e）第四纪沉积圈的厚度变化较大
其中陆相沉积物的厚度可以从几十厘米到几千米。
剥蚀区第四纪陆相沉积物厚度一般小，从几十厘米到十几米，
堆积区（山前盆地、平原、断裂谷地）可达几十米至几百米。
至于更厚的第四纪沉积层常常出现在构造沉降区
海相沉积物的厚度较薄，一般仅厚几米到几十米，变化幅度也较小。
（f）第四纪沉积圈的分布、厚度及组成物质与地貌关系密切，
例如，河流沉积的分布与特征和阶地有关，风沙沉积与沙漠有关等。
（g）第四纪沉积圈中的生物化石以哺乳动物为特征，而人类化石及其文化遗存则更为第四纪沉积圈所特有。
要特别注意在洞穴堆积，河湖相堆积的研究中寻找上述材料，并对产地加以保护。
由于第四纪沉积圈具有上述特征，因此第四纪沉积物具有复杂性，第四纪沉积的研究有许多不同于老地层之处。
第一节第四纪沉积物的划分标志和成因类型
一、第四纪沉积物的划分标志
第四纪沉积物的形成受地质营力、地貌和环境的影响，因此，沉积物的成因标志有三类：
沉积学标志、地貌标志和环境标志，环境标志又包括气候、生物化石、地球化学等标志。
（一）沉积岩石学标志：
第四纪沉积物的岩性、结构、构造、产状和沉积体形状等特征属于沉积学标志，这类标志能提供沉积物形成过程的外动力类型和沉积环境方面的许多重要信息。
1、岩性：
第四纪碎屑沉积物的岩性研究，除运用沉积岩石学的方法和经验外，针对第四纪沉积物松散，成熟度低，易风化和成岩作用微弱等特点，应注意下列几方面的综合研究。
（因为砾石和砂、粘土差异大，所以我们分别来讲）。
（1）砾石：
对大于2mm的砾石（或角砾）应尽量在野外统计研究其砾性、砾径、砾向、砾态、表面特征和风化程度，并根据统计数据制成相应图件。
这些资料能提供许多重要的宏观沉积学与环境特征。
A、砾性
注重研究组成砂砾层砾石岩性的单一性与复杂性、可溶性岩的数量、抗蚀岩性的比例及近源和远源岩石等。
B、砾径
要测量其长轴（a轴）、中等轴（b轴）和短轴（c轴）（三轴大小以mm为单位）。
可以等球体直径（D）或a轴大小表示砾石大小。
C、砾向
包括砾石扁平面（ab面）和长轴（a轴）的产状要素（砾石组构）。
砾石扁平面的叠瓦式排列是一种较普遍的现象，大多数情况下ab面的优势倾向与流动介质（河流、洪流、泥石流、冰川、海（湖、浪）运动方向相反，其倾角值则是区别不同运动介质的一个重要参数。
砾石长轴在河流主流区顺流排列，在海（湖）岸则顺岸线排列。
D、砾态指砾石的圆度、球度和扁平度。
砾石圆度砾石圆度是一个常用指标，它是砾石的磨圆程度。
一般野外定性分五级：
棱角、次棱、次圆、圆和极圆。
按上述分级可计算平均圆度（P）:
式中n3、n2、n1、n0分别是圆加极圆、次圆、次棱和棱角的测量颗粒数，∑N为所测颗粒总数
球度按克鲁姆（Krumbein）球度
。
球度变化在0-1间。
扁平度按凯越（Cayeuax）扁平度为（a十b）／c。
他计算出不同环境下碳酸盐砾石的扁平度，提供判别古环境的参考标志。
一般说来，个别砾石的砾态意义可能不大，但大面积的砾石统计与计算机分析则能提供砾态变化方向趋势与动力之间联系的重要信息。
冰川作用使砾石趋向熨斗化；
洪流作用使砾石趋向球形化；
河流和海（湖）浪则使砾石趋于扁平化。
但砾态也受原始岩块形状影响。
总之，砾石的以上的岩性特征可反映被搬运的距离、介质的性质以及颗粒之间的关系，是解释沉积物成因的较可靠标志。
（2）砂和粘土：
直径小于2mm，在野外据其外貌和物理性质可分为砂、亚砂土、亚粘土和粘土等。
应采集部分标本，通过室内粒度分析对野外命名补充修正。
A、粒度特征研究：
用粒度分析资料作出正态概率、频率、累积曲线，计算粒度参数，反映粒度粗细分布、分选性等。
可为研究沉积物成因和形成环境作参考。
例如，分选性一般能反映水流的稳定程度：
分选性较好的沉积物，大都在比较稳定的水流介质中经过长期搬运、沉积而成；
分选差的沉积物，大都形成于急流或只经短途搬运或为多源物质。
再如，根据碎屑的平均粒径的大小，也可以分析介质的能量以及搬运过程的变化。
B、颗粒表面电子显微镜扫描特征研究：
利用电子显微镜对用强酸处理过的石英砂（有时用石榴石、锆石）扫描，可以提供一系列动力作用的微观特征，如海浪作用的“V“形坑、风力吹蚀圆形洼、冰川作用擦痕和锐脊形态等。
2、沉积结构：
沉积结构（或组构）有大、中、小不同尺度特征。
大尺度结构指沉积物变形变位和接触关系；
中尺度结构指砾石和砂的排列特征；
小尺度结构则指镜下沉积颗粒的排列和粒间关系等。
由于第四纪沉积物松散，难以采集结构、构造标本，故野外研究尤为重要。
3、沉积构造：
（1）层理：
层理是沉积颗粒的成分、结构、颜色和定向性等性质在垂向上的变化，可反映沉积时的动力特征，可以判断沉积环境，不同成因的沉积物发育不同的层理。
沉积物的层序组构和变化规律也是沉积学中的核心内容，已成为区别第四纪沉积物的成因不可缺少的标志，例如，冲积层自下而上是由粗变细的，即所谓正旋回；三角洲沉积层序就是反旋回。
（2）楔状体
第四纪沉积物中保存有多种成因的楔状体沉积，如古冰楔、古泥裂、地震楔、重力楔、侵蚀楔、溶蚀楔等等，它们可以提供沉积物成因、古气候和古环境信息。
（3）结核
结核是第四纪沉积物常见的构造，多为次生，如黄土中的钙质结核。
按结核与层的关系分别有顺层结核、穿层结核、含层结核和他形结核等。
顺层结核、穿层结核反映地下水沿层间或垂直裂隙流动而沉淀CaCO3；
含层结核则是碳酸钙溶液不均匀浸泡沉积物的结果；
他形结核则是土层中饱和的碳酸钙水溶液凝结而成。
钙质结核的化学成分和矿物成分及其结晶特征具有一定的环境研究价值。
结核的中心或空心或偶含化石。
（4）网纹构造又称蠕虫构造，是中国南方亚热带第四纪红土中的一种普遍次生构造。
网纹红土（蠕虫状红土）是亚热带湿热气候（间冰期）条件下强氧化的湿热作用形成的（详情不清）。
其母岩一般早于网纹形成。
（二）沉积物的地貌标志
剥蚀、堆积是地貌形成与发展中的一对矛盾，它们构成了一个对立统一的过程。
在内、外动力作用下，形成各种地貌类型和沉积物。
什么地貌，产生什么类型的沉积物，某一沉积物可构成某一地貌形态，所以地貌和沉积是一个问题的两个方面。
完全由沉积物组成的地貌称堆积地貌。
地貌的形态特征反映形成时的动力性质，这种动力环境又恰恰是沉积物形成时的动力机理。
在分析第四纪沉积物成因时，也必须注意该沉积物所处的地貌部位，分析它们演化间的关系。
所以往往依靠对地貌的认识来标志第四纪沉积物。
一个第四纪工作者必须是一个熟练的地貌工作者。
例如在找寻砂矿时，往往先搞清地貌规律，随后自然能准确地划分出成矿沉积物的类型和沉积规律。
（三）沉积物的气候标志
第四纪里，气候有过多次变化，同一时期内不同纬度有不同的气候带，就形成不同的沉积物。
在不同地区可以有不同气候条件下沉积的沉积物，在同一地区也会出现不同时期气候条件下的不同沉积物。
例如在现代高纬高山地区由现代冰川作用发育了冰碛物，同时也可见到冰碛物之下沉积和过去湿热气候下的红色土层。
由于气候条件是沉积环境的重要标志，就必然成为划分第四纪沉积物类型，确定古地理环境的有力标志。
（四）沉积物的生物化石标志
生物化石所以能作为第四纪沉积物成因的标志，是由于古生物能反映气候条件，而且生物本身的结构及其在沉积物中的产状又能反映沉积物形成时的环境。
如冰期里喜暖生物的大量消失，耐寒生物得到发展。
又如孢粉的环带状分布而且中间以水草植物眼子菜为主，四周为杨柳李属孢粉为多，不仅说明气候温暖而且证明是一个湖盆环境。
就此可以定当时沉积物为湖相。
（五）地球化学标志
一定的自然环境引起一定的元素迁移，反过来，按沉积物中各元素含量的比例变化，又可以作为不同成因类型沉积物的标志。
如用Sr／Ca，δ180和δ13C、PH、含盐度等来指示海陆相地层，这是最常用的方法。
二、第四纪沉积物的成因分类
第四纪沉积物像地貌演化一样是地壳内、外动力长期作用的结果。
内、外动力，特别是外动力的种类很多，必然塑造成许多类型的沉积物。
几十年来，许多学者从不同的角度上划分过第四纪沉积类型。
若从成因上考虑，各种分类内容大同小异。
目前常用的是前苏联学者E．B．桑采尔于1957年的成因分类，1965年他又作了修改。
该修改方案包括如下类型和成因系列（表6—1）：
（1）残积物（el）：
残留在原地，未经搬运的基岩风化的疏松产物。
（2）坡积物（dl）：
坡面片状水流在斜坡上和坡麓的堆积物。
（3）重力堆积物（cd）：
主要由重力作用在坡麓坠积形成的堆积物，或称坠积物。
（4）滑坡堆积物（地滑堆积物）（e）：
在重力和地下水、地壳水的作用下，整个岩体沿斜坡下滑所生成的堆积物。
（5）土溜堆积物（s或df）：
斜坡土层经充分浸湿后，成为可塑状态，在重力作用下沿坡面流动而生成的堆积物，或称泥流堆积物。
（6）冲积物（al）：
河流堆积物，平原河流堆积常由二元相结构组成，主要分布在河谷内。
（7）洪积物（pl）：
暂时洪流的堆积物，主要分布在谷口或山麓平原上。
（8）湖积物（l）：
湖水在湖盆内的堆积物，包括机械、化学和生物作用生成的各种堆积物。
（9）沼泽泥炭堆积物（h）：
在植物茂盛的经常积水的沼泽地上，以生物和化学作用为主的堆积物。
（10）海洋沉积物（m）：
海盆内由于波浪或海流的机械和化学作用，以及海洋生物作用生成的堆积物，包括滨海、浅海、深海和泻湖堆积物。
（11）化学堆积物（ch）：
各种化学成因的沉淀物。
（12）冰碛物（属冰川组）（gl）：
冰川作用在冰川谷和其它冰流经过地区的堆积物。
（13）冰水堆积物（fgl）：
冰水融化的水流在冰川外缘和冰川谷内的堆积。
（14）冰湖堆积物（lgl）：
冰川湖内的堆积物，以机械沉积作用为主。
（15）风力吹扬堆积物（eol），包括风砂（eol-s）和风尘黄土（eol-ls）。
（16）火山堆积物（b）：
火山熔岩流及喷溢在地表的堆积物。
（17）人为堆积物（a）：
人类活动所形成的堆积物。
（18）洞穴堆积物（gr）：
以地下水作用为主，在地下裂隙和洞穴内，或渗流至地表时所生成的堆积物，包括地下暗河，地下湖的各种堆积物。
桑采尔分类尚未包括的有地外源沉积物，即宇宙尘和陨星源堆积物。
第二节残积物、风化壳和古土壤
地壳表层岩石遭受风化作用后，在原地形成的松散堆积物称为残积物（el）。
地壳表层岩石受风化的外壳称为风化壳。
岩石和松散物质受生物的成土作用，改造成富含腐殖质的土层称为土壤。
残积物和土壤都可以是风化壳的一部分。
它们的共同特点是未经搬运。
一、风化作用
地表岩石和矿物受温度变化、大气、水溶液和生物的影响而发生的物理状态和化学成分的变化过程称为风化作用。
包括物理风化、化学风化和生物风化三种。
物理风化以温度变化为主要影响因素，引起岩石机械破碎，由大块变成小块；
化学风化以水溶液为主导因素，通过化学反应，改变岩石化学成分和矿物成分，最基本的化学作用包括氧化、水解和碳酸化作用；
生物风化作用是生物生长活动使岩石受机械破坏或化学变化的作用。
例如，钠长石和白云母在有细菌的土壤中的分解速度要比无菌粘土中快一倍。
以上三种风化作用都是各地区风化的组成部分，只不过某些环境下适于某一类风化的作用，不利于另一类风化的进行。
一般在干燥地区和高山高纬地区以物理风化为主，在湿热气候地区以化学风化为主，而在植物繁茂土层较厚的地方，生物作用又比较活跃。
二、风化壳类型和地带性
当风化作用特别是化学风化进行时，引起岩石和沉积物中的可溶矿物的溶解流失，耐风化的原岩矿物残留下来，形成化学性质稳定的新矿物。
常见的造岩矿物按其溶解度的大小顺序可排列为:
食盐、石膏、方解石、橄榄石、辉石、角闪石、滑石、蛇纹石、绿帘石、正长石、黑云母、白云母、石英。
岩石中化学元素的淋失，按活动性大小也有先后次序，即元素的迁移系列:
a．最易移动的元素Cl，（Br,I），S
b．易移动的元素Ca，Na，Mg，K
c．可移动的元素硅酸盐，P,Mn
d．惰性的（略可移动的）元素Fe，Al，Ti
e．实际上不移动的元素SiO2（石英）
（一）风化壳类型、地带性
风化作用可以分为四个阶段，分别形成相应的风化壳：
1、机械风化壳。
又称岩屑风化壳
在物理风化为主，化学风化十分微弱的情况下，岩石风化产物为破碎的岩石碎屑，高山和寒带只发育该类风化壳。
2、钙质风化壳。
又称黄土风化壳
硅铝—硫酸盐型风化壳和硅铝—碳酸盐型风化壳。
初步化学风化阶段。
氯化物和硫化物溶于水被淋失，钙质含量相对变富集。
典型矿物为石膏和方解石，风化壳含一定的黄色粉砂、粘土、富硫酸盐和碳酸盐，形成于干旱（荒漠）气候带和温暖的半干旱（草原）气候带。
风化壳厚度也比较薄。
3、硅铝粘土型风化壳。
又称高岭土风化壳、粘土风化壳。
在化学风化作用深入进行下，钾、钠、钙、镁等元素溶入水被淋失，硅也大量迁移，水溶液呈酸性反应，使硅酸盐和铝硅酸盐矿物分解，形成高岭石和蒙脱石等粘土矿物、含水的氢氧化铁褐铁矿。
风化壳呈褐色、灰色、灰绿色，主要形成于温暖湿润气候带、亚热带。
4、砖红土型风化壳。
在化学风化作用比较彻底的情况下，硅酸盐矿物已全部分解带走大量SiO2，而三价的铁铝就相对富集。
风化壳呈红色，主要形成于湿热的气候带，通常风化壳中SiO2可由母岩的45％～50％降低至1％～2％，而Fe2O3，由母岩中的15％～20％增至50％甚至80％～90％。
热带高山地区气候垂直分带，可以自山下至山顶顺序分布红土、粘土、黄土和机械等四种风化壳。
地质时期里，气候带迁移，留下当时气候带的风化壳，称古风化壳。
如目前的温带半干旱气候带里可以见到过去的红土风化壳和残积物，这就可能在一个剖面上见到不同时代的风化壳残积物。
反之，可用不同的残积物风化壳来反推当时的气候。
（二）影响风化壳发育的因素
风化壳的发育因素很复杂，大致包括气候、母岩、地形、生物、人为作用和时间等。
气温升高，风化加剧，如从0℃升到5℃，可溶物质的离解度可增加10倍；若升高10℃，化学反应的速度可增2—3倍；
含水增加，风化壳的粘粒增多，湿热带的风化强度约为温带的3倍和寒带的10倍；
不同母岩，抗风化程度不同：
风化程度愈强，石英长石比（风化系数）愈大；
风化时间愈长，风化壳的厚度愈大：
冰盖融后和火山喷发的新岩石，在数千年之后，不过发育薄薄的一层风化壳。
低纬度，风化壳年龄可达数十万至数百万年，据印度的实验，形成20m厚的风化壳约需78万年。
形成大面积准平原需数百至数千万年，所以沉积学上，风化壳代表一个沉积间断。
三、残积物
在垂向上可将风化壳分成三层:
最上层为受风化残留下来的疏松物质即残积物；
中间为半风化层，保持母岩形态的风化物质；
最下层为母岩。
所以，上述风化壳发育的阶段性和分布的地带性特征也完全适用于残积物。
残积物的综合特征如下：
（1）残积物的岩石成分和化学成分与下伏基岩（母岩）有密切关系，往往决定于基岩的性质。
例如花岗岩的残积物砂较多，变质岩的残积物中含混合岩化的碎屑较多，石灰岩的残积物中含钙的成分就多。
（2）残积物中的粗碎屑未经搬运和磨圆，均成棱角状。
细碎屑中常见一定的锰结核，甚至成结核层沉淀于母岩面上。
（3）无颗粒的分选，无层理构造、无化石。
含风化矿物。
如黑云母变成蛭石，长石变成粘土矿物，有时仍保留长石的晶形状态。
（4）残积物至半风化层和母岩均呈渐变关系，而残积物与上伏沉积层之间却往往呈突变关系，有时表层有土壤层，因为残积物表面反映一个长期的沉积间断。
（5）残积物的厚度变化很大
巨厚的残积物与易风化的母岩有关，例如辉绿岩脉、页岩、千枚岩等的残积物很厚；
与构造破碎程度有关，例如断裂密集带、褶皱轴部、节理密集带的残积物往往很厚；
还与地形是否平坦有关，如低缓分水岭，平缓夷平面上，残积物较厚。
（6）残积物的颜色与风化壳类型和分带性有关，也与母岩类型有联系，如石英岩和石灰岩的残积物往往薄而红色。
残积物工程应用
沿海或近海全新世海相沉积物之下往往埋藏低海面时的古风化壳残积物，由于其结构比上覆海相层紧密，承压力高，常用作大型建筑物的地基吃力层。
还可通过岩土物理参数或浅层剖面仪等查找。
四、土壤
土壤是地表岩石或第四纪松散沉积物在生物的成土作用下发育成的富肥力的物质。
决定成土作用和土壤类型的主要因素是气候，植被和母质的成分。
气候对成土过程的速度和方向起控制作用；
生物则是成土作用的主要动力；
土质的变化影响土壤的颜色、结构和元素组成。
土壤剖面可分四层，自上而下为：
a\O层，未分解和初步分解的根叶层。
b\A层，又称淋溶层，有团粒结构，有肥力，颜色较深，在腐殖酸作用下，分解母质，将某些元素随水下渗至B层。
c\B层，又称淀积层，色暗，向下变黄，也有一定肥力，A层淋下物质大部分淀积于此。
d\C层，又称母质层，未受淋溶和淀积影响的松散物质。
A层和B层是土壤的主体，合称土壤体，厚不过0.3～2.5m。
它的成分，外表特征及作用特点是决定土壤类型的主要依据。
现代土壤类型主要有：
灰化土，灰色森林土，褐土，红壤，黄壤，黄棕壤，潮土，黑土，栗钙土和沼泽土等。
五、古土壤
过去自然景观下发育的土壤称为古土壤。
被埋藏的古土壤称为埋藏土壤。
裸露于地表的古土壤称为残余土壤。
1、土壤被埋藏后，O层和A层的腐殖质易受分解而溶于水，被淋失掉，颜色也变浅，往往保留B层（淀积层）。
2、埋藏古土壤厚度几厘米至1～2m，在剖面上，上界面平缓，与上覆土层呈突变接触，下界面往往是渐变的，一般无层理，直到接近下伏母质粉砂层才逐渐出现层理。
3、古土壤呈暗灰色或棕色，湿时有时呈深绿色，干时可变成灰棕色和黄棕色
4、土壤和古土壤中铁磁性矿物含量常多于其母质，磁化率高。
在无法用颜色判别古土壤的情况下，可用剖面磁化率垂向曲线来确定。
5、土壤和古土壤的粘粒（小于0.002mm）含量一般高于其母质，这是风化一成土作用形成的。
根据剖面粘粒垂向曲线，可以判定古土壤的位置。
如长江三角洲全新世古土壤粘粒含量一般30％～40％，而其下伏母质粘粒含量只有2％～10％。
6、土壤深埋地下之后，由于受到上覆地层的压力和地下水的作用，其结构发生变化，土壤中的微细裂隙，土粒的团粒结构等也变模糊，在地下水的作用下，沿土壤裂隙和孔隙管壁形成CaCO3网脉、壁脉或钙质壳。
7、随着风化——成土作用的深入，胶体中SiO2的相对含量增多，就可以用硅铝率（Si02与Al203的分子比）来衡量土壤的成熟度。
相同的环境下，土壤成土时间越长，成熟度就高，硅铝率值就低。
8、古土壤的微形态研究是近年该学科的新进展，以环氧树脂浸透土壤样块之后，加以切片，在偏光显微镜下观察土壤的微形态，主要包括：
（a）辨认基质特征、类型和基质比。
（b）区别粗骨颗粒（>0.01mm的矿物和岩屑）的形态、成分、胶结形式和排列状态。
（c）确定土壤孔隙、孔道的孔壁胶膜的特征、类型和组构方式。
（d）确认风化矿物的形貌，特别是分清铁镁矿物在风化过程中释放出的游离铁的浸染程度。
（e）土壤团粒结构体、生物残体、风化粘粒体、结核及其它土壤形成物的特征、类型和量级。
9、古土壤反映一个稳定的环境系列，它的特征和空间分布能起到指示新构造运动、古地形、古气候、古植被和古水文状况等示相化石的作用。
如喜马拉雅山地区第四纪多次冰碛物掩盖了多次间冰期形成的古土壤，各期古土壤特征可以指示第四纪不同时期的气候状况和地形高程的变化。
10、古土壤的形成过程标志一个沉积间断，标志地层中的负地质事件，这就可以填补第四纪地层出露不全和生物化石贫乏而造成的“记录空白”，它和地层一样在解释地质环境、确定地质时代恢复地质演变历史中起重要作用。
第三节斜坡堆积物
斜坡堆积物是指重力作用与片状水流作用沿斜坡形成的各种堆积物。
它的形成需要一定的坡度，坡度愈大则重力作用愈显著，而片流作用的影响愈小。
坠积物与滑坡堆积物就是重力作用为主形成的。
而一般坡积物则往往以片状流水作用为主。
因此，可将斜坡堆积分为重力堆积和坡积两种。
一、重力堆积
重力堆积一般又分为坠积物（或塌积物）与滑坡堆积两类；
1．坠积物
一种是撒落物以倒石锥的形态出现，主要由于陡崖岩石经物理风化，或因陡崖裂隙扩大，失去支持，以致从岩体上不断脱落下来，在坡麓或缓坡较稳定的地方堆积成上尖下圆的锥形体，由于机械风化不断进行，崩落的物质不断补充，倒石锥逐渐向上扩张。
在长期崩落撒落的地区，这种坠积物可以占据大部分山坡，依山坡而具有一定的斜坡，在由陡坡转为缓坡处厚度很大。
通常较陡的山坡下，粒粗者落于倒石锥的外侧；
较缓的山坡处，粗粒多堆于山坡的上部。
另一种即崩塌堆积（或称山崩堆积物），它所形成的堆积形态与倒石锥相似，但倒石锥是一般的撒落作用在较长时间里形成的，而崩塌堆积则具有阵发性。
这种重力作用在地震、暴风、雪崩等因素的影响下，发生于高而陡的山坡上。
崩塌的强度取决于岩石的成分与结构、构造裂隙和风化程度等，如岩石中含有大量云母，片理、层理或节理很发育，则较易发生崩塌。
崩塌的形成往往使局部地区地形发生显著的改变。
如1991年帕米尔的巴尔坦河谷发生崩裂使约40X188m3的土石从600m的高处崩塌下来，堵塞河谷，形成了长75km，宽1.5km，深262m的大湖。
2．滑坡堆积
滑坡或称地滑，它是指大块可塑性岩体在地下水和重力水的影响下，破坏了斜坡的机械平衡，沿着斜坡内部所产生的滑动面，成整体或块体下滑的运动。
滑坡一般是发展比较缓慢的运动，在雨季和暴雨以后也会发生快速运动的滑坡。
滑坡是由岩石的重力和岩石的内部凝结力及岩体阻力之间的平衡遭到破坏所产生的：
在接受大量水分之后，一方面岩体重量增大，同时因地下水位上升，岩体的凝结力及阻力减小，容易产生快速的滑坡运动。
特别是水位沿着岩体裂隙浸润岩体下
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