《地球科学导论》学习指导第五章要点Word格式文档下载.docx

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（1）磁异常与磁场倒转记录

　　海底年龄的测定首先应归功于古地磁学的研究。

人们在东太平洋进行地磁研究，发现海底地磁呈整齐的条带，并都呈南北向展布，条带间距达几十公里。

如果把所测定的磁异常带标到图上，并且沿中脊轴对褶过来，那么磁异常条带东西两侧将重合。

磁异常曲线中峰与谷的顺序存在着惊人的对称性。

有人推断，地磁异常条带并非磁化强度不均匀引起的，而是地磁场方向的历史记录，地磁的正负异常对应于古地磁场的正反方向变化。

这样海底就起到一台磁带录音机的作用，根据地磁场的正反方向变化记录下海洋扩张的历史。

通过对太平洋、大西洋和印度洋所测得的地磁极性年表，证明全球的地磁正向期与反向期完全一致。

从而肯定了海底扩张的普遍意义。

海底扩张与海底磁异常年龄（据W.C.Pitman等，1994）

　　从20世纪60年代以来，在各大洋打了上千个钻孔，根据所采集的放射虫标本鉴定发现：

盖在玄武岩基底之上的最老沉积物年龄与根据磁异常所测得的年龄一致，并且愈接近洋中脊，洋底年龄愈新。

大洋钻孔测的岩石年龄，愈接近洋中脊,年龄愈新

　　根据海底年龄编制的全球海底扩张模式图可以看出大洋中脊与最年轻的海底吻合。

而通过磁异常条带年龄的测定可以建立等时线，从而得到自洋脊形成以来的年龄，最老的海底年龄只有1.7亿年，和最老的大陆年龄38～40亿年相比是太年轻了。

1.7亿年以前的洋壳到那儿去了呢？

现在认为老洋壳沿海沟俯冲带进入上地幔软流圈消失了。

（2）海底扩张速度

　　根据三大洋海底磁异常资料，如果以中脊作为磁异常计算的起点，在不同洋盆中可见，中脊两侧磁异常条带的宽度是不同的，表明海底扩张速度存在差异。

参照每个磁异常条带的年龄及距中脊的距离，可以计算出各大洋的半扩张速率（只考虑中脊一侧），计算结果表明海底扩张全速率范围为1～20cm/a。

其中，太平洋中脊的扩张速率最大，北大西洋和红海的洋脊速率最小。

1.3板块构造理论与威尔逊旋回

　　随着海底扩张说的提出：

“大陆漂移”的观点被重新提出来了，但与以往认为硅铝质陆壳在硅镁质洋壳上漂移的模式不同，而是镶嵌着大陆的刚性岩石圈板块在塑性的高温软流圈上漂移。

这一模式对于解释岩石圈容易破裂、移动和地壳变形等具有重要意义。

　　海底扩张有两种情况：

一种是太平洋型，从大洋中脊新产生的大洋岩石圈，把老的大洋岩石圈向两侧推挤到大陆边缘的海沟处，并沿消减带分别俯冲到两侧陆壳板块之下，消失于上地幔软流圈中。

另一种是大西洋型，洋中脊新生的大洋岩石圈向两侧推挤时，只是推动美洲大陆和非洲大陆向东西两侧移动，其间并没有发生俯冲消减作用。

因此海底扩张的发现，必然导致板块理论的出现。

即地球岩石圈是由几个固定的大陆和洋盆组成的刚性块体，目前多数学者认为现代的岩石圈已破裂成12个板块。

镶嵌在岩石圈中的大陆随着运动着的板块漂移。

（1）板块边界

　　根据板块构造理论，刚性的岩石圈板块漂浮在部分熔融的塑性软流圈上，沿着一个总的方向滑动，根据与相邻板块的相对运动方式，我们可以确定三种不同类型的板块边界。

　　离散型板块边界所有大洋中脊都是本类型板块边界，两侧板块沿着相反的方向运动，两侧以频繁的线状玄武岩浆上涌，拉张作用引起浅源地震和高速热流为特征。

　　汇聚型板块边界可以太平洋东西两岸的海沟俯冲带为代表，以产生深源地震，形成褶皱山系（海岸山脉增生楔），引起玄武质和安山质火山活动（火山弧、弧前盆地和弧后盆地）为特征。

A会聚板块边界形成海沟和岛弧　　B通过乒乓球模型解释海沟的弯曲

　　转换断层型边界这种边界既不形成新的岩石圈，原来的岩石圈也不会消减。

转换断层并不是使洋中脊发生单方向的平移错位，而是反映了岩石圈的不均匀断裂。

转换断层以陡崖为标志，具有水平位移的浅源地震特征，往往伴随着板块的分离和火山活动。

　　每一个板块都可能以上述三种或两种类型的边界组合为自身的界限。

如太平洋板块边界包括太平洋中脊（离散型边界）、沿太平洋西侧海沟带（汇聚型边界），以及众多的转换断层组成的边界，而非洲板块则只有大洋中脊和转换断层两种边界。

（2）威尔逊旋回

　　加拿大学者威尔逊（J.T.Wilson,1973）从板块构造观点出发，将岩石圈从大陆破裂、裂谷出现到洋盆形成，再从洋盆俯冲、缩小到闭合的完整过程，划分为6个阶段（期）。

　　胚胎期地幔的活化最初引起稳定大陆壳的破裂，形成大陆裂谷，东非裂谷就是最著名的实例。

　　幼年期地幔的活化使其热熔物质喷流或上涌对流，岩石圈进一步破裂并开始出现狭窄的洋壳盆地，可以红海、亚丁湾为代表。

　　成年期随着三叉裂谷内洋中脊系统的延伸和扩张作用的加强，终于出现了新的大型成熟洋盆，大西洋是其典型代表。

洋盆两侧未发生俯冲作用称为被动大陆边缘。

　　衰退期在洋脊系统扩张的同时，洋盆一侧或两侧开始了俯冲消减作用，称为主动大陆边缘。

洋盆面积开始收缩，可以太平洋为代表。

尤其是太平洋板块沿着亚洲东部大陆边缘向欧亚板块下面俯冲，形成（海）沟（火山岛）弧（边缘海）盆型的汇聚带，组成现今亚洲东缘花彩列岛式的地理面貌。

　　残余期随着洋脊扩张作用减弱，两侧陆壳地块相互逼近，其间仅存残留海盆，如地中海。

　　消亡期最后两侧大陆直接碰撞拼合，海域完全消失，转化为高峻山系。

横亘欧亚大陆的阿尔卑斯-喜马拉雅山脉就是最好的代表。

例如，印度板块与欧亚板块的碰撞是属于陆-陆碰撞型的板块汇聚带。

由于大陆壳较轻，它漂浮在软流圈之上，大部分不可能被带往消减带的深处。

因而当两个大陆碰撞时，先前的大型古洋盆因俯冲消亡而在地表只保留一些残迹，称为板块缝合带（suture），代表板块构造演化最后的陆-陆碰撞阶段。

　　威尔逊的上述总结反映了岩石圈板块构造演化的一种常见开合周期过程，迅速获得广泛传播和应用。

次年（1974）即被公认为威尔逊旋回（Wilsoncycle）。

1．4板块构造的驱动机制和超级地幔柱学说

　　目前我们还不能十分确切地解决板块运动的动力问题。

现在所能知道的仅仅是反映板块扩张的大洋中脊和反映板块俯冲的海沟-岛弧系统的存在。

地幔对流也已被地球物理资料所证实，所以地质学家根据已知的地幔对流来描述板块构造驱动的机制。

（1）地幔对流模型

　　学者们分析认为热扰动可以使下地幔底层物质粘度降低，流动性增强，在热梯度的驱动下，所有受热扰动作用的高温低粘度物质向热边界层最低处汇集，然后随着温度升高而形成地幔上升热流。

许多学者把地幔对流与岩石圈板块构造运动联系起来以描绘简单的地球动力学模型。

（2）从大洋火山岛到超级热地幔柱

　　位于太平洋中北部的夏威夷海岭是一个无震洋脊，除夏威夷岛因火山活动发生地震外，这个岛链基本上不发生地震而有别于发生海底扩张的多震的大洋中脊。

最早由摩根（J.Morgan）和威尔逊（J.T.Wilson）提出热点这个概念来解释这种无震脊上的火山中心。

认为热点即是来自地幔深部上升的热物质喷射到地表的表现。

据认为柱状热流在地幔中的位置是固定的，当岩石圈板块在热点上移过时，就留下了一个年龄逐渐由老变新的火山链。

太平洋中有三个相互平的火山岛链，都表明了太平洋板块沿着同一方向运动。

而岛链的转折部分则记录了板块运动方向的突变。

海底漂流经过固定热点形成火山链

夏威夷火山链的形成原因

　　显然，大洋火山岛下的热点是一种位置相对固定、而且深度很大的点状热地幔柱，与引起板块构造扩张的大洋中脊下上涌的线状、深度较浅的地幔热流性质不同。

　　近年日本学者丸山茂德（1994）通过地震波层析成象技术得到整个地幔内部结构图象。

图象显示岩石圈下插板块一直可以沉降到670km深的上、下地幔边界，下插板块滞留于这个边界之上，并被软化、流动，当滞留板块积累到一个临界量之后，就会塌落到下地幔。

为了填补因塌落而形成的"

空间"

，下地幔就会产生向上运动的热地幔柱。

因此滞留板块塌落与热地幔柱上升必然成对出现。

并把塌落的滞留板块称为"

冷幔柱"

，上升地幔物质称为"

热幔柱"

。

　　科学家们认为这种大型地幔柱热扰动的热源即来自核-幔边界的不均匀加热作用。

外地核的温度可达3800K左右，而地幔底部的温度仅3000K左右，相差达800K。

地核不断地通过地幔柱释放出热量。

　　地幔柱的上升速度是非常缓慢的。

据人造卫星所测得的数据分析，已确定20个地幔热柱的位置。

地幔热柱与板块运动，整个过程来自地球内部的热动力，因而又称为地球内部的热引擎。

2板块构造与地壳运动

当两块板块发生聚合时，沿板块边缘分布的巨厚沉积地层就会受挤压而发生褶皱和断裂，导致两者之间原先存在的洋盆闭合和新生山脉隆升，同时伴随发生岩浆入侵和岩石的变质作用，这种地质构造十分复杂的长条状地带称为造山带。

2．1板块运动与地壳运动类型

　　在山区常常可以看到层状岩层被褶皱或突然断开，以及大家熟悉的地震等都是地壳运动的结果，它们往往和板块运动有关。

（1）造山运动

大陆上山脉中的沉积岩层在地质历史中形成于深海洋盆等复杂环境，后来发生强烈的褶皱、断裂、岩浆侵入和变质作用，形成这些变形造山带的运动称为造山运动。

一般认为造山运动是岩石圈板块碰撞或陆内俯冲的结果。

（2）造陆运动

一些地方过去曾经在海平面之下不断接受沉积物充填并缓慢下沉，但是现在被抬升到海平面之上。

这些曾被淹没的浅海现在抬升变成陆地，这样大规模的海陆变化，称为造陆运动。

造陆运动实际上是地壳垂直升降运动的一种表现形式，只要没有大规模褶皱或断裂作用，地壳的向下沉降可以形成巨大的盆地。

地壳大面积的垂直升降运动可以有多种成因机制。

有的与全球或邻区板块构造运动直接有关，如青藏高原强烈隆升；

有的可能与区域性地壳均衡调整等因素有关，如北欧斯堪的那维亚半岛第四纪冰期后的缓慢抬升。

2.2构造变形

　　无论是板块边缘或板块内部，都可以在地壳受到拉张或挤压情况下发生一系列的褶皱和断裂，它们的规模小的只几厘米，大的可达数公里。

当然，发生褶皱和断裂最强烈的地区就是造山带。

　　岩石受力发生变形，当外力增加超过一个临界点时，一些岩层被揉皱，一些岩层发生断裂；

有一些先褶皱，然后断裂；

也可以先发生断裂，再引起褶皱。

断裂分为两大类，节理和断层。

　　节理　是一种岩层没有发生明显位移的裂隙，常常可以看到两组或几组节理有规律的交叉，如果这样，则意味着产生这种规律的应力是均匀的或连续变化的。

　　断层　是岩层破裂有显著位移的断裂构造，断层的规模可大可小，小者位移仅几厘米，大者达数百公里，它可以上下运动，也可以左右运动。

3岩浆作用、地质作用与板块构造

3．1岩浆作用与板块构造

　　地球内部的温压条件与岩浆的形成有着明显的关系。

岩浆是一种炽热的，具有极强活动力的熔融体。

通常在地下深处高温高压下岩浆形成时，与周围环境处于平衡状态。

但一旦岩石圈发生破裂或产生压力差，平衡被打破，岩浆就会上升。

由于受到上覆地壳的挤压，一部分岩浆在地壳深处缓慢冷却结晶，一部分可以达到离地表较近的浅处较快冷却结晶，或者冲破地壳以火山的方式喷溢出来迅速冷却。

广泛分布于大陆地壳中的花岗岩岩基可以作为岩浆侵入的代表；

而分布在大洋中脊的玄武岩和火山岛带的中酸性为主喷出岩则是火山作用的代表。

　　地质学家把这种岩浆的形成（熔融）、运移和冷凝的整个过程中，岩浆自身的变化以及对周围岩石影响的全部地质过程叫做岩浆作用。

岩浆作用有两种方式：

一种是岩浆从深部上升到达地壳随即冷凝结晶，这一过程称为侵入作用，冷凝结晶形成的岩石称为侵入岩。

另一种方式是岩浆溢出地面，甚至喷射到天空或水体（海底喷发）称为火山作用，流出地面的岩浆冷却凝结后叫做火山岩或喷出岩。

（1）侵入作用

　　由结晶粗大的矿物组成的花岗岩是怎样形成的呢?

根据花岗岩与周围沉积岩之间截然和不协调的接触关系，并且与花岗岩接触处的沉积岩的矿物成分和结晶程度发生了显著的热力烘烤现象，因此认为花岗岩是来自地下深部炽热的熔融物质所形成。

当这些熔融的岩浆上升到离地表不远的深处（3公里以下），由于十分缓慢的冷却，矿物有充分的时间来形成自己的晶形。

花岗岩基规模都比较大，有时也有规模较小的称为岩株或岩枝，岩株常在深部与岩基相连。

　　除了深成的花岗岩之外，岩浆也可以上升到更接近地表的地方（＜3公里），但规模要小得多，冷却得更快，因此结晶颗粒比深成岩要细，常呈斑状或似斑状结构。

岩体与周围岩石不协调的侵入关系可形成岩脉、岩墙，此外与围岩的协调侵入关系还可形成岩盆、岩盘、岩床。

（2）火山作用

　　火山喷发是十分壮观的地球内部能量-物质突然释放事件。

一次大规模的火山喷发所释放的能量远远超过原子弹爆炸。

如果从体积和质量上来看，显然海底火山更为重要，它是大洋底形成的重要作用过程。

　　火山喷发形成的地形有的像日本富士山那样呈锥形，称中心式喷发，也有的像哥伦比亚高原那样数千平方公里铺盖着溢出的玄武岩，这种方式称为裂隙式喷发。

火山喷发过程

　　A水蒸气外溢　　B水蒸气和火山灰喷发　　C岩浆喷发

中心式喷发火山物质从中央火山口或火山管溢出，形成典型的火山锥构造。

连续的熔岩流形成熔岩锥。

玄武质的熔岩温度达到1000～1200℃，粘度低，所含气体少，没有爆炸现象，易于流动，扩展范围很广，若熔岩流源源不断溢出，可以形成宽阔的盾形火山，坡度平缓，周长可达数十公里，宽达2000米以上。

如夏威夷MaunaLoa火山即为中心式喷发的典型代表。

而长英质熔岩（流纹岩）喷出温度800~1000℃。

粘度大，挥发分含量高，流动缓慢，往往呈爆烈式喷发，喷出物主要是火山灰、渣、火山弹等，形成山坡陡峭的锥形体。

火山口位于锥顶，火山口内常有一个圆丘状隆起，与高粘度熔浆因流动的力减弱而凝结在火山口有关。

圆丘形成后不久即会内部冷却收缩发生塌陷，或因爆炸而遭破坏，从而难于支撑上覆的火山锥引起塌陷，形成破火山口。

破火山口的面积比火山口大得多，火山消亡或暂停活动之后，就会成为美丽的火山湖，如我国和朝鲜边境上长白山的天池。

火山消亡后在火山口形成的美丽的火山湖

　　裂隙式喷发熔岩与火山碎屑都是从狭长的裂隙或裂隙群中喷射（溢流）而出的，它和中心式喷发不同，具有一个线性的熔浆源，玄武质的熔岩流从裂隙中流出，称为溢流玄武岩，它们不会形成火山，而往往构成宽阔的玄武岩高原。

如哥伦比亚高原，玄武岩覆盖面积达十三万平方公里，熔岩厚可达100米。

我国张家口以北的汉诺坝玄武岩也形成明显的高地，导致坝上和坝下气候也有显著差异。

　　在大洋中脊部位，玄武岩浆从张开的裂隙中溢出，几乎覆盖整个洋底，这可从洋脊采集到的海底样品中得到证实。

全球的洋脊延伸可达8万公里，在大约近1.7亿年的时间内，形成了现代四个大洋的洋底玄武岩层。

　　火山的空间分布：

　　地球上存在着500～600座活火山，大多数火山分布在板块的边缘。

据统计，其中80%分布在会聚板块的压性火山岛弧带，15%分布在板块分离的拉张带。

极少数分布在板块内部。

著名的环太平洋火山链（又叫火圈）就集中分布近70%火山。

　　分离板块边缘的火山活动全球大洋中脊裂谷体系是分离板块的边缘。

延伸长达8万公里，其断裂一直延伸到地幔软流圈。

大量玄武岩浆从这里上升，溢出的玄武岩构成了洋脊、火山和玄武岩高地。

　　会聚板块边缘的火山链是由玄武岩和安山岩喷发形成的。

玄武岩来自俯冲板块之下的软流圈，而安山岩则可能是玄武质的洋壳和俯冲板块携带的洋底含水沉积物俯冲到30～40公里深度时部分熔融的产物。

　　大洋板块内的火山洋底除了活火山外，还有大量死火山，仅太平洋就有10000座，有人认为它们原本都是扩张中心（含热点）形成的活火山，当新洋壳形成，火山就随老洋壳带到板块内部成为死火山。

它们有的是高耸出海面的洋岛，有的已被风浪侵蚀夷平成为平顶火山锥（guyet），有的因洋壳冷却下沉，成为不同深度的海底山脉――海山。

　　大陆板块内的火山往往与陆内裂谷关系密切。

当深大断裂切穿岩石圈时，玄武岩浆低速地溢出地表，没有遭受硅铝质陆壳的混染，这也可能标志着板块分离萌发阶段（东非裂谷带）。

3．2变质作用与板块构造

　　当岩石形成以后由于环境温度和压力等条件的改变，在不发生整体熔融和溶解的固态前提下，矿物成分和岩石的结构发生不同程度的变化，称为变质作用。

　　变质作用可以区分为区域变质作用、接触变质作用和动力变质作用，经历过变质作用的岩石叫变质岩。

岩浆岩、沉积岩都可以在经受变质作用后成为变质岩。

（1）变质作用的因素

　　引起岩石变质的因素有温度、压力和化学性质活泼的流体。

　　温度是导致变质岩石的重要因素。

环境温度升高使岩石内部能量增加，从而提高了矿物体内原子、离子的活性，加速了不同组分的交换和化合。

温度升高还可改变矿物的结构，破坏矿物原有晶格或使它重新结晶。

上升可以来自地热增温，浅部的岩石随着深埋之后温度升高，可以引起变质，而且埋藏越深，温度越高，变质越深。

温度上升还可能因岩浆侵入、大规模断裂构造等因素引起。

　　压力是引起岩石变质的另一重要因素。

在高压的作用下岩石的结构会发生明显变化，都是在定向压力作用下形成的，同时定向作用还可引起重结晶作用，即在压力方向矿物晶体生长缓慢而在垂直压力方向迅速增长加大，形成矿物长轴垂直压力的优选方向。

与断层或强烈褶皱相关的动压力的作用下剪切和碾磨则会产生碎裂的粒状结构。

　　流体沉积岩中富含CO2的原生水和从岩浆中析出的流体，在高温条件下由于化学性质活泼与岩石发生一系列的交代作用，引起岩石的变质。

（2）变质作用的类型

　　略。

（3）变质作用与板块构造

　　板块分离带的大西洋中脊的变质玄武岩是由上涌的玄武岩经局部加热作用，促使下渗的海水循环产生热液，热液使喷出的玄武岩发生浅变质作用而形成的。

在板块会聚带，由板块俯冲形成的熔融岩浆上升形成的侵入岩，使浅埋的沉积岩和火山岩发生变质。

靠近陆地火山弧的低压高温变质带，热流值较高而压力较低。

靠近海洋海沟俯冲带的高压低温变质带，热流值很低，而压力很高。

4沉积作用与板块构造

4.1沉积盆地与板块构造

　　地壳最大的一级构造单元是依据地壳的性质分为三大类，它们各具不同的自然地理环境和板块构造意义。

　　陆壳──由厚的花岗质岩石组成，地理上表现为平原、高原或巨大的山系，是陆壳板块的地形反映。

　　洋壳──由薄的玄武岩组成，三大洋的深海盆地及高耸的洋脊、洋岛（海山）为典型景观，是洋壳板块的地形表现。

　　过渡壳──由减薄的陆壳或增厚的洋壳组成，包括大陆边缘的陆棚-陆坡带、弧后盆地和火山岛弧等。

除被动大陆边缘可以出现在同一板块内部的洋陆过渡部位外，主动大陆边缘则是板块边界的良好标志。

　　地球表面不同部位间的差异升降运动，导致出现不同深度的海洋和陆地上的各种河湖平原、山间盆地等负地形，在地球外部地质营力（包括水流、风、冰川、生物作用）影响下是发生沉积作用的主要场所，称为沉积盆地。

沉积环境与沉积相之间的联系

　沉积盆地中由于保存大量反映该地自然地理环境演变信息以及有用矿产资源的沉积记录，历来受到人们的重视。

4．2地球外部地质营力和沉积作用

地球外部的地质营力包括风力作用、地面流水作用、地下水作用、冰川作用、湖泊作用、海洋作用、生物作用等等。

这些地质营力以不同的方式参加表生地质作用的部分过程或全过程。

按其先后顺序，表生地质作用包括：

风化作用、剥蚀作用→搬运作用→沉积作用等。

1. 

风化作用与剥蚀作用

　　在外部地质营力的作用下，通过物理的、化学的以及生物的各种因素，使岩石变成碎块、砂、土和溶液的作用过程，都叫做风化作用。

　　剥蚀作用是风、水、冰川等地质营力将岩石的风化产物剥落、刻蚀带走的过程。

　　风化作用和剥蚀作用都是对岩石圈表壳的破坏。

它们之间既有联系，又有区别。

风化作用是各种介质（水、大气、温度、生物）对岩石的原地破坏。

而剥蚀作用是其产物被剥蚀作用的地质营力带走。

（2）搬运作用

　　风化作用和剥蚀作用的产物——碎石、砂、土、溶液，从被地表水流、地下水、海流、风、冰川等介质带离其形成地开始，直到在新的和件下停止运动的全部作用过程称为搬运作用。

碎屑物质的搬运方式有以下几种：

　　冰川的搬运是固体呈块体的搬动；

　　风和水流本身都是主动搬运碎屑颗粒的活跃介质，称为牵引流（或挟带流）。

被搬运的颗粒呈三种运动方式：

滚动的、跳跃的、悬浮的；

　　重力流是颗粒因受重力作用沿斜坡向下运动，实际上是由颗粒运动带动介质运动。

因此存在从塑性流体呈块体搬动（泥石流等）到流体（浊流等）呈紊流方式搬运.

　　溶解物质的搬运可以呈溶液、官能团以及胶体形式搬运。

（3）沉积作用

　　被冰川、水、风等介质搬运的物质，不会永远被搬运下去。

经过一定的距离，由于搬动营力能量的降低，或者遇到适当的物理化学条件，或者在生物的参与下，在最终会被沉积下来，这种作用过程就叫做沉积作用。

牵引流沉积作用：

　　牵引流形成的碎屑物质，在粒度和比重上服从机械分异作用的规律。

机械分异作用是指碎屑物质在搬运和沉积过程中，当牵引流的流动速度和运载能力延着一定方向发生有规律变化时，碎屑颗粒相应地按颗粒大小、形状、比重和矿物成分发生分异，依次沉积。

在自然界这种例子是十分常见的。

沿着一条河流，我们可以看到在上游沉积有砾石、砂砾，到中下游主要是中—细砂，到河口是细砂和粉砂。

从河床向河岸两侧也可以看到这样的现象，河床中是中细粒的砂，近岸处是粉砂，越过堤岸到远离河床的低地从粉砂过渡到泥。

砾石经过水的磨蚀被磨圆

牵引流的机械分异

　风也是一种牵引流，除了不能搬运溶解物质外，其余与水流无异。

　　重力流沉积作用：

　　重力流是一种由水、泥、碎屑物质混合的高密度流体，最常见的重力流有泥石流和浊流。

　　泥石流通常发育在山麓地带，在大陆斜坡的深海底又称水下泥石流。

它们是含有大量粗细碎屑和粘土的粘稠的沉积物，由粘土与水的混合而成，形成强度很高的内聚力，支撑着大小不等的碎屑颗粒呈悬浮状态，在重力的作用下自上向下运动。

泥石流呈块体运动，内部颗粒不发生位置交换，因而没有磨擦也不碰撞，当坡度变缓，能量降低时，它会沉积下来，泥石流的沉积作用也是整体的沉积，有如凝冻状态