第三章风化作用与坡地重力地貌Word下载.docx
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当冰再融化时，水沿扩大了的裂隙向更深处渗入，再次冻结。
如此反复进行，就好像劈木材的楔子，不断使裂隙加深加大，以至把岩石崩解成碎块，故这种冰胀作用也称为冰楔作用。
冰楔作用对岩石的破坏，以气温日变化经常在0℃上下的亚寒带潮湿地区或高山顶部雪线附近最为显著。
那里也常常散布着大量的风化岩屑碎片（图３－２）。
岩石裂隙中的水，常常溶解着大量的矿物质，一旦水分蒸发，溶液浓度逐渐达到饱和，便结晶成盐类。
这时体积增大，产生膨胀压力，也可以使岩石迅速崩解。
地表上纯净的雨水是不存在的，任何雨水都是含有溶解质的水溶液，特别在污染严重的大城市和工业区，雨水常常成稀薄的酸雨，它对石灰岩、大理石建筑物有强烈的腐蚀作用，发生化学反应成为石膏。
而石膏的结晶作用，使岩石薄片状崩解下来，这种作用应属于机械风化作用，但它又是化学作用的反映。
美国国家标准局曾进行有趣的冻融破坏与盐分结晶破坏的对比试验，如果把一块花岗岩，经过5000次反复冻结和融解，岩石才发生微小的崩解现象。
但是同样的花岗岩块浸泡在饱和的硫酸钠溶液中17小时，然后在105℃的温度下，干燥7小时，如此反复进行42次，花岗岩便发生崩解。
这是由于蒸发促使水溶液过饱和，受盐类的结晶产生的破坏作用。
3.因温度变化而引起岩石体积发生膨胀与收缩作用：
因温差变化，致使岩石体积膨胀收缩而引起岩石的破坏，主要是温度变化的速度，而不在于温度变化的幅度。
温度变化愈快，岩石破坏也愈迅速，所以受日温差影响较大，受年温差影响较小。
在干旱、半干旱沙漠地区，岩石表面的温度可超过60℃，那里岩石的物理风化作用最强烈。
岩石白天在太阳照射下，由于比热容小，表层很快灼热增温，产生热力膨胀，但是岩石又是热的不良导体，岩石表层以下增温很慢，在岩石表层其下层之间便出现了极大的瞬时温差（在深达1～2ｍ，有时可相差数十度），由于岩石表层与下层热应力引起的膨胀变形量不同，因而产生了它们之间的张应力差别。
夜间正相反，表层散热快，迅速发生体积收缩，下层散热慢，还大体保持原来的体积，两者之间不同步变形，日久天长，岩石经过张应力、压应力频繁作用，加之岩石是脆性固体，一旦超过岩石的强度极限，岩石就会产生许多风化裂隙。
这些大致与表面平行的裂隙，使岩石表面发生层状剥落。
当它与垂直裂隙组合在一起时，会使岩石发生块状崩解（图3-3）。
岩石是矿物的集合体。
各种矿物的热力膨胀系数不同，如在50℃时，长石的膨胀系数是
1.7×
103，石英为3.53×
103，角闪石为2.84×
103。
即使是由单一矿物组成的岩石，其各方向的膨胀系数也都不同。
如石英、长石等晶体沿某些晶轴方向的线膨胀系数为其他晶轴方向的20倍，再加上矿物之间颗粒大小、颜色深浅的不同，当日温差发生剧烈的变化时，各种矿物膨胀变形量不同，削弱了彼此之间的凝聚力，它们就逐步崩解为松散状态的矿物颗粒或岩屑。
在沙漠旅行过的人，到了夜晚可以听到石头因热力崩解破裂而发生的爆裂声，有人也曾直接观察到沙漠中大块石英岩或砾石发生裂开的现象。
但是令人奇怪的是，在实验室中还没有人做出过纯粹因热力作用会使岩石发生崩解的满意结果来。
有人用3立方英寸（约49ｃｍ３）的花岗岩块，加热到142℃，然后降温冷却到30℃，以15min为一次计，共进行了89400次反复试验（亦即相当于244年的昼夜温度变化）之后，发现即使在显微镜下，岩石仍无任何变化。
后来改变实验方法，当岩石降温冷却时，立即在表面浇上冷水，这样经过10天试验（亦即相当25年）之后，岩石发生碎裂。
试验结果有力证明，岩石发生热力崩解碎裂是水参与下的结果。
有的研究者认为，即使在日温差很大的干
旱、半干旱地区，水分（特别是凝结水）所起的化学风化作用，也是引起岩石破坏的重要原因。
化学风化先破坏了岩石的结构，才使机械风化作用能继续发展。
在具有等粒结构的厚层砂岩或岩浆岩地区，风化过程常由节理先把岩石分割成块状，而后的物理风化特别集中在节理的棱角部位，因这些部位岩石的温差变化最大且最迅速，所以最易受剥落。
棱角的逐渐剥落使石块圆化而形成石蛋地形。
在岩浆岩地区由于物理与化学风化综合作用的结果，可以使岩块呈同心圆状薄层脱落，这种现象称之为球状风化（图3-4）。
4.生物活动对岩石机械风化作用的影响：
树根沿岩石裂隙生长，楔入岩隙，扩展裂隙，把岩石挤开，这种作用称为根劈作用。
植物的支根、须根等细小根系，可以在岩石裂隙中盘根错节，甚至深入到极细的裂隙中去，使岩石破坏加速。
生活在地下的大小动物，往往把地下的土层、岩屑翻到地面上来，有人估算，在热带每英亩（约0.405hm２）可以有１５万个如蚯蚓qiūyǐn等各种小动物，每年能够翻土10～15ｔ。
也有人描述过非洲荒漠草原的大蚂蚁mǎyǐ，到处修筑高大巢穴，形成一种特殊的微地貌。
因此，如果以地质年代来度量，生物活动的机械破坏力量也是不可忽视的（图3-5）。
（二）化学风化作用
位于地表的岩石在水、大气、生物的相互作用下发生氧化、溶解、水解、水化等一系列化学反应，因而改变了岩石的物理性质和化学成分，甚至形成新的矿物，破坏了原来岩石的结构，使岩石疏松甚至逐渐变成松散的土层，这种作用称为化学风化作用。
在地下高温、高压条件下形成的岩石，当它逐渐接近或暴露出地表时，也会因发生散热的化学反应而风化，产生具有低密度和较大体积的新化合物。
所以，化学风化作用同样可以看做岩石为了适应地表常温、常压新环境而改变化学成分和性质的一种过程。
如按矿物化学风化难易程度排成风化序列，发现风化序列与矿物在岩浆中的结晶顺序相对应。
结晶时温度的高低，与化学风化的难易有极密切的关系。
以硅酸盐矿物为例，最先结晶的高温矿物如橄榄石，最易风化；
其次是比较低温结晶的矿物如长石，化学风化较慢；
最后结晶的是石英，它抵抗化学风化能力最强。
岩石经过长期化学风化后，其他矿物已逐步被风化分解，最后残存石英颗粒形成石英砂。
石英砂不仅物理和化学性质稳定，而且也耐腐蚀，故在
河床、海滩和沙漠中大量富集。
影响化学风化的因素很多，最重要的是水、大气和温度。
水是地表化学风化过程中最活跃的因素，没有水，化学风化几乎无法进行。
大气中的Ｏ２、ＣＯ２等也与岩石发生活跃的化学风化作用。
温度可以加速化学风化过程，据测定，当温度提高10℃时，水解化学反应可以加快2～
2.5倍。
化学风化作用可以分为溶解作用、水解作用、水化作用、碳酸盐化作用、氧化作用、生物化学风化作用等许多过程。
1.溶解作用：
溶解作用是指水对矿物的直接溶解。
溶解的速度虽然很慢，但在很长时间的作用下，许多难溶的矿物也能逐渐被溶解，随后渗入地下而成为壤中水和泉水的化学成分，实测发现，地下水中的溶解物质要比一般的雨水中的含量大大增加。
由于各种矿物的化学性质不同，它们的溶解速度也不一样。
常见的造岩矿物，按其溶解度的大小排列顺序如下：
食盐＞石膏＞方解石＞橄榄石＞辉石＞角闪石＞滑石＞蛇纹石＞绿帘石＞长石＞黑云母＞白云母＞石英。
因此，溶解作用对于由方解石、石膏等易溶性矿物组成的岩体破坏性很大。
溶解度愈大的矿物，愈易被水溶解淋滤带走。
溶解作用即使在半干旱地区也是存在的。
地下水溶解了易溶的盐类，流到低洼处，由于蒸发作用，盐类被沉淀下来，形成碱地、盐滩或盐湖。
化学性质稳定、难溶解的矿物则残留在原地，成为残积物。
由于溶解作用增加了岩石的孔隙，破坏了岩石的结构，削弱了岩石抵抗风化的能力，有利于物理风化的进行。
2.水解作用：
水解作用是指矿物与水发生反应而分解的作用。
纯水是中性的，但仍存在游离的Ｈ＋和ＯＨ－离子。
它们能使一些弱酸强碱或强酸弱碱的盐类矿物在水中出现离解，其离子能和水中的Ｈ＋和ＯＨ－结合产生新的矿物。
陆壳中花岗岩分布最广。
所以，长石的水解反应也是地表最普遍的化学风化作用。
正长石水解反应化学方程式如下：
Ｋ２Ｏ·
ＡＩ２Ｏ３·
６ＳｉＯ２＋３Ｈ２Ｏ→ＡＩ２Ｏ３·
２ＳｉＯ２·
２Ｈ２Ｏ＋２ＫＯＨ＋４ＳｉＯ２
正长石高岭土
在热带、亚热带气候条件下，二氧化硅常常呈胶体状态，它和氢氧化钾一起随水逐渐流失，而次生矿物高岭土则残留在原地。
3.水化作用：
水化作用是指水与一些不含水的矿物相化合，水参与到矿物的晶格中去，改
变了原来矿物的分子结构，形成新的矿物。
如硬石膏经水化作用形成石膏。
ＣａＳＯ４＋２Ｈ２Ｏ→ＣａＳＯ４·
２Ｈ２Ｏ
硬石膏 石 膏
水化作用的结果，不仅使其物理性质有很大改变，如硬度变小、密度降低等，而且引起体积膨胀。
如硬石膏水化成石膏后，体积要膨胀３０％，从而加速了岩石的物理崩解。
正长石风化形成黏土的水解作用，再加上黏土矿物水化作用引起的体积膨胀，也是花岗岩发生风化崩解的重要原因。
花岗岩经风化后，形成由石英颗粒及长石组成的强度很低的风化物，被称为腐花岗岩（ｇｒｕｓ）。
有些黏土矿物视其环境潮湿程度，可以反复发生水化与失水作用。
雨后吸收水分，体积膨胀呈可塑状态，在气候干燥时又失水，体积收缩形成非常坚硬的黏土，并且产生龟裂①。
这种“膨润黏土”常常给工农业生产建设带来许多麻烦。
4.碳酸盐化作用：
雨水从大气中溶解了相当多的CO２，所以带酸性。
当水分渗入地下，从植物的腐殖酸中获得更多的CO２。
碳酸与岩石中的金属离子发生反应形成碳酸盐，这种作用称之为碳酸盐化作用。
参加反应的金属离子主要从硅酸盐矿物分解而来。
例如，正长石经过水解作用后，可产生氢氧化钾，如与碳酸相遇，即可产生易溶的碳酸钾随水流失。
析出的SiO2呈胶体状，也随水流失，部分形成蛋白石。
残留的是难溶解的高岭石。
其化学反应为：
２ＫＡｌＳｉ３Ｏ８＋２Ｈ２Ｏ＋ＣＯ２→Ｈ４Ａｌ２Ｓｉ２Ｏ９＋Ｋ２ＣＯ３＋４ＳｉＯ２
正长石 高岭石
碳酸盐化反应在石灰岩地区最为明显。
构成石灰岩的主要矿物成分是方解石（CaCO３），它在纯水中溶解速度较慢，但在含碳酸的水溶液中，就能发生快速反应：
ＣａＣＯ３＋Ｈ２Ｏ＋ＣＯ２→Ｃａ（ＨＣＯ３）２
方解石重碳酸钙
上式中的重碳酸钙，在水中要较碳酸钙易溶３０倍，所以使石灰岩能够迅速溶解，以致形成地上和地下的各种喀斯特地貌。
大多数石灰岩都含有某些不易溶解的杂质，例如，黏土和石英砂等。
当石灰岩被充分溶解后，残余杂质就在原地堆积，其中铁质矿物成分因氧化而变成红色，所以很多石灰岩溶蚀洼地中都有红色黏土堆积。
5.氧化作用：
氧是强烈的氧化剂。
它经常是在水与水汽的参与下，通过空气和水中游离氧进行氧化作用。
温度愈高，氧化作用愈强。
许多变价元素在地下缺氧条件下常常形成低价元素的矿物，出露到地表后在氧化环境下，这些低价元素矿物极不稳定，容易氧化为高价元素的新矿物，以适应新的环境。
在自然界容易氧化的元素大多是金属元素，尤其是铁元素的氧化最常见。
如黄铁矿经氧化形成褐铁矿：
２ＦｅＳ２＋７Ｏ２＋２Ｈ２Ｏ→２ＦｅＳＯ４＋２Ｈ２ＳＯ４
黄铁矿硫酸亚铁
１２ＦｅＳＯ４＋３Ｏ２＋６Ｈ２Ｏ→４Ｆｅ２（ＳＯ４）＋４Ｆｅ（ＯＨ）３
硫酸铁褐铁矿
Ｆｅ２（ＳＯ４）３＋６Ｈ２Ｏ→２Ｆｅ（ＯＨ）３＋３Ｈ２ＳＯ４
黄铁矿是内生低价的硫化铁，在地表条件下被氧化，逐步形成高价的硫酸铁。
再由于水解作用形成不易溶解的氢氧化铁（褐铁矿）残留在原地。
另外产生出具有较大腐蚀性硫酸（Ｈ２ＳＯ４），它又可以进一步引起其他矿物的腐蚀。
由于铁是地表分布最广的元素之一，褐铁矿呈黄褐－棕红色，所以，经氧化作用的岩石表面或风化产物，也都被染成黄褐－棕红色；
或者随水下渗，在岩石表层形成同心圆状并染成黄褐色的风化轮，以砂岩最明显。
只有位于地下水面以上的岩层，氧化作用才能强烈进行。
如岩层长期位于地下水面以下，几乎所有孔隙都被不大流动的地下水充满，游离氧很少，氧化作用就很难进行。
前者称氧化环境，后者称还原环境。
长期位于地下水面以下的黏土，其孔隙中的水缺少游离氧，处于还原环境中，黏土多呈灰蓝色，一旦出露水面以上，与空气接触，黏土中的铁与空气中的氧发生氧化作用，则很快变成黄褐或红褐色。
6.生物化学风化作用：
生物在新陈代谢过程中分泌出各种化合物，如碳酸、硝酸和各种有机酸等，它们对岩石起着强烈的腐蚀作用，甚至在岩石表面溶蚀成许多根的印痕。
有人做过试验，将一克正长石放入含有10％腐殖酸的氨水溶液中，经过64.5小时，正长石就全部分解。
生物化学风化作用中微生物的作用尤为重要，它们无孔不入，甚至在云母解理面中也有细菌。
有的吸收空气中的氮制造硝酸，有的吸收空气中二氧化碳制造碳酸，有的吸收硫化物制造硫酸。
事实上，矿物的氧化、还原作用都是在微生物参与下进行的。
如铁细菌促使亚铁盐变成高价铁盐：
铁细菌作用
４ＦｅＣＯ３＋Ｏ２＋６Ｈ２Ｏ→４Ｆｅ（ＯＨ）３＋４ＣＯ２
褐铁矿
应该指出，化学风化作用实际上是多种方式的综合作用过程，某种单一方式的化学风化在自然界是比较少见的。
就是物理风化作用与化学风化作用，在自然界也是紧密联系在一起的。
一方面，物理风化作用使岩石疏松崩解，加大孔隙度，有利于空气、水分和微生物的侵入。
例如，把一组原生泥质页岩试块和另一组同一地层中受到过构造与物理疏松的岩体试块，同时浸泡在蒸馏水中，前一组经过几个月的时间也无明显的变化，而后一组试块经过几天时间，甚至经过几个小时便全部崩解于水中，说明了岩石结构的破坏对风化速度有很大的影响。
同时，由于岩石的机械崩解，使岩石表面积增大，化学风化作用也随之扩大和增强，可见物理风化作用促进了化学风化的进行。
另一方面，化学风化不仅使岩石性质改变，而且也使岩石的结构发生了变化，减弱了矿物之间的凝聚力，有利于物理风化的进行。
事实上，岩石经物理风化后，其碎屑的最小粒径一般在0.02ｍｍ左右，而化学风化则进一步使颗粒分解变细，直到形成胶体溶液和真溶液。
从这个意义来讲，化学风化作用也是物理风化作用的继续和深入。
二、风 化 壳
（一）风化壳的概念
被风化了的岩石圈的疏松表层称为风化壳。
风化作用所能达到的深度，也就是风化壳的厚度，其主要决定于气候、岩性、构造、地貌和发育时间等因素。
它的厚度可以从几十厘米到几百米不等。
在寒冷地区，风化壳的厚度不大，而在湿热的热带地区，可以达到100～200ｍ，在断裂带发育地区的风化壳可以达到更大的深度。
风化壳按其平面形态特征，可以分为面状、线状及囊状风化壳等几种类型。
多数风化壳常常是兼有面状和线状特征的复合型风化壳。
面状风化壳往往成层分布并覆盖在不同母岩之上。
由于岩石各部分抵抗风化的程度不同，风化壳的厚薄也有很大变化。
线状风化壳分布在构造断裂带、强裂破碎的裂隙分布带或难风化与易风化岩层的接触带等地方。
囊状风化壳多分布在易风化的古老的岩浆侵入体、矿脉或几组断裂的交汇带。
风化壳在剖面上也常常具有明显的垂直分带性。
根据风化程度、风化特征以及其物理力学特性的不同，可将风化壳自上而下划分为土壤层、风化土层（全风化带）、风化碎石带（强风化带）、风化块石带（弱风化带）、风化裂隙带（微风化带）以及新鲜未风化的岩层等几个地带。
风化剖面各层之间都是逐步过渡的（图3-6）。
（二）风化壳的发育阶段
原苏联学者Ｂ．Ｂ．波雷诺夫对风化过程进行了研究，他发现在化学风化过程中，各种元素的迁移能力是不一样的。
他根据岩浆岩的化学风化过程，建立起元素迁移序列（表3-1）。
不同的化学元素，在化学风化过程中，迁移能力可以相差几千甚至几万倍。
因此，在岩体整个风化过程中，大致划分几个阶段：
最先被淋溶带走的是氯和硫；
稍后，释放出大量的盐基（钙、钠比钾、镁淋失快）；
然后，丧失大部分呈胶体状态的ＳｉＯ２；
最后，残留下来的是铝、铁的氧化物（特别是Ｆｅ２Ｏ３）和ＳｉＯ２（石英）。
根据Ｂ．Ｂ．波雷诺夫的研究，岩浆岩在最有利的条件下，其风化过程分为以下几个阶段，相应地划分为几种风化壳类型：
1.物理风化为主的阶段（岩屑型风化壳）：
基岩初期以物理风化作用为主，在原地崩解碎裂，形成岩屑型风化壳。
它的表层粒径稍小，向深处逐渐变粗，再往深处是略保持原岩结构的碎块，然后是具有风化裂隙的基岩，风化裂隙随深度减少而逐步过渡到新鲜的基岩。
各层之间也都是过渡的。
这个阶段化学风化作用微弱，元素很少迁移，碎屑成分基本上与母岩一致。
2.化学风化为主的阶段：
可以将化学风化过程为主的阶段分为早期、中期和晚期阶段，分别以富钙、富硅铝、富铝铁为其特征。
1）化学风化的早期阶段（硅铝－碳酸盐型及硅铝－硫酸盐型风化壳）：
这时的风化壳，其表层具有极细的土被，愈近下部，残留的碎屑愈粗大。
在化学风化过程中，硅铝酸盐中的碱金属和碱土金属（Ｋ、Ｎａ、Ｃａ、Ｍｇ）等离子，与溶液中的Ｃｌ－、ＳＯ４--离子结合形成氯化物与硫酸盐，如ＮａＣｌ、ＫＣｌ、ＮａＳＯ４等。
它们极易被溶解和迁移，大部分随水淋溶掉。
氯化物最先被淋溶，酸硫盐次之。
因之，酸硫盐在一定条件下常在地表较低的地方富集，称为硅铝－硫酸盐型风化壳。
而碳酸盐是比氯化物、硫酸盐相对难溶的盐类，常在原地富集，称为富钙阶段，形成硅铝－碳酸
盐型风化壳。
这种风化壳土质多呈黄－灰黄色，类似黄土状，故又称黄土风化壳。
2）化学风化的中期阶段（硅铝黏土型风化壳或高岭土型风化壳）：
风化壳进一步发育，不但其中的氯化物、硫酸盐已大部分被淋溶迁移，碳酸盐也被大量淋滤流失，甚至一些溶为胶体状ＳｉＯ２也开始迁移。
硅铝酸盐被分解为高岭土、蒙脱石等黏土矿物残留在原地。
由于硅铝相对富集，故又称硅铝黏土型风化壳。
这种风化壳常因富含腐殖质，大多呈灰色。
3）化学风化的晚期阶段（铁铝型风化壳或砖红壤型风化壳）：
风化壳发育到晚期，化学风化作用进行得比较彻底。
硅酸盐矿物已全部被分解，可迁移的元素基本上都被析出，几乎丧失了全部盐类和呈胶体状态的ＳｉＯ２，残留下难以迁移的铁铝化合物，如Ａｌ２Ｏ３、Ｆｅ２Ｏ３以及耐风化的石英。
风化壳中由于富含三氧化二铁，所以呈红色，称为铁铝型风化壳或砖红壤风化壳（图3-7）。
（三）影响风化壳发育的因素
Ｂ．Ｂ．波雷诺夫的风化发育阶段学说，揭示出在最有利的条件下风化壳发育的一般规律。
事实上，各地风化壳可能发育到哪个阶段，产生何种类型风化壳，要看各地具体条件而定。
决不能认为在任何地区的风化壳都能达到晚期的铁铝型或砖红壤型风化壳。
影响风化壳发育的因素很多，主要是气候、地貌、岩性以及风化壳的发育时间。
1.气候条件：
气候是控制岩石化学风化作用最普遍、最主要的因素。
不同气候条件下，风化壳发育阶段和形成风化壳的类型都不一样。
风化壳具有明显的地带性特征。
气候对风化壳发育的影响，受到下列因素的制约，通常是降水量愈大、植被愈好、温度愈高，愈有利于风化壳的发育（图3-8）。
由图3-8可以看出，风化壳具有明显的水平地带性，同时在剖面上也具有垂直分带和叠加现象。
在苔原冻土以及高山寒冷气候地区的风化壳发育较差，主要发育岩屑型风化壳，化学风化作用极微弱；
在温带森林气候带，化学风化作用比较强烈，风化壳的厚度增大，剖面上有明显层次，主要发育硅铝黏土型风化壳或高岭土型风化壳；
在温带草原气候带，由于气候比较干旱，化学风化不如森林地带强烈，主要发育硅铝－碳酸盐型风化壳；
在温带半干旱和沙漠地带，气候干旱，蒸发量大，化学风化作用不强，但盐碱性溶液作用明显，主要发育硅铝－硫酸盐型风化壳；
只有在热带、亚热带湿热气候条件下，化学风化作用与生物风化作用都极强烈，如有充足的时间，风化壳就可以发育到最后阶段，即铁铝型风化壳或砖红壤型风化壳（表3-2）。
2.地貌条件：
巨厚的残积型风化壳的形成和保存，风化壳剖面的发育也受地貌条件的控制。
在地面起伏较大、新构造运动较强烈的山区，剥蚀作用较强，残积物易被蚀去，不利于风化壳的发育，主要残留一些风化碎屑。
在地形低洼的地方又是风化碎屑物不断堆积的场所，两者都不利于风化壳的形成和保存。
只有在准平原、分水岭的鞍部以及较平坦的地区，那里剥蚀作用不强，地壳又长期比较稳定，才有可能发育成巨厚的残积型风化壳。
气候的地带性决定了风化壳的类型。
高大山区的地貌特征影响气候垂直分带性也十分明显。
因而在高大山区的风化壳也具有明显的垂直分带现象。
如我国喜马拉雅山中段南坡由山顶到坡麓分别形成岩屑型风化壳、硅铝－碳酸盐型风化壳、硅铝黏土型风化壳或高岭土型风化壳和铁铝型风化壳或砖红壤型风化壳。
3.岩性和时间：
母岩的成分对风化壳的发育也有很大影响。
如同在湿热气候条件下，各种不同岩石经过长期的风化发育，最后大多数可以形成铁铝型风化壳或砖红壤型风化壳。
但是在不同岩性地区，原地残积的风化壳，在结构上以及新形成的次生矿物成分上都会出现显著的差异。
如在岩性单一的纯石英岩地区，即使在湿热气候条件下，也不可能形成硅铝黏土型风化壳或高岭土型风化壳。
又如硅铝质岩石即使在干旱条件下，它在原地残积的风化壳也是硅铝质的。
风化作用持续时间的长短，直接影响到风化壳的发育程度，形成一定厚度的铁铝型风化壳或砖红壤型风化壳，常常需要几十万年或百万年。
有人作过测定，在印度果阿地区的湿热气候条件下，形成铁铝型风化壳或砖红壤风化壳至少需要70万年到80万年。
总之，地球表面绝大多数地区都被风化壳覆盖着。
风化作用一方面为其他营力作用过程作准备，是剥蚀、搬运、堆积整个地貌发育过程的先导，另一方面也积极地参与了地貌的形成过程。
以干燥区地貌发育为例，岩石在强烈的物理风化作用下，经过剥蚀移去风化产物，形成球状、片状、块状等微地貌形态。
风化碎屑受重力作用，在坡麓可形成各种岩屑堆。
在化学风化参与作用下，使岩石表面形成溶蚀纹沟、铁帽、沙漠漆等微地貌形态，它也参与了诸如盐池、碱滩等地貌的形成过程。
第二节 坡地重力地貌
重力地貌是指坡面上的风化碎屑和不稳定岩体、土体主要在重力并常有一定水分参与作用下，以单个落石、碎屑流或整块土体、岩体沿坡向下运动所导致的一系列独特的地貌。
由于坡地重力所移动的物质多系块体形式，故也称为块体运动。
块体运动常常是突然发生，给人们带来很大灾害。
特别在山区无论是交通、厂矿、城镇或是大型水利枢纽建设都会遇到这个问题。
我国是多山之国，山地、丘陵和高原的面积占2／3，更应注意坡地重力地貌的研究。
使坡地物质发生运动的自然营力，除自身的重力外，还受水、冰雪、风、生物、地震以及人为等因素的影响。
其中最主要的自然营力是重力和水。
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