Ⅰ 沉積作用指的是什麼
在地球表面，風化作用和侵蝕作用下的產物在流水、風、冰川等的搬運過程中，在遇到河谷、山麓、低窪地等處時，由於流速或風速減小，冰川的融化及其他因素的影響，導致搬運物質逐漸沉積下來，這種作用稱為沉積作用。根據沉積產生的原因不同分為：機械沉積、化學沉積和生物沉積。機械沉積指在搬運過程中，因搬運動能減小，受重力作用支配而沉積；化學沉積指在搬運過程中，搬運物質因介質的物理化學條件的改變而沉積下來；生物沉積指通過生物的生命活動產生的沉積。
Ⅱ 河流沉積物的類型和特徵，湖泊沉積物的類型和特徵
河流沉積物【河流沉積的物質稱為沖積物】
沖積物的特點
1．分選性好。沉積物顆粒的大小與流速關系密切。
2．成層性好。由於河流流速在時間上的變化以及氣候等在時間上的變化，使某一地區河流中沉積物在垂直剖面上顆粒大小、顏色深淺呈有規律變化而顯示出來的成層現象，叫做河流沉積物的成層性。
3．韻律性明顯：在河流沉積物中兩種或兩種以上的沉積物（顆粒大小、顏色等）在垂直剖面中有規律地交替出現的現象。它反映了沉積環境的規律性變化。每重復一次，稱為一個韻律。
4．顆粒的磨圓度較好。河流沉積作用一般發生在河流中、下游，其搬運距離較遠。在其搬運過程中，顆粒互相撞擊，並與河底岩石相互摩擦，使被搬運的顆粒不僅變小，還失去稜角，使磨圓度變好，明顯好於坡積物、洪積物和殘積物。
5．成分復雜。其決定於河流所經地區的岩石、礦物種類。主要是一些物理、化學性質較穩定的礦物和岩石顆粒。
根據沉積場所不同，分為河床相沉積物，河漫灘相沉積物及河口沉積物。
湖泊沉積物分為碎屑沉積物、化學沉積物和生物沉積物或這些物質的混合體。
①碎屑沉積，主要是粘土、淤泥和砂等。在氣候濕潤區發育較好。沉積形態與組成受水動力條件和湖底地形支配。沉積物的水平分布為，自湖濱至湖心，顆粒由粗變細呈環狀排列。沉積物的垂直分布是，最下層為最古老，依次向上，沉積時期越新。沉積物中水分由上向下逐漸減少。碎屑沉積量和沉積速度各湖不同。
②化學沉積，可以形成各種可利用的鹽類。化學沉積受溫度的影響較大，冬季溫度接近於零或低於零時，鹽類析出。化學沉積多見於乾旱地區，湖泊由碎屑沉積開始，以鹽類沉積告終，即從淡水湖演變為鹹水湖直至鹽湖，基本上代表了乾旱地區鹽湖的整個發育過程。
③生物沉積，湖沼中有機體死亡沉於底部形成生物沉積物。
生物沉積物按其成分和構造，分為腐殖質泥土和泥炭兩類。
腐殖質泥土為富營養型湖泊所特有。它主要由有機物組成，其中浮游生物占優勢。
泥炭為貧營養型湖泊所特有。沉積物主要有漂浮植物層、苔蘚及其他草本植物的殘留物所組成，間或含有木本植物。
Ⅲ 機械沉積作用與化學沉積作用的區別
沉積作用是被運動介質搬運的物質到達適宜的場所後，由於條件發生改變而發生沉澱、堆積的過程。經過沉積作用形成的鬆散物質叫沉積物。陸地和海洋是地球表面最大的沉積單元，前者包括河流、湖泊、冰川等沉積環境，後者可分為濱海、淺海、半深海和深海等環境。盡管沉積場所十分復雜，但沉積方式基本可以分為3種類型，即機械沉積、化學沉積和生物沉積。
機械沉積作用是指被搬運的碎屑物質，因為介質物理條件的改變，而發生堆積的過程。這種介質物理條件的改變，包括流速、風速的降低和冰川的消融等。
水介質中以膠體溶液和真溶液形式搬運的物質，當物理、化學條件發生變化時，產生沉澱的過程稱化學沉積作用。
與生物生命活動及生物遺體緊密相關的沉積作用稱為生物沉積作用。生物的沉積作用可表現為生物遺體直接堆積；另外還表現為間接的方式，即在生物的生命活動過程中或生物遺體的分解過程中，引起介質的物理、化學環境發生變化，從而使某些物質沉澱或沉積。
Ⅳ 地理上的化學沉積是什麼意思
地理上的化學沉積是什麼意思
沉積作用指的是被搬運的物質因介 質性能改變，不能繼續搬運而發生的沉 淀或堆積過程。堆積下來的物質稱沉積 物。固體狀態的搬運物質，因搬運動能 減小,或因搬運物的量超過其搬運能力， 受重力作用而沉積，稱機械沉積,
Ⅳ 物理，化學，生物沉積
礫岩、砂岩、粉砂岩
石灰岩和白雲岩
煤
Ⅵ 地理上的化學沉積作用是什麼意思
沉積作用指的是被搬運的物質因介質性能改變，不能繼續搬運而發生的沉 淀或堆積過程。堆積下來的物質稱沉積 物。固體狀態的搬運物質，因搬運動能 減小,或因搬運物的量超過其搬運能力， 受重力作用而沉積，稱機械沉積,
Ⅶ 化學沉積和生物化學沉積成礦系統
在化學沉積和生物化學沉積成礦系統中形成了大量的鐵、錳、鋁礦床，具有重要的經濟價值，現以鐵、錳、鋁礦床為例，加以論述。
1.成礦物質來源
沉積鐵、錳、鋁礦床的成礦物質可有多種來源，其中陸源物質是大多數礦床的最主要來源。該類礦床多分布於離古陸不遠的海盆邊緣，在剖面上礦層總是位於沉積間斷面上的海侵層序的中、下部或底部。礦層產出特徵表明，成礦物質主要是由大陸岩石和礦床的風化產物提供的。在長期沉積間斷期間，由於風化作用，岩石和礦石中鐵、錳、鋁等成礦物質被釋放出來，它們由流水等營力搬運到湖、海盆地，沉積形成礦床。例如，宣龍式鐵礦床發育在太古宙角閃石片麻岩和磁鐵石英岩不整合面之上的中元古界串嶺溝組之中。鐵質是由這些富含鐵的岩石所提供的。又如，世界上鋁土礦都產於長期沉積間斷的風化侵蝕面上，特別是碳酸鹽岩古侵蝕面上。在炎熱潮濕氣候條件下，鋁硅酸鹽經長期風化，鹼金屬和SiO2大量淋失，最後風化殘余物為以鋁土礦物［Al(OH)3］為主的紅土，石灰岩風化殘余物為鈣紅土，當紅土中鋁土礦物含量及其他指標達工業要求時，即為紅土型鋁土礦床。紅土、鈣紅土或紅土型鋁土礦是沉積型鋁土礦床最主要的物質來源。
除了大陸風化物質來源外，海底火山噴發、海底熱液活動和海底岩石的分解作用也提供鐵、錳等成礦物質。海洋中有眾多火山，火山噴發物和熱液噴出物中的部分鐵、錳可以呈低價態進入海水，被海流搬運至海盆邊緣，因氧化還原環境改變等原因而發生沉澱。古老的沉積變質鐵礦(BIF)鐵質被認為是海底火山活動提供的。在現代大洋中脊、島弧和海盆中，查實有多處正在發生的海底熱液沉積成礦作用，熱水沉積物中有塊狀硫化物、鐵、錳氧化物層和結核、鐵錳碳酸鹽等。這些海洋內部來源物質很可能是一些錳礦床礦質的主要來源。我國南方有眾多沉積錳礦床多分布在遠離古陸的海盆，含礦岩系為較特殊的碳、硅、泥組合，由此推斷錳可能為深部來源，有可能是由熱液噴溢作用攜帶到海底的。
表 6-4 不同板塊構造環境中盆地類型、沉積建造與主要礦產
( 修改自孟祥化，1993，補充了主要礦產)
2.成礦物質的搬運和沉積
流水搬運成礦物質的形式有:①真溶液;②膠體溶液;③機械懸浮物;④碎屑顆粒滾動搬運。鐵、錳的化合物呈前三種形式被流水搬運，至於以哪種形式為主，則存在不同的認識。
大多數學者認為，鐵、錳最可能的被搬運形式是膠體。在濕熱氣候條件下，富含有機質的地表水往往呈弱酸性，有利於膠體的形成。在岩石風化過程中，Si，Al，Fe，Mn的化合物常呈帶正電荷的Al(OH)3，Fe(OH)3和帶負電荷的MnO2，SiO2的水溶膠，它們被流水帶出風化殼，在適量腐殖酸保護下，與腐殖酸結合成穩定的腐殖酸絡合物，被河水搬運到水盆地內。由於海水中存在NaCl，MgSO4等電解質，使水溶膠電性中和而凝聚沉澱。膠體凝聚後慢慢固結，析出水分和發生重結晶，形成較大礦物晶體。
鐵、錳是變價元素，三價鐵和四價錳的化合物難溶於水，二價鐵、錳化合物易溶於水。在還原條件或缺氧的水體中，鐵、錳往往呈低價的鐵、錳重碳酸鹽溶液遷移。如在一些局限或半局限海盆下部，往往存在缺氧水體，海底熱液活動或海底岩石分解帶出的鐵、錳物質，可能呈重碳酸鹽進入含CO2的海水中。當它們被海流運動帶到海盆邊緣時，由於海水中CO2逸失或遇到富氧海水，鐵、錳就形成碳酸鹽或氧化物和氫氧化物而沉澱堆積。
生物化學作用對鐵、錳的聚集起一定作用。一些細菌能將鐵、錳碳酸鹽氧化成氧化物;一些細菌外層有機基質中常充填有鐵和錳的氧化物和氫氧化物。宣龍式鐵礦床中常見的腎狀構造礦石，有研究認為是聚環狀藻類吸附鐵質形成的。在我國黑色頁岩型錳礦床的礦石中，發現大量藍藻(主要是變異球集藻)和生物細胞降解後形成的顯微球粒，結合有機質分析表明，某些碳酸錳是由藍藻直接形成的，而另一些則是由生物化學作用形成的。
鐵、錳等成礦物質最終以哪種礦物沉澱，主要與所在環境的氧化還原電位的高低有關，其次還與介質的pH值有關。
海盆中不同部位的Eh值和pH值有所不同，但pH值變化要小得多。實測數據表明，海灣盆地從邊緣向中心，隨著海水深度的加大，其物理化學性質及細菌的繁殖情況均表現出規律性變化(圖6-18)，這種規律性變化對於成礦物質的沉積，以及不同礦物相的形成起著重要的控製作用。
圖6-18 海灣盆地物理化學條件變化示意圖(引自袁見齊等，1985)
由盆地邊緣向深處可能存在一個由氧化過渡到還原的環境變化，鐵礦物也相應出現不同的相(圖6-19)。氧化物相位於海灣盆地邊緣，氧化界面(即游離氧的下界)直達盆地底部，為充分氧化環境，形成鐵的氧化物和氫氧化物，如赤鐵礦、褐鐵礦等;隨著遠離海岸和海水變深，海水中氧的含量逐漸減小，海底處於氧化還原界面的過渡地帶，形成鐵的硅酸鹽(鮞綠泥石)等礦物，構成硅酸鹽相(鮞綠泥石相);碳酸鹽相(菱鐵礦相)產在離海岸更遠部位，氧化界面在盆地底面以上，處於弱還原帶，由於有機質分解產生大量的CO2氣體，鐵則以低價鐵的形式與CO2結合，形成低價鐵鹽，如菱鐵礦等礦物;硫化物相出現在海灣盆地更深地帶，氧化界面遠在水底盆地之上，處於強還原環境。由於細菌分解有機質產生大量H2S等，使鐵以硫化物(黃鐵礦、白鐵礦等形式)沉澱下來。
圖6-19 沉積鐵礦床的相變示意圖(引自袁見齊等，1985)
沉積錳礦床礦物組合的變化和沉積鐵礦相似，有類似的礦物相變分帶。在沉積作用中，鐵和錳又常彼此分離，錳可以單獨形成礦床，這主要受Eh，pH的控制。錳與氧的親和力低於鐵與氧的親和力，在任何天然Eh-pH條件下，亞鐵離子較亞錳離子更容易氧化，鐵的化合物無例外地都比錳化合物溶解度小。因此，在任何含有這兩種金屬的溶液中，除非Mn/Fe值很大，鐵總比錳先沉澱。因此，在沉積過程中就發生Fe，Mn的分離。
缺氧海盆環境對錳質的聚集起著重要作用。缺氧環境不但有利於陸源錳和海源錳的徹底海解，而且可以使錳呈溶解狀態長期蘊集在水盆地中，也可以使Mn有機質懸浮物蘊集於缺氧海水中。如現代最典型的缺氧盆地黑海中就蘊集著億噸溶解狀態的錳(Roy，1976)。這些在缺氧海中蘊集的錳質，當海平面上升-下降(岸退-岸進)過程中與充氧水混合，形成藻-錳堆積，最終形成氧化錳-碳酸錳礦床。
在地表條件下，氧化鋁的活動性很弱，水體中鋁的含量極低，因此，關於氧化鋁在水體中的搬運方式與Fe，Mn大不相同。研究認為，鋁土礦物可能以碎屑、懸浮物遷移。但更多研究認為鋁土礦床主要是風化成因的，為紅土型鋁土礦床。
鐵、錳、鋁礦床中礦質的高度富集是在沉積作用階段完成的，在其沉積後被埋藏的成岩過程中，還會發生成礦物質的再分配，形成一些新的礦物組合和礦石組構，甚至導致某些礦質不同程度的再富集。
Ⅷ 淡水湖泊化學及生物化學沉積作用
淡水湖泊中化學及生物沉積類型多樣，形成條件也差別很大。湖泊沉積物，尤其是其中的化學和生物成因沉積物（岩），只佔地質剖面中很小的一部分。但從Bradley（1929，1931）對始新世格林河組的研究以來，人們得知這些沉積物包含了當地氣候、水文、沉積學、地球化學等方面的詳細記錄，如能對這些做出正確解釋，對於了解大陸環境自然地理條件、地化條件、大氣條件等演化，將具有不可估量的意義。
淡水湖泊中最主要的化學沉積是淡水碳酸鹽沉積物。淡化硬水湖中某一地點沉積物的成分視注入碎屑中有無碳酸鹽、二氧化硅（來自硅藻）以及有機物質的混合情況決定（Dean，1981）。在碎屑沉積物佔次要地位的大多數硬水湖中，碳酸鈣為重要成分。人們通常稱這種碳酸鈣沉積為化學成因的，因為，溫度和二氧化碳平衡的變化也能引起方解石、文石的溶解和沉澱。但應注意，生物作用過程在幾乎任何時候都是不可或缺的觸媒作用。
碳酸鹽有以下四種來源（Kelts et al.，1978）：
1）無機沉澱的原生碳酸鹽。通常由於生物活動，較少由溫度、蒸發量變化和水體混合等物理過程所致。
2）活生物的鈣質介殼或構造成分。
3）來自匯水區的外碎屑。
4）沉積後變化和成岩反應的產物。
對於一定的化學沉積物，通常難以定量說明生物-化學混合物的來源。然而這對於根據湖成白堊再造古氣候是很重要的。鈣質介殼，包括頭足類、軟體類和介殼類的殼，一般限於沿岸地帶。按生長的顯示，其外殼往往被生物碳酸鈣所包裹。因此，輪藻和綠藻是主要的碳酸鹽生產者，它們也產生鈣化的卵囊和一些細胞間的碳酸鹽。Dean（1981）估計，在較小的泥灰質湖泊化學沉積物中，輪藻每年在每平方米面積內沉澱數百克碳酸鈣。
在較大的湖泊中，開闊水域浮游生物沉澱碳酸鹽的作用要比近岸固著的輪藻大得多。然而，與海洋相比，湖泊中的碳酸鈣物質浮游生物相當少，深水沉積物可能是白堊泥、泥灰質或黏土。
1.沿岸帶環境
在這一帶，化學沉積物主要呈被膜和皮殼狀。沉積物可以由粗砂質灘急劇變為顯植物產生的碳酸鹽白堊。Wilkinson et al.（1980）研究了一個小的淡化湖泊，在一個淺的泥灰質階地上常見豆石、核形石、鈣質骨架滯留沉積，核形石在淺水中由連續沉積的碳酸鹽核及藍綠藻殼層結合而成。在羅馬尼亞康斯坦察湖，核形石多見於高能岸線與碳酸鹽產率較低的深水帶之間的邊緣帶中。它們在水底組成多孔的、易碎的沉積構造。
近岸區稍深處，輪藻佔主導地位，並形成藻微晶的「砂狀」相，單個晶體極小，但聯合成不規則的多孔集合體。稍深環境由富含腹足類和介形類的灰泥組成。近岸碳酸鹽沉積常呈無沉積構造的小丘、透鏡體、豆莢體等。
2.深水帶環境
較大、較深的湖泊中，由微植物沉澱的方解石可能遍布全盆地，形成碳酸鹽席。一些近岸灰泥也可由濁流帶至深水區。
深水沉積物主要是通過水體沉落的。由於鹽度低，絮凝機會減少，故沉降緩慢，且受季節控制。在許多湖泊中，最後形成遍布盆地的細紋層狀富有機質的石灰岩。
Ⅸ 化學沉積作用和化學沉積物
在地殼表層，在化學和物理化學規律支配下，物質以離子狀態遷移、再結合成固態物質的過程稱為化學沉積作用。
化學沉積作用的前提是物質在水中離解成離子或分散成膠體成為真溶液或膠體溶液。這種物態的轉變在任何有水的地方都可發生，主要發生在地表風化帶中，是靠風化時的化學反應實現的。由於水具有極強的流動性和浸潤性，也由於離解離子和膠體離子具有自動均一它在溶液中濃度的趨勢，所以它們一旦進入到水中實際就已處在了遷移（或被搬運）狀態。地殼中的所有元素都可以以離子狀態搬運，除H＋、OH－以外，主要是金屬陽離子、酸根陰離子（或絡陰離子）和各種各樣的膠體離子等。其中數量較多、對沉積岩有重要意義的是 、Fe（OH）3、MnO2、SiO2、腐殖質等膠體。金屬陽離子和酸根陰離子可獨立搬運，也可被膠體吸附隨膠體搬運。宏觀上，搬運是隨地表和地下徑流向匯水盆地進行的，而湖泊和海洋則是它們最重要的存儲庫。搬運過程中，若遇條件適宜，它們之中的相關成分就會彼此結合，再次通過物態轉變形成某種礦物而沉澱出來，因而化學沉積作用的實質就是物質的溶解（包括形成膠體）和溶解物質的沉澱作用，其間涉及的物態變化不僅使搬運物與沉澱物不同，也使沉澱物與提供該沉澱物所需離子或膠體的原始母質失去了聯系。顯然，由化學沉積作用形成的礦物都是自生礦物。
（一）真溶液的沉積作用
概略而言，物質是從真溶液形式搬運還是從真溶液中沉澱出來或以何種礦物沉澱出來主要是一個溶解度（solubility）或溶度積（solubility proct）問題，它所遵循的總的原則是當溶液中相關離子的濃度達到或超過某礦物的溶解度（或溶度積）時，它們就會彼此結合形成這種礦物而沉澱。
在常溫常壓下，按溶解度大小，可將礦物粗略地劃分為易溶礦物和難溶礦物兩大類：
1.易溶礦物溶解和沉澱的控制因素
易溶礦物主要是鹼或鹼土金屬陽離子和強酸陰離子結合成的礦物，如芒硝（Na2SO4·10H2O）、石鹽（NaCl）、鉀鹽（KCl）、石膏（CaSO4·2H2O）等。它們的溶解度很大，溶解速度很高，地表天然水溶液只有在強烈蒸發使相關離子濃度達到很高而成為鹵水時，它們才會沉澱出來，溶液一旦稀釋，它們又會馬上離解。雖然溫度等條件可以稍稍改變它們的溶解度，但這種改變對它們的易溶性沒有任何影響。根據它們的特殊沉澱條件，這類礦物常被稱為蒸發礦物（evaporite mineral）。
2.難溶礦物溶解和沉澱的控制因素
難溶礦物主要指氧化物、鈣鎂鐵碳酸鹽、硫化物、硅酸鹽等。這類礦物溶解度很小，溶解速度很低，但溶解度卻受溶液條件的影響很大，其中主要是溶液的pH值、Eh值和溫壓條件。
圖15－17 25℃時方解石、非晶質SiO2和石英的溶解度與pH值的關系（據Blatt，1972）
（1）溶液的pH值
pH值又稱酸鹼度（acidity－alkalinity），通常將pH＝7視為中性，pH ＜7視為酸性，pH＞7視為鹼性。pH值影響難溶礦物溶解度的一般規律是，當pH值降低時，酸性元素化合物（如SiO2等）的溶解度減小，鹼或弱鹼性元素化合物（如CaCO3、Fe2O3等）溶解度加大，pH值升高時則相反（圖15－17）。在溶液已含有足夠多的有關離子的情況下，溶解度減小的化合物就會沉澱出來，而溶解度加大的化合物則會離解。天然水溶液酸度增高主要是有更多的酸性氣體（CO2、SO2、H2S）或有機酸性物質（如羧酸、酚類等）溶解於水的結果，這些物質常常是由有機質腐爛、降解或火山噴氣等排放出來的。天然水溶液鹼度增高主要是因為溶入了較多鹼或鹼土金屬陽離子（K+、Na+、Ca＋、Mg2＋）的緣故，它們大多是通過有關礦物的水解、重碳酸鹽化而進入水溶液的。低等藻類行光合作用大量消耗水中的CO2也是使環境水體鹼性增強的重要原因。大陸地區風化帶地表水或河水因溶有少量CO2和有機酸，pH值大多稍小於7（中到弱酸性），而海水和部分湖水的pH值則多在8以上，有時還更高，所以鈣鎂碳酸鹽就常在海洋和部分湖泊中沉澱出來，而如果沒有特殊原因，海水中就沒有溶解態SiO2沉澱。
圖15－18 礦物的化學沉澱與Eh－pH值的關系（據Krumbein＆Garrels，1952）
（2）溶液的Eh值
Eh值即溶液的氧化－還原電位（redox potential），是溶液氧化性或還原性強弱的衡量指標，Eh值愈大，氧化性愈強，Eh值愈小，還原性愈強。Eh＞0視為氧化條件，Eh ＜0視為還原條件。Eh值只對變價元素如Fe、Mn、S等化合物的溶解度有影響。Fe、Mn等高價態化合物（Fe2O3、MnO2）比低價態化合物（如FeO、MnO）溶解度小得多，因此在氧化條件下，溶液中的Fe、Mn就易以高價態化合物沉澱（圖15－18）。相反，S等非金屬元素的高價態化合物（如FeSO4）易離解成含氧酸根絡陰離子，其溶解度要比低價態化合物（FeS、FeS2）大得多，因而在還原條件下，溶液中的S易以低價態化合物沉澱，這就是為什麼常將赤鐵礦（Fe2O3）和白鐵礦（FeS）、黃鐵礦（FeS2）分別看成是氧化和還原條件的指示性礦物的原因。在沉積水環境中，導致溶液Eh值改變的主要原因是其中游離氧的含量變化。與大氣廣泛接觸的水環境或與這種水有通暢循環關系的水環境，由於有無限O2的供應而成為典型的氧化環境。與大氣隔絕的水環境（如沼澤泥內部、停滯的深海、深湖等）常為還原環境。在深海、深湖中，表層水與大氣接觸且循環良好，底層水與大氣隔絕且安靜少動，會在某一深度上存在一個氧化－還原界面oxidation－rection boundary）。決定該界面深度的因素除循環性以外，還有溫度、鹽度等，通常溫度、鹽度愈高，界面深度愈淺。據現代黑海的資料，界面深度大致不超過150m（Gaspers，1957），而在開放的太平洋中部，由於有底流和洋流的影響，在4000～5000m深處仍然是氧化條件。在還原環境中，細菌對氧的消耗起著重要作用，不僅有喜氧細菌吸取游離氧，還有厭氧細菌吸取化合物中的結合氧（例如它可將 還原為H2S）。另外，Eh值與pH值也有關，因而含變價元素化合物的溶解或沉澱實際是受Eh和pH值的共同控制的（圖15－18）。
（3）溶液的溫壓條件
在其他條件相同時，物質的溶解度一般隨溫度升高或壓力降低而減小，這一點對溶液中Ca2＋與CO2－3是否能結合沉澱具有重要意義。實際上，溫度升高或壓力降低將減小CO2的溶解度導致pH值上升，結果CaCO3的溶解度下降，相反，溫度降低或壓力升高導致 pH值下降則會加大CaCO3的溶解度。石灰岩地區地下溶洞的發育和溶洞內鍾乳石、石筍等的形成就與地下水承受壓力的變化有關。在深海區，隨深度加大，水溫降低，水壓則增高，CaCO3的溶解度將隨之加大。當水深達到一定程度、CaCO3的沉澱和溶解達到平衡以後，就沒有多餘的CaCO3沉澱出來，從表層水沉降到這一深度的CaCO3也將被溶解。該CaCO3分布的最大可能深度稱為碳酸鈣的補償深度（carbonate compensation depth，簡記為CCD）。現代海洋的CCD大致在4000～5000m范圍內，在它之下沒有CaCO3沉積（主要是粘土質軟泥、硅質軟泥等），除非來自補償深度以上的CaCO3的堆積速率超過了它的溶解速率（如碳酸鹽濁流沉積）。
溶解度對真溶解沉澱的控制具有普遍意義，但沉澱是否真的能夠發生則還有更深層次的原因，海水中鈣鎂碳酸鹽的沉澱就是一個典型例子。自然界常見的鈣鎂碳酸鹽有4種：文石、低鎂方解石（即通常所指的方解石）、高鎂方解石和白雲石。文石和低鎂方解石幾乎都是純的CaCO3，但低鎂方解石為三方晶系，文石為斜方晶系。高鎂方解石和白雲石都是三方晶系，可共用CaxMg1－xCO3來表示，高鎂方解石的x多為0.8～0.9，晶格中Ca、Mg完全無序排列，白雲石的x為0.5～0.55，晶格中Ca、Mg呈有序或部分有序排列。如果只考慮離子濃度，現代表層海水對這4種礦物都是過飽和的，事實上，直接從海水中沉澱的主要是文石和少量高鎂方解石，很少直接沉澱低鎂方解石，尤其不能直接沉澱白雲石。現在認為這種現象與化學動力學因素有關。海水中，Mg2＋/Ca2＋的濃度比平均在5：1以上，它們在一定條件下可以呈類質同象替換，但當CaCO3呈斜方晶系（文石）成核時，Mg2＋卻不能替換Ca2＋進入晶格，因而文石得以順利沉澱，而當CaCO3呈三方晶系成核時，Mg2＋就有了較多替換Ca2＋的機會從而就抑制了低鎂方解石的沉澱。另一方面，水是一種弱極性分子，Mg2＋和Ca2＋在進入晶格之前都會被水分子的負極端吸引形成水合離子，但Mg2＋的離子半徑（0.65Å，1Å＝0.1nm）比Ca2＋的離子半徑（0.99Å）小，而Mg2＋的水合離子半徑（10.80Å）又比Ca2＋的水合離子半徑（9.60Å）大，這就使得Mg2＋從水合離子中掙脫出來進入晶格要比Ca2＋更困難，結果是進入晶格的Mg2＋明顯少於Ca2＋，從而沉澱出高鎂方解石，但沉澱難度顯然大於沉澱文石。更重要的是，Mg2＋對Ca2＋的替換是隨機的，即使進入晶格的Mg2＋再多，也不可能直接沉澱出有序的白雲石。由此可見，只有在Mg2＋比Ca2＋的濃度更低的條件下（如在淡水中）才有可能直接沉澱出低鎂方解石。
化學動力學因素對許多化學過程都有影響，尤其對緩慢進行的化學過程的進行速率影響更大，在化學沉積作用中是一個不可忽視的重要因素。
（二）膠體溶液的沉積作用
風化帶中形成的膠體本身在搬運途中一般沒有變化（除Al（OH）3等兩性膠體可因pH值改變而發生電性符號的改變以外），但它吸附的離子卻可與溶液中別種離子進行交換，這是它的一大特色。通常情況下，溶液中濃度較大的離子可以交換濃度較小的離子，若濃度相差不大或所有離子的濃度都很低，則總的交換趨勢是吸附強度較大的離子可交換吸附強度較小的離子。一般離子電價愈高、原子量愈大或離子半徑愈大（或水合離子半徑愈小），其吸附強度也愈大。在成分復雜的水溶液中，由於吸附強弱不同，膠體優先吸附某種離子的作用稱為選擇性吸附（selective absorption），這是微量元素在沉積作用中得以富集的重要機理之一，尤以粘土和腐殖質負膠體的沉積學意義最為重要。粘土數量巨大，粘土膠體不僅對金屬陽離子具有很強的吸附能力和交換能力，其膠核邊界處在結構單元層間的陽離子也可進行交換。地殼中鉀和鈉的含量相差不大，如岩漿岩和變質岩中平均K：Na＝1：1.02，但粘土對K+的選擇性吸附卻使風化中析出的K+大多富集在粘土質沉積物中，而Na+則更多地進入了海洋，結果海水中平均K：Na＝1：28.5。然而不同粘土礦物的吸附或交換能力（以膠體質點單位面積可吸附或交換的離子的摩爾數計）並不相同，如蒙脫石、伊利石和高嶺石的交換能力之比就大致為10：2.5：1。腐殖質膠體是一種大分子化合物，化學性質很穩定，它的重要意義在於它可被Fe（OH）3等正膠體吸附，並在正膠體外圍形成一層保護膜，當腐殖質含量較高時，正膠體和這層保護膜還可改變電性符號成為負膠體搬運到十分遙遠的地方。
膠體所帶電荷如被中和就會從溶液中沉澱出來形成凝膠體（jel）。這種作用稱為膠體的絮凝作用（flocculation）。能使膠體發生絮凝作用的物質稱凝結劑（flocculant），它們可以是異電性的膠體離子，也可以是異電性的離解離子。只有當凝結劑的濃度達到或超過某一數值時絮凝作用才會發生。剛剛沉澱出來的凝膠體暫時還只是懸浮在溶液中的、由極細小固態物質構成的鬆散聯結體（或稱網狀體），其機械強度很低，通常只能在水動力條件很低的環境中沉積，主要的沉積環境可分為三類：
◎風化帶內部：尤其是在溫暖多雨、地形起伏不大的土壤層中，這里是膠體離子和離解離子的原產地，離子濃度常常較高，膠體沉積常在其他顆粒表面形成膠膜（如有機質膜、粘土膜、氧化鋁膜等）或發育成結核或豆粒。
◎沼澤地帶：富含粘土膠體的沉積物常常在這里形成粘性很強的「淤泥」，如果原膠體的吸附離子對人體健康有利，這種淤泥就可用於「泥浴」，而當某種吸附的微量元素達到一定富集程度時還可供開采提煉（如形成鈾礦）。
◎海洋和某些湖泊中的某些低能地帶：海洋和某些湖泊中的大量離解離子常常是正負膠體的有效凝結劑。例如，當河流帶有比較豐富的硅質、鐵質膠體時，在河口三角洲的間灣、前三角洲等處就可發生膠體的絮凝作用和沉積作用形成硅質、鐵質結核或團塊產在泥質、粉砂質沉積物中。在大洋底部廣泛分布的瑪瑙紋狀鐵錳結核可能也與膠體的絮凝作用有關。能導致膠體發生絮凝作用的其他原因還有蒸發濃縮、較大的pH值波動和輻射、放電等。
（三）化學沉積分異
普斯托瓦洛夫（Пустовалов）在提出機械沉積分異的同時也提出了化學沉積分異（chemical sedimentdifferentiation）。普斯托瓦洛夫認為，母岩風化的溶解物質因受化學原理的支配會在不同條件下沉澱出不同化合物，並給出了氧化物－硅酸鹽－碳酸鹽－硫酸鹽－鹵化物的大致沉澱順序（圖15－19）。應該說，化學沉積分異也是沉積學中的一條基本規律，只是受到認識水平的限制，當時對這一規律的內涵還缺乏全面深入的理解，只局限在某個具體的沉積盆地以內。今天看來，在整個表生帶內的廣義化學沉積作用中，所有化學過程都是嚴格受作用條件控制的，條件的改變迫使溶解消失的礦物和新形成的礦物或礦物組合發生改變，分異也就同時出現。在大陸風化帶，母岩中的易溶成分不斷流失，強烈的氧化使其中的鐵錳成分氧化成高價氧化物留在風化帶內形成風化殼，這個過程實際就是易溶成分和難溶成分的一次分異過程。在較鹼性條件下，鋁硅酸鹽礦物（如高嶺石粘土）在去硅作用下失去硅而留下氧化鋁礦物，硅鋁也就發生了分異，如此等等。從一般意義上講，表生帶中的任何礦物都有它穩定存在的條件范圍，超出了這個范圍它就不能形成或被分解，這個范圍就像屏障一樣限制了它們的分布，這就是圖15－18圖中碳酸鹽障（carbonatefence）、硫化物障（sulphide fence）等的深刻含義。該圖實際就是一張化學沉積分異圖。
圖15－19 普斯托瓦洛夫（1954）化學沉積分異圖解
正像機械沉積分異常常不能徹底一樣，化學沉積分異也不是絕對的，其主要原因是許多天然進行的化學過程都比較緩慢，一定條件下的分異常需要一定時間的累積才比較明顯或接近最後完成。
（四）化學沉積物和化學結構
單純由化學沉積作用形成的沉積物稱為化學沉積物。按現代沉積學的觀點，狹義的化學沉積物並不多見，它主要是由蒸發礦物構成的沉積物以及某些硅質、磷質等沉積物，也包括更少見的泉華（sinter），如硅華（geyserite）、石灰華（adarce）等，然而人們習慣上卻將更多地殼表層（包括風化帶）中的沉澱物都看成是化學沉積物，例如喀斯特溶洞中的鍾乳石和先成沉積物被徹底交代或重結晶的產物等。也就是說，通常所說化學沉積物實際已有相當廣泛的含義，是指廣義的化學沉積物。在構築方式上，化學沉積物受溶液性質、結晶條件等諸多因素的控制，可以是均一的，也可是紋層狀或條帶狀的。
所有化學沉積物都是某種結晶過程的直接產物，因而廣義的化學沉積物在結構上就與結晶岩（如岩漿岩）相似，不同的是，化學沉積物都是在低溫低壓條件下形成的。這種在低溫低壓條件下，由水溶液沉澱作用、徹底交代作用、重結晶作用或其他化學作用直接形成的結構總稱為化學結構或結晶結構。多數情況下，化學結構的構成礦物都很單一，或者礦物中的主要成分都是相同的。
化學結構可仿照結晶岩結構劃分為非晶質結構、隱晶質結構和顯晶質結構三大類。(1)非晶質結構相當於結晶岩的玻璃質結構，由凝膠體脫水形成的非晶質體（如蛋白石、膠磷礦等）構成。非晶質結構在埋藏條件下很不穩定，易向晶質結構轉化。(2)隱晶質結構屬晶質結構范疇，但單個晶體還很細小而難以分辨，其中纖細的隱晶（如玉髓、隱晶磷灰石、隱晶菱鐵礦等）可排列成扇狀或放射球粒狀集合體，這種結構也可稱扇狀（放射狀）結構或球粒結構。隱晶質結構可由非晶質結構轉化而來，也可由交代作用或水溶液的沉澱作用直接形成。(3)顯晶質結構由彼此鑲嵌的較粗大晶體構成，按主要晶粒大小（圖15－20）可進一步劃分為極粗晶、粗晶、中晶、細晶、極細晶和微晶結構，也可按晶粒的相對大小或自形程度劃分成等粒、不等粒、似斑狀或自形、半自形、他形晶等。顯晶質結構可由水溶液的沉澱作用直接形成，這時溶液濃度通常不高，沉澱速度也比較緩慢，而且沉澱愈慢形成的晶體愈粗。顯晶質結構也可由重結晶或交代作用形成。某些晶體粗大的結構常常是由晶體較細小的結構或某種非化學結構重結晶形成。
圖15－20 化學沉積物晶體粒度分級