地理化學沉積會形成什麼

⑴ 地理知識：流水的侵蝕還有流水的沉積分別會形成哪些地貌

流水侵蝕地貌：溝谷、V型谷，河流中上游、長江三峽、喀斯特地貌、黃土高原千溝成壑的地貌形態。
流水沉積地貌：三角洲、河漫灘、沖積平原、沖（洪）積扇

⑵ 沉積成因水水化學成分的形成

沉積成因地下水的化學成分很不相同，其化學成分的形成機理也是相當復雜的，要完全解釋清楚某種沉積成因水的化學成分形成過程是很難的事。為此，僅從影響該類型地下水化學成分形成的一些作用著手，並結合一些實例加以說明。

（一）蒸發濃縮作用

沉積物可分為海相和陸相兩類沉積物。但是，正如上述所說的，在漫長的地質歷史時期里，與沉積物同期生成的水，在經歷了從壓實到成岩以及各種構造運動的過程中，這些水可能已經遷移出原來的沉積地層（也可能保留在原沉積地層），因此，要判別某種沉積水是海相成因的，還是陸相成因的，不能僅從目前賦存這種水的地層去判斷，因為海相地層可能有陸相沉積水，而陸相地層有海相沉積水。

人們在判斷是否是海相成因的沉積水時，常常依據海水濃縮過程中殘余海水的水化學特徵來判斷。表3.8是海水蒸發不同階段某些離子濃度的變』化。從CaSO₄至MgCl₂沉澱階段，微量元素Br、Li、B、Rb等隨濃縮階段的不斷進行，它們在殘留海水的濃度也不斷增加，其中以Br^-最明顯，它是基本上不參與岩石基質成岩作用的唯一離子。溴在濃縮的各個階段不會形成含溴的礦物，但它是NaC1的類質同像元素，混合在NaC1里，但在殘留海水中的Br^-仍佔大多數，為86%。因此水中Br^-的濃度可作為海水濃縮程度的標志。例如，奇斯托夫斯基（А.И.Чистовский，1983）^〔10〕曾按地層水中Br^-的濃度進行沉積水礦化度的恢復工作，他以前蘇聯古比雪夫地區的列比亞日那1號井為例，該井水礦化度為165g/L;Br^-為85mg/L。假定原海水礦化度為36g/L;Br^-為60mg/L，則沉積水的原始礦化

表3.8海水蒸發濃縮不同階段某些膏子的濃度

註：CaSO₄—MgCl₂代表CaSO₄至MgCl₂沉澱階段，表中離子濃度是指該沉澱階段後殘留海水中的濃度。度為36×85÷60=5lg/L，但井水中的礦化度（165g/L）大於此濃度，他認為是上覆地層岩鹽淋濾進入該地層的結果，

（二）陽離子交換作用

按蘇林分類，γ_Na/γ_Cl＜1，

屬氯化鈣型水，他認為，這種類型的地下水是深部環境中的地下水。盡管在花崗岩風化裂隙潛水、鹽漬化灌溉區及青海一些湖泊也有氯化鈣型水，但是，在封閉性好的厭氣深部地下環境中，特別油氣田地下水，廣泛出現氯化鈣型地下水。

關於氯化鈣型地下水的形成，到目前為止，仍然存在著各種學說，諸如沉積說、滲入說、內生說、重力分異說等等，其中沉積說獲得比較多的學者的支持。在沉積說中又以陽離子交換的解釋比較普遍。所謂沉積說，實質是指氯化鈣型水在海盆沉積過程中由氯化物鹽水及鹵水演化形成的。

在海盆沉積物中，含有大量的氯化物鹽水和鹵水，Na⁺濃度很高，當這種沉積水遇到交換性鈣離子的沉積物時，就會產生Ca-Na陽離子交換，結果，固相的Ca²⁺轉入液相，而液相的Na⁺轉入固相，使沉積水中Ca²⁺增加，其反應如下：

水文地球化學基礎

式中，Cax和Nax是吸附在固相上的離子。由於兩個鈉離子交換1個鈣離子，因此，交換反應的結果使水中礦化度有所降低。從理論上講，上述反應可以形成氯化鈣型水。但是值得注意的是，海盆沉積物富含交換性鈉，並不富含交換性鈣，因此，海盆沉積物中的沉積水在壓實到成岩過程中，運動到富含交換性鈣的陸源沉積物孔隙中時i上述反應才能進行：否則不會產生Ca-Na交換反應所形成的氯化鈣型水。

關於氯化鈣型水的形成階段問題，尚有不同觀點。Г·Н·卡明斯基及AjH.布涅耶夫認為，變質作用是在海盆中進行，經過變質後的水再受到埋藏封存；H·B·塔吉耶娃認為，海水在淤泥沉積階段中經受變質，然後再封存起來；B·A·蘇林認為，變質作用在深部環境中，水的礦化度是由於地下水蒸發的結果而增高。

從理論上講，陸緣海發生海退時，富含Ca²⁺的陸源水進入海退不久的地方，與富含交換性鈉離子的海相粘土質沉積物產生Ca-Na交換，即液相的Ca²⁺與固相中的Na⁺產生交換，這種交換不會形成氯化鈣型水。與此相反，海侵時，富含Na⁺的海水與富含交換性Ca²⁺的陸源沉積物產生Na-Ca交換，即液相中的Na⁺與固相中的Ca²⁺產生交換，這種反應可形成氯化鈣型水。

總之，用陽離子交換機理去解釋沉積成因的氯化鈣型水的形成時，應進行具體的綜合的分析，不能武斷地下結論。

（三）次生白雲岩化作用

在古鹽盆中，石鹽沉澱後，殘余鹵水具有氯化鎂質成分，這些含鎂高的鹵水在深部環境中，與石灰岩相互作用，並使其變為白雲岩，這種作用稱為次生白雲岩化作用，其反應如下：

水文地球化學基礎

反應的結果，使氯化鎂質鹵水變為氯化鈣型鹵水。

為了證實上述理論，一些學者進行了與此有關的試驗。Н·К·弗拉索娃和M·r·亞利亞什柯進行了下列試驗：在150℃及200℃溫度下，使氯化鎂質溶液與固體碳酸鈣反應，結果溶液中的鎂為固相中的鈣所代替，而原始溶液及最終溶液中鈉的含量無變化；在200℃時，固相物質主要為白雲石，而這時所得的溶液與依爾庫茨克的天然氯化鈣型鹵水相似。Г·И·基欣及C·И·巴霍莫夫進行了另外的試驗：海水與含碳酸鈣的岩石作用，溫度為20℃—100℃時，不形成CO₂，鎂在海水中的濃度不顯著降低；溫度高於100℃時，可觀測到海水中鎂濃度急劇下降，而鈣增加，並放出遊離CO₂；不含碳酸鹽的岩石與海水作用，水中鎂含量未顯示影響。上述實驗證明，次生雲岩化作用發生於100℃以上的溫度條件下。盡管岩石學家認為次生白雲岩化作用分布有限，但應用它來解釋沉積成因的氯化鈣型鹵水還是有用的。

（四）鈉長石化作用

人們發現，氯化鈣型鹵水不僅在白雲岩中遇到，同時也出現於火山成因的沉積物里。對於這種鹵水有人以鈉長石化解釋。他們認為，進行鈉長石化作用時，斜長石結晶格架中的Ca²⁺和A1^3＋相應被鹵水中的Na⁺和Si⁴⁺所代替，使鈣長石轉化為鈉斜長石。在受壓的條件下，從能量的角度出發，這種解釋是合適的，因為，Ca²⁺和A1³⁺的離子半徑（分別為1.04×10^-8cm和0.57×10^-8cm）比Na⁺和Si⁴⁺的離子半徑（分別為0.98×10^-8cm和0.39×10^-8cm）要大，其反應如下：

水文地球化學基礎

（五）膠體狀淤泥沉積物的各種作用

海相沉積物有陸源泥砂的堆積、海水沉澱所產生的化學沉積及生物堆積，其中沉積成因地下水成分形成最有意義的是膠體狀淤泥沉積物，這種沉積物含有大量的有機物和各種微生物，是一個十分有利於生物化學及物理化學作用的場所。因此有的學者認為，沉積成因地下水的形成在海盆沉積初期就開始了。表3.9歸納了各種作用對淤泥溶液成分改變的影響。各種作用影響的結果使淤泥水成分發生改變：

減少

增多，pH增高；陽離子中Na⁺和Mg²⁺有所減少，形成灰岩或白雲岩；水中出現H₂S。

表3.9淤泥溶液成分改變一覽表（與海水相比）

海洋研究的大量資料表明，存在著三種化學成分有明顯差別的淤泥水：

（1）第一種：個別元素有微小變化，但總體上仍保持海洋型的氯化物－〔硫酸鹽〕—鈉—鎂水；它分布最廣，世界大洋的大部分面積屬此類淤泥水。

（2）第二種：幾乎不含硫酸鹽的鹼性氯化物淤泥水；它的分布是局部的，一般在富含有機物的海洋邊緣、陸緣海盆的沉積物中，也可以在內陸海沉積物的表層中。

（3）第三種：幾乎不含硫酸鹽的氯化物—鈉—鈣水l它主要分布於內陸海的深層沉積物中。

淤泥水化學成分的改變僅是在沉積早期，當淤泥受上覆沉積物壓力而壓實時，相當一部分淤泥水被壓出而進入孔隙較大的沉積物中，其化學成分還要進一步改變。但是，在研究沉積成因的地下水時，不可不注意沉積早期淤泥水的化學成分。

總之，以上僅闡述了海相成因沉積水形成過程中的一些作用，有些作用在陸相成因沉積水形成過程中也可能出現。實際上，沉積成因地下水化學成分形成過程是相當漫長的，其經歷的各種作用也是十分復雜的，要把它的形成過程闡述清楚難度很大。在研究這個問題時，不僅涉及水本身，而且涉及岩相古地理、構造特點及發展歷史，以及古水動力場的演變等等。深層鹵水及油氣田中油田水方面的研究，在沉積成因地下水的研究方面作了許多工作，讀者要深入了解這方面的問題，可參閱有關文獻。

⑶ 請簡述一下，地理中，沉積作用以及它所表現的地形

流水的沉積作用形成：沖積扇、沖積平原、三角洲、石鍾乳、石筍、石柱
風力的沉積作用形成：沙丘、沙漠、黃土沉積
黃土高原是由風力沉積形成，河口三角洲是由流水沉積作用形成

⑷ 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細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本身在溶液中濃度的趨勢，所以它們一旦進入到水中就已處在了遷移（或被搬運）狀態。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貯庫。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。顯然，由化學沉積作用形成的礦物都是自生礦物。

1.真溶液的沉積作用

物質是以真溶液形式搬運，還是從真溶液中沉澱出來，或以何種礦物沉澱出來主要取決於溶解度（solubility）或溶度積（solubility proct），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、硅酸鹽等等。這類礦物溶解度很小，溶解速度很低，溶解度受溶液條件的影響很大，其中主要是溶液的pH值、E_h值和溫壓條件。

溶液的pH值 pH值為溶液中氫離子濃度（［H⁺］）對數的負數，如［H⁺］=10^-3，則溶液的pH=3。pH值愈低，酸性愈強，pH值愈高，鹼性愈強。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13-13）。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⁺、Ca²⁺、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。

溶液的 E_h值 E_h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，E_h值愈大，氧化性愈強；E_h值愈小，還原性愈強。E_h＞0視為氧化條件，E_h＜0視為還原條件。E_h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 13-14）。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、Fe₂S）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）和黃鐵礦（Fe₂S）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 E _h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，E _h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 E _h和pH值共同控制的（圖13-14）。

圖13-13 25℃時方解石、非晶質SiO₂和石英的溶解度與pH值的關系

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CaCO₃的溶解度尤為重要，其反應式為：

岩石學

很明顯，水體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，會加大CaCO₃的溶解度。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，在表層水中形成、在重力作用下沉降到這一深度的CaCO₃也將被溶解。這個CaCO₃分布的最大可能深度稱為CaCO₃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、方解石、鎂方解石和白雲石。文石和方解石幾乎都是純的CaCO₃，但方解石為三方晶系，文石為斜方晶系。鎂方解石和白雲石都是三方晶系，可共用Ca_xMg_100-x（CO₃）來表示，鎂方解石的x多為80～90，晶格中Ca、Mg完全無序排列，白雲石的x約為50～55左右，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，但事實上，直接從海水中沉澱的主要是文石和少量鎂方解石，很少直接沉澱方解石，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⁺與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（0.78×10^-10m）比Ca²⁺的離子半徑（1.06×10^-10m）小，而Mg²⁺的水合離子半徑（10.80×10^-10m）又比Ca²⁺的水合離子半徑（9.60×10^-10m）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，也不可能直接沉澱有序的白雲石來。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方解石。

圖13-14 礦物的化學沉澱與E_h-pH值的關系

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。

2.膠體溶液的沉積作用

不易被化學分解的物質細粒化到10^-3～10^-6mm時，因比表面積太大造成表面電荷局部不平衡而吸附同類物質離子，同時帶上電荷就成了膠體或稱膠粒。按所帶電荷，膠體有正膠體和負膠體之分，如細粒化SiO₂和Al₂O₃分別形成的負膠體和正膠體為：［mSiO₂·2H₂O·]^x-、[m Al（OH）₃·]^x+。

在自然界中，負膠體多於正膠體。常見負膠體有SiO₂、MnO₂、V₂O₅和硫化物、粘土礦物、腐殖質等；常見正膠體有Al₂O₃·3H₂O、Fe₂O₃·3H₂O、Cr₂O₃·3H₂O以及CaCO₃、MgCO₃、CaF₂等。膠體的帶電性使其具有很強的吸附能力。通常正膠體主要吸附各種酸根陰離子，如、等；負膠體常吸附各種金屬陽離子，如 K、Cu、Pb、Zn、Co、Ni、Li等離子。在溶液中，帶相同電荷的膠體是互相排斥的，它所受重力會被靜電排斥力抵消，很容易隨水的流動而遷移。但由於吸附強弱不同，膠體可優先吸附某種離子，這種作用稱為選擇性吸附（selective absorption），是微量元素在沉積作用中得以富集的重要機理之一。在膠體沉積中，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。

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），這個過程稱為膠體的絮凝或聚沉作用（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，如沼澤、海洋和某些湖泊中的某些低能地帶等。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，當帶有比較豐富的硅質、鐵質膠體的河水進入河口三角洲的間灣、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和粉砂質沉積物中。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。

由於水在地殼表層幾乎無處不在，因而廣義的化學沉積作用，特別是廣義的真溶液沉積作用不只局限在地表，它可出現在任何含水的埋藏環境中，所以廣義的化學沉積作用比廣義的物理沉積作用具有廣闊得多的時空范圍。

3.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中的沉澱物都看成是化學沉積物，如喀斯特溶洞中的鍾乳石，先成沉積物被徹底交代或重結晶的產物等等。因此，通常所說化學沉積物實際上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，所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、重結晶作用等形成的結構總稱為化學結構或結晶結構（crystalline texture）。多數情況下，化學結構的構成礦物都很單一。

化學結構可仿結晶岩結構劃分為非晶質結構、隱晶質結構和顯晶質結構3大類。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。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，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。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13-15）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、他形晶結構等等。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13-15 晶體粒度分級

⑸ 由化學沉積形成的岩石是 A.花崗岩 B.石灰岩 C.大理岩 D.砂岩

以下均屬個人觀點，僅供參考，謝謝……

答案選B 石灰岩主要是在淺海的環境下形成的。石灰岩按成因可劃分為粒屑石灰岩（流水搬運、沉積形成）；生物骨架石灰岩和化學、生物化學石灰岩。按結構構造可細分為竹葉狀灰岩、鮞粒狀灰岩、豹皮灰岩、團塊狀灰岩等。石灰岩的主要化學成分是CaCO3易溶蝕，故在石灰岩地區多形成石林和溶洞，稱為喀斯特地形

⑹ 高中地理中沉積與固結成岩的區別

沉積作用是岩石的風化和剝蝕產物在被搬運的途中或到達相應的水域里，因搬運動力減弱而沉澱下來的過程。
固結成岩是岩石的風化侵蝕物質經過搬運、沉積形成沉積物，經過一定的物理的、化學的、生物化學的作用。
沉積作用多是形成地貌，固結成岩多是形成岩石。

⑺ 流水的侵蝕還有流水的沉積分別會形成哪些地貌

流水侵蝕是物理侵蝕 可分為風化、溶解、磨蝕、浪蝕、腐蝕和搬運作用。這個分布就廣了,有水的地方就有吧,
被流水侵蝕作用形成的地貌:峽谷、瀑布、黃土高原的千溝萬壑！ (參考資料：高中地理必修1 )
流水溶蝕是通過化學反應侵蝕,主要是喀斯特地貌,典型是我國西南地區

⑻ 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,

⑼ 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,

⑽ 沉積物質的形成作用

組成沉積岩的原始物質的來源有四類:①母岩風化作用形成的沉積物———陸源碎屑及粘土物質，此類物質是組成沉積岩的最重要和最豐富的原始物質;②生物成因的沉積物———生物殘骸及有機質;③深部來源的沉積物———火山碎屑物、深部來源的熱流體，包括深源熱鹵水、溫泉水和噴氣物質等;④宇宙來源的沉積物———隕石及宇宙塵埃。以下僅介紹母岩風化作用形成的沉積物。

1.風化作用的概念

地殼表層的岩石，在水、空氣、太陽能以及生物的作用和影響下，發生機械破碎和化學變化的作用，稱為風化作用(weathering)。

風化作用的趨勢是使原先生成於溫度、壓力較高的岩石，包括岩漿岩、變質岩以及先形成的沉積岩等地質體發生物理的和化學的變化，以適應低溫低壓、富含H₂O、O₂、CO₂、有機質等地表環境而產生新的物質。因此，風化作用可使母岩結構改變、體積增大、相對密度減小，最後松解和分解成物理的和化學的新物質，即風化的產物。

2.風化作用的類型

風化作用按其因素和性質分為物理風化作用、化學風化作用和生物風化作用。

(1)物理風化作用(physical weathering)

使母岩發生機械破碎，而化學成分極少或根本不變化的風化作用，稱為物理風化作用。引起物理風化的主要因素有溫度變化、鹽的結晶作用、冰劈作用、植物根劈作用、動物鑽孔活動，以及重力作用、應力效應以及水、風和冰川的機械破壞作用等。

物理風化作用主要發生於嚴寒的極地，氣候乾燥、溫度變化強烈的乾旱氣候區，永久積雪的高山區等，其產物主要是碎屑物質。

(2)化學風化作用(chemical weathering)

化學風化作用不僅使母岩破碎，而且其礦物成分和化學成分也發生本質的改變，直至形成在地表條件下新的穩定礦物組合或產生可溶解的化學物質的過程，稱為化學風化作用。

引起化學風化的主要因素是氧、水、二氧化碳、有機酸等。方式有氧化作用(oxidation)、溶解作用(solution)、水化(水合)作用(hydration)、水解作用(hydrolysis)、碳酸鹽化作用(carbonatization)以及離子的帶出作用和生物的化學分解作用等。

(3)生物風化作用(biologicalweathering)

生物對岩石、礦物產生機械的和化學的破壞作用，稱為生物風化作用。生物對母岩的破壞方式既有機械作用(如根劈作用)，也有生物化學作用(如植物、細菌分泌的有機酸對岩石的腐蝕作用)，既有直接的作用也有間接的作用。

生物風化作用可發生於任何地區，但以生物繁多、植被發育的溫濕地區最強烈。生物特別是微生物的化學風化作用是很強烈的，它不僅可腐蝕和分解岩石，並能從母岩中吸取某些物質，轉化為有機化合物，對某些金屬礦床的形成也有一定意義。

3.風化作用的產物

以花崗岩的物理和化學風化作用為例，可看出其變化過程及性質不同的三類風化產物(表4－1):

表4－1 花崗岩的風化作用

碎屑物質 是母岩機械破碎的產物，如表4－1中的石英砂粒、雲母碎片及鋯石等。這類物質除未遭受分解的礦物碎屑外，還有母岩直接機械破碎而成的岩石碎屑。

粘土物質 是母岩在分解過程中殘余的或新生成的粘土物質，它們常是化學風化過程中呈膠體狀態的、不活潑的物質，如Al₂O₃、SiO₂等，在適合的條件下形成粘土礦物。所以可稱作「化學殘余物質」或「化學風化礦物」，也有部分粘土物質是機械磨蝕的碎屑物質。

溶解物質 主要是活潑性較大的金屬元素，如K、Na、Ca、Mg等元素呈離子狀態形成真溶液，而Al、Fe、Si等的氧化物呈膠體狀態形成膠體溶液。它們在適當條件下可沉澱而形成新的化學物質。

這三類風化產物當其分別沉積時，就構成三大類沉積岩的基本物質:碎屑物質構成碎屑岩的主要成分，粘土物質組成粘土岩，溶解物質組成化學岩和生物化學岩。

4.主要造岩礦物和岩石在風化過程中的穩定性

造岩礦物在風化時的穩定性決定於兩方面的因素:首先是內因，即對化學風化的穩定程度決定於化學成分和內部構造，對物理風化的穩定程度則決定於礦物的物理性質，如解理、硬度等;其次是外因，即造岩礦物所處的風化條件，主要是地理位置和氣候條件。

(1)主要造岩礦物在風化過程中的穩定性

各種造岩礦物在風化時的穩定性不同，其風化習性和風化產物也不同，現簡介如下。

長石類 長石類礦物是風化過程中不穩定的礦物，但不同類型的長石其穩定性有較大差別，如鉀長石比斜長石相對穩定，而斜長石中的酸性斜長石又較基性斜長石穩定。因此，在沉積岩中比較常見的碎屑長石是鉀長石和酸性斜長石。因為長石類礦物抵抗風化能力不強，故在沉積岩中少見新鮮的長石碎屑，或多或少受到風化作用影響。若出現新鮮的碎屑長石，則可能是在乾燥的氣候和迅速堆積埋藏的條件的產物，否則就可能是成岩過程中形成的自生長石或為火山墜落物質。

鐵鎂礦物類 主要是含Fe、Mg及Ca的硅酸鹽礦物，如橄欖石、輝石、角閃石等，它們的穩定性比長石要低得多，是最不穩定的礦物。其中以橄欖石最易風化，輝石次之，角閃石再次之。故這類礦物在沉積岩中含量很少，一般多在近物源的沉積體中以重礦物的形式存在。

石英 石英是在地表環境中最穩定和最豐富的造岩礦物，在風化過程中幾乎只發生機械破碎。母岩風化愈徹底，風化產物中石英所佔的比例愈大，所形成的沉積物中石英的相對含量也愈高。因此，碎屑岩物質組分的改造強度，即成分成熟度是以岩石中石英含量或石英/(長石+岩屑)的比值大小來度量的，即石英含量愈高，或石英/(長石+岩屑)的比值愈大，物質組分的改造愈強，即成分成熟度愈高，反之則低。

雲母類 雲母類礦物中以白雲母穩定性較強，故在沉積岩中比較常見。黑雲母不穩定，容易遭受水化(水合)作用改造，在大氣水風化條件下，可形成水黑雲母、綠泥石，最終變為細分散的氧化鐵、氫氧化鐵或高嶺石等粘土礦物。而在海底風化條件下，經水解改造的黑雲母可轉變成海綠石。

(2)主要岩石類型在風化過程中的穩定性

岩石是由造岩礦物組成的，因而各類岩石在風化時的穩定程度決定於它所含的礦物成分。如超基性岩、基性岩和偏基性的深度變質岩，主要成分是易風化的鐵鎂礦物和基性斜長石，因而易風化;酸性岩漿岩和淺變質岩則相反，因其主要由石英、鉀長石、酸性斜長石和白雲母等穩定性較高的礦物組成，故抗風化的能力也較強，不易風化。

在沉積岩中，砂岩的主要成分為石英碎屑，不易化學分解，而以機械破碎為主;粘土岩一般也較穩定，但易碎解呈細小碎屑被搬運;石灰岩在干寒地區以機械破碎為主，在濕熱地區則以溶解為主;硅質岩則很難化學風化。