地理化学沉积会形成什么

⑴ 地理知识：流水的侵蚀还有流水的沉积分别会形成哪些地貌

流水侵蚀地貌：沟谷、V型谷，河流中上游、长江三峡、喀斯特地貌、黄土高原千沟成壑的地貌形态。
流水沉积地貌：三角洲、河漫滩、冲积平原、冲（洪）积扇

⑵ 沉积成因水水化学成分的形成

沉积成因地下水的化学成分很不相同，其化学成分的形成机理也是相当复杂的，要完全解释清楚某种沉积成因水的化学成分形成过程是很难的事。为此，仅从影响该类型地下水化学成分形成的一些作用着手，并结合一些实例加以说明。

（一）蒸发浓缩作用

沉积物可分为海相和陆相两类沉积物。但是，正如上述所说的，在漫长的地质历史时期里，与沉积物同期生成的水，在经历了从压实到成岩以及各种构造运动的过程中，这些水可能已经迁移出原来的沉积地层（也可能保留在原沉积地层），因此，要判别某种沉积水是海相成因的，还是陆相成因的，不能仅从目前赋存这种水的地层去判断，因为海相地层可能有陆相沉积水，而陆相地层有海相沉积水。

人们在判断是否是海相成因的沉积水时，常常依据海水浓缩过程中残余海水的水化学特征来判断。表3.8是海水蒸发不同阶段某些离子浓度的变’化。从CaSO₄至MgCl₂沉淀阶段，微量元素Br、Li、B、Rb等随浓缩阶段的不断进行，它们在残留海水的浓度也不断增加，其中以Br^-最明显，它是基本上不参与岩石基质成岩作用的唯一离子。溴在浓缩的各个阶段不会形成含溴的矿物，但它是NaC1的类质同像元素，混合在NaC1里，但在残留海水中的Br^-仍占大多数，为86%。因此水中Br^-的浓度可作为海水浓缩程度的标志。例如，奇斯托夫斯基（А.И.Чистовский，1983）^〔10〕曾按地层水中Br^-的浓度进行沉积水矿化度的恢复工作，他以前苏联古比雪夫地区的列比亚日那1号井为例，该井水矿化度为165g/L;Br^-为85mg/L。假定原海水矿化度为36g/L;Br^-为60mg/L，则沉积水的原始矿化

表3.8海水蒸发浓缩不同阶段某些膏子的浓度

注：CaSO₄—MgCl₂代表CaSO₄至MgCl₂沉淀阶段，表中离子浓度是指该沉淀阶段后残留海水中的浓度。度为36×85÷60=5lg/L，但井水中的矿化度（165g/L）大于此浓度，他认为是上覆地层岩盐淋滤进入该地层的结果，

（二）阳离子交换作用

按苏林分类，γ_Na/γ_Cl＜1，

属氯化钙型水，他认为，这种类型的地下水是深部环境中的地下水。尽管在花岗岩风化裂隙潜水、盐渍化灌溉区及青海一些湖泊也有氯化钙型水，但是，在封闭性好的厌气深部地下环境中，特别油气田地下水，广泛出现氯化钙型地下水。

关于氯化钙型地下水的形成，到目前为止，仍然存在着各种学说，诸如沉积说、渗入说、内生说、重力分异说等等，其中沉积说获得比较多的学者的支持。在沉积说中又以阳离子交换的解释比较普遍。所谓沉积说，实质是指氯化钙型水在海盆沉积过程中由氯化物盐水及卤水演化形成的。

在海盆沉积物中，含有大量的氯化物盐水和卤水，Na⁺浓度很高，当这种沉积水遇到交换性钙离子的沉积物时，就会产生Ca-Na阳离子交换，结果，固相的Ca²⁺转入液相，而液相的Na⁺转入固相，使沉积水中Ca²⁺增加，其反应如下：

水文地球化学基础

式中，Cax和Nax是吸附在固相上的离子。由于两个钠离子交换1个钙离子，因此，交换反应的结果使水中矿化度有所降低。从理论上讲，上述反应可以形成氯化钙型水。但是值得注意的是，海盆沉积物富含交换性钠，并不富含交换性钙，因此，海盆沉积物中的沉积水在压实到成岩过程中，运动到富含交换性钙的陆源沉积物孔隙中时i上述反应才能进行：否则不会产生Ca-Na交换反应所形成的氯化钙型水。

关于氯化钙型水的形成阶段问题，尚有不同观点。Г·Н·卡明斯基及AjH.布涅耶夫认为，变质作用是在海盆中进行，经过变质后的水再受到埋藏封存；H·B·塔吉耶娃认为，海水在淤泥沉积阶段中经受变质，然后再封存起来；B·A·苏林认为，变质作用在深部环境中，水的矿化度是由于地下水蒸发的结果而增高。

从理论上讲，陆缘海发生海退时，富含Ca²⁺的陆源水进入海退不久的地方，与富含交换性钠离子的海相粘土质沉积物产生Ca-Na交换，即液相的Ca²⁺与固相中的Na⁺产生交换，这种交换不会形成氯化钙型水。与此相反，海侵时，富含Na⁺的海水与富含交换性Ca²⁺的陆源沉积物产生Na-Ca交换，即液相中的Na⁺与固相中的Ca²⁺产生交换，这种反应可形成氯化钙型水。

总之，用阳离子交换机理去解释沉积成因的氯化钙型水的形成时，应进行具体的综合的分析，不能武断地下结论。

（三）次生白云岩化作用

在古盐盆中，石盐沉淀后，残余卤水具有氯化镁质成分，这些含镁高的卤水在深部环境中，与石灰岩相互作用，并使其变为白云岩，这种作用称为次生白云岩化作用，其反应如下：

水文地球化学基础

反应的结果，使氯化镁质卤水变为氯化钙型卤水。

为了证实上述理论，一些学者进行了与此有关的试验。Н·К·弗拉索娃和M·r·亚利亚什柯进行了下列试验：在150℃及200℃温度下，使氯化镁质溶液与固体碳酸钙反应，结果溶液中的镁为固相中的钙所代替，而原始溶液及最终溶液中钠的含量无变化；在200℃时，固相物质主要为白云石，而这时所得的溶液与依尔库茨克的天然氯化钙型卤水相似。Г·И·基欣及C·И·巴霍莫夫进行了另外的试验：海水与含碳酸钙的岩石作用，温度为20℃—100℃时，不形成CO₂，镁在海水中的浓度不显着降低；温度高于100℃时，可观测到海水中镁浓度急剧下降，而钙增加，并放出游离CO₂；不含碳酸盐的岩石与海水作用，水中镁含量未显示影响。上述实验证明，次生云岩化作用发生于100℃以上的温度条件下。尽管岩石学家认为次生白云岩化作用分布有限，但应用它来解释沉积成因的氯化钙型卤水还是有用的。

（四）钠长石化作用

人们发现，氯化钙型卤水不仅在白云岩中遇到，同时也出现于火山成因的沉积物里。对于这种卤水有人以钠长石化解释。他们认为，进行钠长石化作用时，斜长石结晶格架中的Ca²⁺和A1^3＋相应被卤水中的Na⁺和Si⁴⁺所代替，使钙长石转化为钠斜长石。在受压的条件下，从能量的角度出发，这种解释是合适的，因为，Ca²⁺和A1³⁺的离子半径（分别为1.04×10^-8cm和0.57×10^-8cm）比Na⁺和Si⁴⁺的离子半径（分别为0.98×10^-8cm和0.39×10^-8cm）要大，其反应如下：

水文地球化学基础

（五）胶体状淤泥沉积物的各种作用

海相沉积物有陆源泥砂的堆积、海水沉淀所产生的化学沉积及生物堆积，其中沉积成因地下水成分形成最有意义的是胶体状淤泥沉积物，这种沉积物含有大量的有机物和各种微生物，是一个十分有利于生物化学及物理化学作用的场所。因此有的学者认为，沉积成因地下水的形成在海盆沉积初期就开始了。表3.9归纳了各种作用对淤泥溶液成分改变的影响。各种作用影响的结果使淤泥水成分发生改变：

减少

增多，pH增高；阳离子中Na⁺和Mg²⁺有所减少，形成灰岩或白云岩；水中出现H₂S。

表3.9淤泥溶液成分改变一览表（与海水相比）

海洋研究的大量资料表明，存在着三种化学成分有明显差别的淤泥水：

（1）第一种：个别元素有微小变化，但总体上仍保持海洋型的氯化物－〔硫酸盐〕—钠—镁水；它分布最广，世界大洋的大部分面积属此类淤泥水。

（2）第二种：几乎不含硫酸盐的碱性氯化物淤泥水；它的分布是局部的，一般在富含有机物的海洋边缘、陆缘海盆的沉积物中，也可以在内陆海沉积物的表层中。

（3）第三种：几乎不含硫酸盐的氯化物—钠—钙水l它主要分布于内陆海的深层沉积物中。

淤泥水化学成分的改变仅是在沉积早期，当淤泥受上覆沉积物压力而压实时，相当一部分淤泥水被压出而进入孔隙较大的沉积物中，其化学成分还要进一步改变。但是，在研究沉积成因的地下水时，不可不注意沉积早期淤泥水的化学成分。

总之，以上仅阐述了海相成因沉积水形成过程中的一些作用，有些作用在陆相成因沉积水形成过程中也可能出现。实际上，沉积成因地下水化学成分形成过程是相当漫长的，其经历的各种作用也是十分复杂的，要把它的形成过程阐述清楚难度很大。在研究这个问题时，不仅涉及水本身，而且涉及岩相古地理、构造特点及发展历史，以及古水动力场的演变等等。深层卤水及油气田中油田水方面的研究，在沉积成因地下水的研究方面作了许多工作，读者要深入了解这方面的问题，可参阅有关文献。

⑶ 请简述一下，地理中，沉积作用以及它所表现的地形

流水的沉积作用形成：冲积扇、冲积平原、三角洲、石钟乳、石笋、石柱
风力的沉积作用形成：沙丘、沙漠、黄土沉积
黄土高原是由风力沉积形成，河口三角洲是由流水沉积作用形成

⑷ 化学沉积作用和化学沉积物

在地壳表层，在化学和物理化学规律支配下，物质以离子状态迁移，再结合成固态物质的过程称为化学沉积作用。

化学沉积作用的前提是物质在水中离解成离子或细分散成胶体成为真溶液或胶体溶液。这种物态的转变在任何有水的地方都可发生，主要发生在地表风化带中，是靠风化时的化学反应实现的。由于水具有极强的流动性和浸润性，也由于离解离子和胶体离子具有自动均一它本身在溶液中浓度的趋势，所以它们一旦进入到水中就已处在了迁移（或被搬运）状态。宏观上，搬运是随地表和地下径流向汇水盆地进行的，而湖泊和海洋则是它们最重要的存贮库。搬运过程中，若遇条件适宜，它们之中的相关成分就会彼此结合，再次通过物态转变形成某种矿物而沉淀出来。显然，由化学沉积作用形成的矿物都是自生矿物。

1.真溶液的沉积作用

物质是以真溶液形式搬运，还是从真溶液中沉淀出来，或以何种矿物沉淀出来主要取决于溶解度（solubility）或溶度积（solubility proct），它所遵循的总的原则是当溶液中相关离子的浓度达到或超过某矿物的溶解度（或溶度积）时，它们就会彼此结合形成这种矿物而沉淀。

在常温常压下，按溶解度大小，可将矿物划分为易溶矿物和难溶矿物两大类。

1）易溶矿物溶解和沉淀的控制因素

易溶矿物主要是碱或碱土金属阳离子和强酸阴离子结合成的矿物，如芒硝（Na₂SO₄·10H₂O）、石盐（NaCl）、钾盐（KCl）、石膏（CaSO₄·2H₂O）等等。它们的溶解度很大，溶解速度很高，地表天然水溶液只有在强烈蒸发使相关离子浓度达到很高而成为卤水时它们才会沉淀出来，溶液一旦稀释，它们又会马上离解。虽然温度等条件可以稍稍改变它们的溶解度，但这种改变对它们的易溶性没有影响。根据它们的特殊沉淀条件，这类矿物常被称为蒸发矿物（evaporite mineral）。

2）难溶矿物溶解和沉淀的控制因素

难溶矿物主要指氧化物、钙镁铁碳酸盐、硫化物、硅酸盐等等。这类矿物溶解度很小，溶解速度很低，溶解度受溶液条件的影响很大，其中主要是溶液的pH值、E_h值和温压条件。

溶液的pH值 pH值为溶液中氢离子浓度（［H⁺］）对数的负数，如［H⁺］=10^-3，则溶液的pH=3。pH值愈低，酸性愈强，pH值愈高，碱性愈强。pH值影响难溶矿物溶解度的一般规律是，当pH值降低时，酸性元素化合物（如SiO₂等）的溶解度减小，碱或弱碱性元素化合物（如CaCO₃、Fe₂O₃等）溶解度加大；pH值升高时则相反（图13-13）。在溶液已含有足够多的有关离子的情况下，溶解度减小的化合物就会沉淀出来，而溶解度加大的化合物则会离解。天然水溶液酸度增高主要是有更多的酸性气体（CO₂、SO₂、H₂S）或有机酸性物质（如羧酸、酚类等）溶解于水的结果，这些物质常常是由有机质腐烂、降解或火山喷气等排放出来的。天然水溶液碱度增高主要是因为溶入了较多碱或碱土金属阳离子（K⁺、Na⁺、Ca²⁺、Mg²⁺）的缘故，它们大多是通过有关矿物的水解、重碳酸盐化而进入水溶液的。低等藻类行光合作用大量消耗水中的CO₂也是使环境水体碱性增强的重要原因。大陆地区风化带地表水或河水因溶有少量CO₂和有机酸，pH值大多稍小于7（中到弱酸性），而海水和部分湖水的pH值则多在8以上，有时还更高，所以钙镁碳酸盐就常在海洋和部分湖泊中沉淀出来，而如果没有特殊原因，海水中就没有溶解态SiO₂沉淀。

溶液的 E_h值 E_h值即溶液的氧化-还原电位（redox potential），是溶液氧化性或还原性强弱的衡量指标，E_h值愈大，氧化性愈强；E_h值愈小，还原性愈强。E_h＞0视为氧化条件，E_h＜0视为还原条件。E_h值只对变价元素如 Fe、Mn、S等化合物的溶解度有影响。Fe、Mn等高价态化合物（Fe₂O₃、MnO₂）比低价态化合物（如 FeO、MnO）溶解度小得多，因此在氧化条件下，溶液中的Fe、Mn就易以高价态化合物沉淀（图 13-14）。相反，S 等非金属元素的高价态化合物（如 FeSO₄）易离解成含氧酸根络阴离子，其溶解度要比低价态化合物（FeS、Fe₂S）大得多，因而在还原条件下，溶液中的 S 易以低价态化合物沉淀，这就是为什么常将赤铁矿（Fe₂O₃）和黄铁矿（Fe₂S）分别看成是氧化和还原条件的指示性矿物的原因。在沉积水环境中，导致溶液 E _h值改变的主要原因是其中游离氧的含量变化。与大气广泛接触的水环境或与这种水有通畅循环关系的水环境，由于有无限 O₂的供应而成为典型的氧化环境。与大气隔绝的水环境（如沼泽泥内部、停滞的深海、深湖等）常为还原环境。在深海、深湖中，表层水与大气接触且循环良好，底层水与大气隔绝且安静少动，会在某一深度上存在一个氧化-还原界面（oxidation-rection boundary）。决定该界面深度的因素除循环性以外，还有温度、盐度等，通常温度、盐度愈高，界面深度愈浅。据现代黑海的资料，界面深度大致不超过150m（Gaspers，1957），而在开放的太平洋中部，由于有底流和洋流的影响，在4000～5000m深处仍然是氧化条件。在还原环境中，细菌对氧的消耗起着重要作用，不仅有喜氧细菌吸取游离氧，还有厌氧细菌吸取化合物中的结合氧（例如它可将还原为H₂S）。另外，E _h值与 pH值也有关，因而含变价元素化合物的溶解或沉淀实际是受 E _h和pH值共同控制的（图13-14）。

图13-13 25℃时方解石、非晶质SiO₂和石英的溶解度与pH值的关系

溶液的温压条件 在其他条件相同时，物质的溶解度一般随温度升高或压力降低而减小，这一点对CaCO₃的溶解度尤为重要，其反应式为：

岩石学

很明显，水体温度升高或压力降低将减小CO₂的溶解度，导致pH值上升，结果CaCO₃的溶解度下降；相反，温度降低或压力升高导致pH值下降，会加大CaCO₃的溶解度。在深海区，随深度加大，水温降低，水压则增高，CaCO₃的溶解度将随之加大。当水深达到一定程度，CaCO₃的沉淀和溶解达到平衡以后，就没有多余的CaCO₃沉淀出来，在表层水中形成、在重力作用下沉降到这一深度的CaCO₃也将被溶解。这个CaCO₃分布的最大可能深度称为CaCO₃的补偿深度（carbonate compensation depth，简记为CCD）。现代海洋的CCD大致在4000～5000m范围内，在它之下没有CaCO₃沉积（主要是粘土质软泥、硅质软泥等），除非来自补偿深度以上的CaCO₃的堆积速率超过了它的溶解速率（如碳酸盐浊流沉积）。

溶解度对真溶解沉淀的控制具有普遍意义，但沉淀是否真的能够发生则还有更深层的原因。海水中钙镁碳酸盐的沉淀就是一个典型例子。自然界常见的钙镁碳酸盐有4种：文石、方解石、镁方解石和白云石。文石和方解石几乎都是纯的CaCO₃，但方解石为三方晶系，文石为斜方晶系。镁方解石和白云石都是三方晶系，可共用Ca_xMg_100-x（CO₃）来表示，镁方解石的x多为80～90，晶格中Ca、Mg完全无序排列，白云石的x约为50～55左右，晶格中Ca、Mg呈有序或部分有序排列。如果只考虑离子浓度，现代表层海水对这4种矿物都是过饱和的，但事实上，直接从海水中沉淀的主要是文石和少量镁方解石，很少直接沉淀方解石，尤其不能直接沉淀白云石。现在认为这种现象与化学动力学因素有关。海水中Mg²⁺与Ca²⁺的浓度比平均在5∶1以上，它们在一定条件下可以呈类质同象替换，但当CaCO₃呈斜方晶系（文石）成核时，Mg²⁺却不能替换Ca²⁺进入晶格，因而文石得以顺利沉淀。而当CaCO₃呈三方晶系成核时，Mg²⁺就有了较多替换Ca²⁺的机会从而就抑制了方解石的沉淀。另一方面，水是一种弱极性分子，Mg²⁺和Ca²⁺在进入晶格之前都会被水分子的负极端吸引形成水合离子，但Mg²⁺的离子半径（0.78×10^-10m）比Ca²⁺的离子半径（1.06×10^-10m）小，而Mg²⁺的水合离子半径（10.80×10^-10m）又比Ca²⁺的水合离子半径（9.60×10^-10m）大，这就使得Mg²⁺从水合离子中挣脱出来进入晶格要比Ca²⁺更困难，结果是进入晶格的Mg²⁺明显少于Ca²⁺，从而沉淀出镁方解石，但沉淀难度显然大于沉淀文石。更重要的是，Mg²⁺对Ca²⁺的替换是随机的，即使进入晶格的Mg²⁺再多，也不可能直接沉淀有序的白云石来。由此可见，只有在Mg²⁺比Ca²⁺的浓度更低的条件下（如在淡水中）才有可能直接沉淀出方解石。

图13-14 矿物的化学沉淀与E_h-pH值的关系

化学动力学因素对许多化学过程都有影响，尤其对缓慢进行的化学过程的进行速率影响更大，在化学沉积作用中是一个不可忽视的重要因素。

2.胶体溶液的沉积作用

不易被化学分解的物质细粒化到10^-3～10^-6mm时，因比表面积太大造成表面电荷局部不平衡而吸附同类物质离子，同时带上电荷就成了胶体或称胶粒。按所带电荷，胶体有正胶体和负胶体之分，如细粒化SiO₂和Al₂O₃分别形成的负胶体和正胶体为：［mSiO₂·2H₂O·]^x-、[m Al（OH）₃·]^x+。

在自然界中，负胶体多于正胶体。常见负胶体有SiO₂、MnO₂、V₂O₅和硫化物、粘土矿物、腐殖质等；常见正胶体有Al₂O₃·3H₂O、Fe₂O₃·3H₂O、Cr₂O₃·3H₂O以及CaCO₃、MgCO₃、CaF₂等。胶体的带电性使其具有很强的吸附能力。通常正胶体主要吸附各种酸根阴离子，如、等；负胶体常吸附各种金属阳离子，如 K、Cu、Pb、Zn、Co、Ni、Li等离子。在溶液中，带相同电荷的胶体是互相排斥的，它所受重力会被静电排斥力抵消，很容易随水的流动而迁移。但由于吸附强弱不同，胶体可优先吸附某种离子，这种作用称为选择性吸附（selective absorption），是微量元素在沉积作用中得以富集的重要机理之一。在胶体沉积中，以粘土和腐殖质负胶体的沉积学意义最为重要。粘土数量巨大，粘土胶体不仅对金属阳离子具有很强的吸附能力和交换能力，其胶核边界处在结构单元层间的阳离子也可进行交换。

胶体所带电荷如被中和就会从溶液中沉淀出来形成凝胶体（jel），这个过程称为胶体的絮凝或聚沉作用（flocculation）。能使胶体发生絮凝作用的物质称凝结剂（flocculant），它们可以是异电性的胶体离子，也可以是异电性的离解离子。只有当凝结剂的浓度达到或超过某一数值时絮凝作用才会发生。刚刚沉淀出来的凝胶体暂时还只是悬浮在溶液中的，由极细小固态物质构成的松散联结体（或称网状体）。其机械强度很低，通常只能在水动力条件很低的环境中沉积，如沼泽、海洋和某些湖泊中的某些低能地带等。海洋和某些湖泊中的大量离解离子常常是正负胶体的有效凝结剂。例如，当带有比较丰富的硅质、铁质胶体的河水进入河口三角洲的间湾、前三角洲等处就可发生胶体的絮凝作用和沉积作用，形成硅质、铁质结核或团块产在泥质和粉砂质沉积物中。在大洋底部广泛分布的玛瑙纹状铁锰结核可能也与胶体的絮凝作用有关。

能导致胶体发生絮凝作用的其他原因还有蒸发浓缩、较大的pH值波动和辐射、放电等。

由于水在地壳表层几乎无处不在，因而广义的化学沉积作用，特别是广义的真溶液沉积作用不只局限在地表，它可出现在任何含水的埋藏环境中，所以广义的化学沉积作用比广义的物理沉积作用具有广阔得多的时空范围。

3.化学沉积物和化学结构

单纯由化学沉积作用形成的沉积物称为化学沉积物。按现代沉积学的观点，狭义的化学沉积物并不多见，它主要是由蒸发矿物构成的沉积物以及某些硅质、磷质等沉积物，也包括更少见的泉华（sinter），如硅华（geyserite）、石灰华（adarce）等。然而，人们习惯上却将更多地壳表层中的沉淀物都看成是化学沉积物，如喀斯特溶洞中的钟乳石，先成沉积物被彻底交代或重结晶的产物等等。因此，通常所说化学沉积物实际上是指广义的化学沉积物。在构筑方式上，化学沉积物受溶液性质、结晶条件等诸多因素的控制，可以是均一的，也可是纹层状或条带状的。

所有化学沉积物都是某种结晶过程的直接产物，因而广义的化学沉积物在结构上就与结晶岩（如岩浆岩）相似，所不同的是化学沉积物都是在低温低压条件下形成的。这种在低温低压条件下，由水溶液沉淀作用、彻底交代、重结晶作用等形成的结构总称为化学结构或结晶结构（crystalline texture）。多数情况下，化学结构的构成矿物都很单一。

化学结构可仿结晶岩结构划分为非晶质结构、隐晶质结构和显晶质结构3大类。非晶质结构相当于结晶岩的玻璃质结构，由凝胶体脱水形成的非晶质体，如蛋白石、胶磷矿等构成。非晶质结构在埋藏条件下很不稳定，易向晶质结构转化。隐晶质结构属晶质结构范畴，但单个晶体还很细小而难以分辨，其中纤细的隐晶，如玉髓、隐晶磷灰石、隐晶菱铁矿等可排列成扇状或放射球粒状集合体，可称扇状（放射状）结构或球粒结构。隐晶质结构可由非晶质结构转化而来，也可由交代作用或水溶液的沉淀作用直接形成。显晶质结构由彼此镶嵌的较粗大晶体构成，按主要晶粒大小（图13-15）可进一步划分为极粗晶、粗晶、中晶、细晶、极细晶和微晶结构，也可按晶粒的相对大小或自形程度划分成等粒、不等粒、似斑状或自形、半自形、他形晶结构等等。显晶质结构可由水溶液的沉淀作用直接形成，这时溶液浓度通常不高，沉淀速度也比较缓慢，而且沉淀愈慢形成的晶体愈粗。显晶质结构也可由重结晶或交代作用形成。某些晶体粗大的结构常常是由晶体较细小的结构或某种非化学结构重结晶形成。

图13-15 晶体粒度分级

⑸ 由化学沉积形成的岩石是 A.花岗岩 B.石灰岩 C.大理岩 D.砂岩

以下均属个人观点，仅供参考，谢谢……

答案选B 石灰岩主要是在浅海的环境下形成的。石灰岩按成因可划分为粒屑石灰岩（流水搬运、沉积形成）；生物骨架石灰岩和化学、生物化学石灰岩。按结构构造可细分为竹叶状灰岩、鲕粒状灰岩、豹皮灰岩、团块状灰岩等。石灰岩的主要化学成分是CaCO3易溶蚀，故在石灰岩地区多形成石林和溶洞，称为喀斯特地形

⑹ 高中地理中沉积与固结成岩的区别

沉积作用是岩石的风化和剥蚀产物在被搬运的途中或到达相应的水域里，因搬运动力减弱而沉淀下来的过程。
固结成岩是岩石的风化侵蚀物质经过搬运、沉积形成沉积物，经过一定的物理的、化学的、生物化学的作用。
沉积作用多是形成地貌，固结成岩多是形成岩石。

⑺ 流水的侵蚀还有流水的沉积分别会形成哪些地貌

流水侵蚀是物理侵蚀 可分为风化、溶解、磨蚀、浪蚀、腐蚀和搬运作用。这个分布就广了,有水的地方就有吧,
被流水侵蚀作用形成的地貌:峡谷、瀑布、黄土高原的千沟万壑！ (参考资料：高中地理必修1 )
流水溶蚀是通过化学反应侵蚀,主要是喀斯特地貌,典型是我国西南地区

⑻ 地理上的化学沉积作用是什么意思

沉积作用指的是被搬运的物质因介质性能改变，不能继续搬运而发生的沉 淀或堆积过程。堆积下来的物质称沉积 物。固体状态的搬运物质，因搬运动能 减小,或因搬运物的量超过其搬运能力， 受重力作用而沉积，称机械沉积,

⑼ 地理上的化学沉积是什么意思

地理上的化学沉积是什么意思
沉积作用指的是被搬运的物质因介 质性能改变，不能继续搬运而发生的沉 淀或堆积过程。堆积下来的物质称沉积 物。固体状态的搬运物质，因搬运动能 减小,或因搬运物的量超过其搬运能力， 受重力作用而沉积，称机械沉积,

⑽ 沉积物质的形成作用

组成沉积岩的原始物质的来源有四类:①母岩风化作用形成的沉积物———陆源碎屑及粘土物质，此类物质是组成沉积岩的最重要和最丰富的原始物质;②生物成因的沉积物———生物残骸及有机质;③深部来源的沉积物———火山碎屑物、深部来源的热流体，包括深源热卤水、温泉水和喷气物质等;④宇宙来源的沉积物———陨石及宇宙尘埃。以下仅介绍母岩风化作用形成的沉积物。

1.风化作用的概念

地壳表层的岩石，在水、空气、太阳能以及生物的作用和影响下，发生机械破碎和化学变化的作用，称为风化作用(weathering)。

风化作用的趋势是使原先生成于温度、压力较高的岩石，包括岩浆岩、变质岩以及先形成的沉积岩等地质体发生物理的和化学的变化，以适应低温低压、富含H₂O、O₂、CO₂、有机质等地表环境而产生新的物质。因此，风化作用可使母岩结构改变、体积增大、相对密度减小，最后松解和分解成物理的和化学的新物质，即风化的产物。

2.风化作用的类型

风化作用按其因素和性质分为物理风化作用、化学风化作用和生物风化作用。

(1)物理风化作用(physical weathering)

使母岩发生机械破碎，而化学成分极少或根本不变化的风化作用，称为物理风化作用。引起物理风化的主要因素有温度变化、盐的结晶作用、冰劈作用、植物根劈作用、动物钻孔活动，以及重力作用、应力效应以及水、风和冰川的机械破坏作用等。

物理风化作用主要发生于严寒的极地，气候干燥、温度变化强烈的干旱气候区，永久积雪的高山区等，其产物主要是碎屑物质。

(2)化学风化作用(chemical weathering)

化学风化作用不仅使母岩破碎，而且其矿物成分和化学成分也发生本质的改变，直至形成在地表条件下新的稳定矿物组合或产生可溶解的化学物质的过程，称为化学风化作用。

引起化学风化的主要因素是氧、水、二氧化碳、有机酸等。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)、碳酸盐化作用(carbonatization)以及离子的带出作用和生物的化学分解作用等。

(3)生物风化作用(biologicalweathering)

生物对岩石、矿物产生机械的和化学的破坏作用，称为生物风化作用。生物对母岩的破坏方式既有机械作用(如根劈作用)，也有生物化学作用(如植物、细菌分泌的有机酸对岩石的腐蚀作用)，既有直接的作用也有间接的作用。

生物风化作用可发生于任何地区，但以生物繁多、植被发育的温湿地区最强烈。生物特别是微生物的化学风化作用是很强烈的，它不仅可腐蚀和分解岩石，并能从母岩中吸取某些物质，转化为有机化合物，对某些金属矿床的形成也有一定意义。

3.风化作用的产物

以花岗岩的物理和化学风化作用为例，可看出其变化过程及性质不同的三类风化产物(表4－1):

表4－1 花岗岩的风化作用

碎屑物质 是母岩机械破碎的产物，如表4－1中的石英砂粒、云母碎片及锆石等。这类物质除未遭受分解的矿物碎屑外，还有母岩直接机械破碎而成的岩石碎屑。

粘土物质 是母岩在分解过程中残余的或新生成的粘土物质，它们常是化学风化过程中呈胶体状态的、不活泼的物质，如Al₂O₃、SiO₂等，在适合的条件下形成粘土矿物。所以可称作“化学残余物质”或“化学风化矿物”，也有部分粘土物质是机械磨蚀的碎屑物质。

溶解物质 主要是活泼性较大的金属元素，如K、Na、Ca、Mg等元素呈离子状态形成真溶液，而Al、Fe、Si等的氧化物呈胶体状态形成胶体溶液。它们在适当条件下可沉淀而形成新的化学物质。

这三类风化产物当其分别沉积时，就构成三大类沉积岩的基本物质:碎屑物质构成碎屑岩的主要成分，粘土物质组成粘土岩，溶解物质组成化学岩和生物化学岩。

4.主要造岩矿物和岩石在风化过程中的稳定性

造岩矿物在风化时的稳定性决定于两方面的因素:首先是内因，即对化学风化的稳定程度决定于化学成分和内部构造，对物理风化的稳定程度则决定于矿物的物理性质，如解理、硬度等;其次是外因，即造岩矿物所处的风化条件，主要是地理位置和气候条件。

(1)主要造岩矿物在风化过程中的稳定性

各种造岩矿物在风化时的稳定性不同，其风化习性和风化产物也不同，现简介如下。

长石类 长石类矿物是风化过程中不稳定的矿物，但不同类型的长石其稳定性有较大差别，如钾长石比斜长石相对稳定，而斜长石中的酸性斜长石又较基性斜长石稳定。因此，在沉积岩中比较常见的碎屑长石是钾长石和酸性斜长石。因为长石类矿物抵抗风化能力不强，故在沉积岩中少见新鲜的长石碎屑，或多或少受到风化作用影响。若出现新鲜的碎屑长石，则可能是在干燥的气候和迅速堆积埋藏的条件的产物，否则就可能是成岩过程中形成的自生长石或为火山坠落物质。

铁镁矿物类 主要是含Fe、Mg及Ca的硅酸盐矿物，如橄榄石、辉石、角闪石等，它们的稳定性比长石要低得多，是最不稳定的矿物。其中以橄榄石最易风化，辉石次之，角闪石再次之。故这类矿物在沉积岩中含量很少，一般多在近物源的沉积体中以重矿物的形式存在。

石英 石英是在地表环境中最稳定和最丰富的造岩矿物，在风化过程中几乎只发生机械破碎。母岩风化愈彻底，风化产物中石英所占的比例愈大，所形成的沉积物中石英的相对含量也愈高。因此，碎屑岩物质组分的改造强度，即成分成熟度是以岩石中石英含量或石英/(长石+岩屑)的比值大小来度量的，即石英含量愈高，或石英/(长石+岩屑)的比值愈大，物质组分的改造愈强，即成分成熟度愈高，反之则低。

云母类 云母类矿物中以白云母稳定性较强，故在沉积岩中比较常见。黑云母不稳定，容易遭受水化(水合)作用改造，在大气水风化条件下，可形成水黑云母、绿泥石，最终变为细分散的氧化铁、氢氧化铁或高岭石等粘土矿物。而在海底风化条件下，经水解改造的黑云母可转变成海绿石。

(2)主要岩石类型在风化过程中的稳定性

岩石是由造岩矿物组成的，因而各类岩石在风化时的稳定程度决定于它所含的矿物成分。如超基性岩、基性岩和偏基性的深度变质岩，主要成分是易风化的铁镁矿物和基性斜长石，因而易风化;酸性岩浆岩和浅变质岩则相反，因其主要由石英、钾长石、酸性斜长石和白云母等稳定性较高的矿物组成，故抗风化的能力也较强，不易风化。

在沉积岩中，砂岩的主要成分为石英碎屑，不易化学分解，而以机械破碎为主;粘土岩一般也较稳定，但易碎解呈细小碎屑被搬运;石灰岩在干寒地区以机械破碎为主，在湿热地区则以溶解为主;硅质岩则很难化学风化。