中國黃土的地質環境是指

1. 黃土高原、山西山地地質環境區

本區位於黃河流域中部，其范圍在長城一線以南，秦嶺、伏牛山以北，西以烏鞘嶺、日月山為界，東抵太行山，總面積約58萬Km²。主體海拔1000～2000m，黃土厚度一般50～100m，最厚可達250～300m，是世界上黃土分布最廣、沉積最厚的區域。屬溫帶內陸半乾旱氣候區，年平均降水量自東南向西北由700mm遞減至300mm，降雨集中於7～9月，多呈暴雨形式。本區跨中朝地台與祁連山褶皺帶兩個一級大地構造單元。其西部發育北西向活動斷裂，20世紀有強震活動。地勢高低懸殊，黃土深厚疏鬆，暴雨頻繁，植被再生力低，為中國土壤侵蝕最嚴重的地區，嚴重侵蝕面積在28萬Km²以上，大部分地區年均沖刷量為2000～20000t/Km²。

本區可開采地下水資源量為93.75億m³/a，地下水資源模數為6.4萬m³/Km²。地下水資源量占水資源總量的40%～65%。

由於地勢高差很大，滑坡崩塌災害較為發育。大部分地區屬滑坡、崩塌、泥石流災害中易發區，呂梁山和陝北高原屬於滑坡崩塌災害高易發區，汾渭盆地為地裂縫高易發區。

(一)黃土高原地質環境亞區

呂梁山以西的黃土高原即是本亞區范圍。本亞區有獨特的地貌景觀———塬、梁、峁。年降水量自西北向東南由200mm增到600mm。50mm等深線所包圍的暴雨帶以華家嶺為起點，呈東西向延伸。區內黃土濕陷性強烈，濕陷等級多為Ⅱ～Ⅲ級。本區土壤侵蝕嚴重。位於陝北的皇、孤、窟、禿、佳諸河流域是黃土高原也是全國土壤侵蝕最為嚴重的地區，隴東、隴西的侵蝕稍弱。黃土有良好的直立性，在乾燥狀態下形成陡崖或峭壁，故黃土深切河谷邊坡陡峻，溝谷比降可達20%～40%。蘭州地區及隴東泥石流災害特別嚴重，晉西、陝北、蘭西鐵路及青藏鐵路的海石灣到海晏段沿線災害也較嚴重。

(二)汾渭谷地地質環境亞區

本亞區東起潼關，西至寶雞，北起太原，南至運城，包括晉中盆地、晉南谷地、運城盆地和關中平原。海拔330～800m，其邊緣斷裂呈雁行排列。盆地內，中、新生代沉積物厚度巨大。

(三)山西山地地質環境亞區

本亞區由呂梁山以東、太行山以西的山地和大同盆地、忻定盆地、長治盆地、晉城盆地等組成。以海拔1000～2000m的山地為主，年降水量600～700mm。本亞區以煤系地層和碳酸鹽岩分布為主。煤系地層分布廣泛，含巨厚煤層。

2. 風吹來的歷史 地質學上的黃土專指形成中國黃土高原的這種黃土，它是風吹來的沙塵，通常堆積超過100米厚，

通過閱讀來短文資料，我認為自黃土高原是由於風力沉積作用形成的；通過短文得知，目前我國黃土高原等北方地區所面臨的生態、環境問題是沙塵暴嚴重，解決的措施是植樹造林種草，退耕還牧，合理放牧，保護草原等措施．
故答案為：黃土高原是由於風力沉積作用形成的；植樹造林種草，退耕還牧，合理放牧，保護草原等措施．

3. 黃土的成因

中國黃土成因的爭論歷來已久，從 19 世紀末德國學者 F. V. 李希霍芬(1882)提出黃土風成學說(eolian theory)，前蘇聯人 B. A. 奧布魯契夫發展了風成說以來，有不少的中外學者都進行過研究，提出了不同的觀點，如 「水成說」(hydrogenic theory)和 「殘積說」(resialtheory)。現在研究表明，原生黃土是風搬運堆積的結果，而次生黃土為流水沉積形成的; 黃土的 「殘積說」目前基本給予否定。

1. 風成說的主要證據

經過長期的研究，黃土的風成說被越來越多人所接受。以劉東生院士為代表的中國科學家長期致力於我國的黃土研究，從黃土分布特徵、物源、搬運方式、堆積過程、黃土性質、古土壤發育等深入研究，並與全球氣候變化和旋迴對比研究，獲得了越來越多的證據表明: 中國的黃土由風搬運沉積形成。其主要證據有以下幾個方面:

黃土分布 從大區域分布來看，中國黃土分布與亞洲的戈壁、沙漠處在同一緯度上，呈東西向展布，該區域氣候乾燥，降雨少，風力作用強，構成北半球中緯度地區的礫漠-沙漠-黃土分布帶，並且具有從北西向東南依次為戈壁→沙漠→黃土分布的規律，顯然與區域的主導風向有關。從新疆到中國東部的黃土分布的海拔高程差別很大，從海拔 4000m 到數米的山地、盆地、谷地、平原、島嶼都發育有黃土，黃土物質只能經風力搬運並從大氣中沉降下來堆積才可能具有這樣的分布規律。

黃土物源 研究表明，中國黃土的物源產生在物理風化強烈的西北區沙漠和戈壁(圖 7-24)，在高空西風氣流和近地面風共同作用下，粉塵被風力從北西向東南懸移，運移途中因氣流下沉和按顆粒大小分異沉積。這一過程被現今的 「塵暴」事件所驗證。

黃土物質成分及分布 中國黃土的礦物成分、化學成分、成熟度、粒度、厚度等方面都具有規律性的變化，這種變化與我國主導的冬季風方向一致。如自西北向東南，石英、長石依次降低，粒度依次變細，砂黃土→黃土→粘黃土依次分布，SiO₂、FeO、CaO、Na₂O、K₂O 含量相應減少，而 Al₂O₃和 Fe₂O₃含量略有增加。

黃土結構構造 中國黃土疏鬆多孔，碎屑顆粒排列紊亂。黃土中石英顆粒表面普遍發育撞擊形成的碟形坑、麻坑等。黃土的分選性好，幾乎不含礫石，層理不發育。這些都顯示了風成因素。

黃土中動植物化石 在黃土中發現的動植物化石基本都屬於溫帶乾旱-半乾旱草原種類，如哺乳動物有倉鼠、沙鼠、鼢鼠、田鼠、鼠兔等; 在蝸牛化石中，有中華蝸牛、虹蛹螺等，它們是耐乾旱、寒冷的組合，幾乎不見水生軟體動物。

圖 7-24 中國黃土來源區和堆積區(據劉東生等，1985)

2. 水成說的主要證據

水成說是指黃土由水流沉積形成，該學說以張宗祜院士為代表。次生黃土或黃土狀岩石可能是這種成因。他通過對中國黃土的系統研究認為: 黃土的形成受控於地質、地理環境，在不同的自然動力區域，黃土成因不同，是由風化作用、片流作用、河流作用、風積作用、冰川作用等堆積而成的，並在相似條件下，經過黃土化作用而形成。因此黃土的形成可分為四個階段: 第一階段是黃土物質的堆積; 第二階段是黃土化的初期階段，形成黃土的特殊膠結結構;第三階段是黃土化的後期階段，結構調整，強度增加; 第四階段是黃土退化階段，形成風化層或土壤化。從中不難看出，黃土的形成是復雜的，不可用一種作用解釋黃土的成因。

黃土的水成說的主要證據有: 一是黃土中含有礫石，這些礫石風是難以搬運過來的; 二是發育水成的斜層理; 三是不同地區黃土的礦物成分存在不一致性，可能受到當地基岩的影響;四是黃土中石英顆粒表面常有化學溶蝕及機械破壞形成的斷口，絕少見到有磨圓很好的表面和麻點; 五是黃土中的動植物化石並不都是喜乾的種類，也含東洋界的喜暖和喜濕的哺乳動物化石。

4. 黃土的岩性特徵

1. 黃土的構成

自然界的黃土剖面，根據岩性特徵可劃分為黃土層和古土壤層，它們在垂向形成交替疊覆關系。黃土層一般為棕黃、灰黃色，粒度相對偏粗，形成於比較乾冷的氣候，是黃土的主要構成; 而古土壤層顏色偏紅，一般為紅色、棕紅色、褐紅色，這與成壤的程度有關，若成壤程度深顏色偏紅，粒度相對較細，它形成於相對比較溫濕氣候。因此，野外的黃土剖面是黃土層與古土壤層交替出現的。

2. 黃土的粒度特徵

中國黃土主要由 0. 05 ～0. 005mm 粒級的粉砂組成，其中以 0. 05 ～0. 01mm 的粗至中粉砂含量最高，其平均含量達 46%～60%。不同粒級的物質在黃土中含量不同， ＞ 0. 25mm 的顆粒(中砂)含量很低，變化幅度在 0. 04%～0. 61% ，0. 25～0. 05mm 的顆粒(細砂)含量不到30% ，0. 05～0. 005mm 的顆粒(粉砂)含量最高，一般達 55%～60% ， ＜ 0. 005mm(粘土)的顆粒僅占 15% ～30%。劉東生等(1965)根據黃土中細砂(0. 1 ～0. 05mm)、粉砂(0. 05 ～0. 005mm)和粘土(＜ 0. 005mm)的含量，將黃土分為砂黃土(sandy loess)、粉黃土(siltyloess)和粘黃土(claeyey loess)三類(表 7-6)。

表 7-6 砂黃土、黃土、粘黃土的劃分標准

在時間上，從老到新，黃土的粒度由細變粗，粗顆粒含量增加，而粘土含量降低(表 7-7)。在空間上，黃土的粒度也具有一定的變化規律，總體上自北西向南東粒度逐漸變細，依次為砂黃土帶、黃土帶和粘黃土帶(圖 7-21)。

表 7-7 山西午城剖面各時代黃土各粒級組成平均含量

圖 7-21 黃河中游黃土顆粒粗細分布帶(據劉東生等，1985，轉引自曹伯勛等，1995，簡化)

圖 7-22 黃土正態概率曲線圖(據劉東生等，1985，簡化)

對黃土的粒度分析表明，其正態概率曲線為細二段式，只有一個截點，出現在 5 ～6. 5Φ 之間(圖 7-22)。截點把黃土的顆粒大小分成兩組: Φ 值小於截點的為易懸浮粒組，大於截點的為挾持粒組和次生粒組。

3. 黃土的礦物成分特徵

中國黃土的礦物成分非常復雜，包括碎屑礦物、粘土礦物和碳酸鹽礦物三類。

黃土中的碎屑礦物含量最高，可占總量的 80%～90%，其中輕礦物(密度 ＜ 2. 9g/cm3)占 90%～96% ，而重礦物(密度 ＞ 2. 9 g/cm3)只佔4%～7% 。在輕礦物中，主要為石英(＞ 50% 以上)、長石(29%～43% )、雲母(＜ 2. 5% ); 重礦物以不透明礦物為主，主要有磁鐵礦、鈦鐵礦、褐鐵礦、角閃石、輝石等。

粘土礦物一般含量為 10%～20%，主要有伊利石、高嶺石、蒙脫石、綠泥石、蛭石等，其中含量排前三位的是伊利石(46. 6%～59%)、高嶺石(15. 9%～21%)和蒙脫石(4% ～11. 1% )。在古土壤中粘土礦物含量大於黃土母質層，時代早的黃土層中粘土礦物含量高於晚的黃土層。

碳酸鹽礦物含量在 10% ～15%之間，主要有方解石和白雲石，但中國黃土主要為方解石，白雲石幾乎不含或極低(在洛川)，而在歐洲、北美兩者皆有，方解石的含量(60%～80%)高於白雲石(20% ～30%)。碳酸鹽礦物一部分來自物源區，經風搬運過來，另一部分是在當地環境下新形成的次生碳酸鹽礦物，其中次生碳酸鹽礦物占 80% ～90%。

4. 黃土的化學成分特徵

黃土的主要化學成分取決於黃土的礦物成分和風化程度，在風化過程中可能導致一些元素的流失，引起化學成分的變化。在常量元素方面，主要為 Si、Al、Ca、Fe、Mg、K、Na 等(表 7-8)，它們的含量佔到 85% 。黃土中的微量元素主要有 Ti、Mn、Sr、P、Ba、F、Zn、V、Cr、B 等幾十種。

表 7-8 中國黃土的化學成分變化

中國黃土中元素的時空變化也具有一定的規律。在黃河中游地區，因受到由西北向東南風向的影響，黃土物質發生依次沉積，石英、長石含量依次降低，氣候從乾旱帶過渡到較濕潤氣候，因此反映在黃土化學成分上是 SiO₂、FeO、CaO、Na₂O、K₂O 含量相應減少，而 Al₂O₃和Fe₂O₃含量略有增加。在時間上，從老到新，黃土中 Al₂O₃和 Fe₂O₃含量存在降低的趨勢，SiO₂含量變化不大，而 CaO 和 FeO 的含量自下而上升高。

5. 黃土的微結構特徵

黃土的微結構是指黃土中固體顆粒與孔隙的空間排列形式，它將黃土中骨骼顆粒(碎屑顆粒)、細粒物質(粘粒物質)、土壤形成物(膠膜、結核等)和孔隙之間的相互關系表現出來，反映了黃土的成土作用和土壤發生過程。黃土的微結構可分為粒狀微結構(granoidic fab-ric)、斑狀微結構(porphric fabric)和膠斑狀微結構(cutans-porphric fabric)(圖 7-23)。在黃土層中一般具有粒狀微結構(表 7-9); 顯著風化的黃土和古土壤一般為斑狀微結構; 膠斑狀微結構出現在古土壤中。

圖 7-23 黃土、古土壤的微結構類型(據劉東生等，1985)

表 7-9 黃土、古土壤中的微結構特徵

古土壤中的膠膜(cutans)是附著在孔隙、裂隙、孔道、團粒或骨骼碎屑顆粒的自然表面的土壤形成物。它是土壤中細粒物質擴散、移動或淀積形成的集聚物，或由於細粒物質原地變化形成的分離物，反映了土壤形成過程的真正性質。膠膜有三種: 碳酸鹽膠膜、粘粒膠膜和復合膠膜。

黃土結構疏鬆，孔隙率高，達 40%～50%，它包括黃土中的小孔隙、裂隙、蟲孔、植物根孔等。黃土的孔隙率隨黃土的時代變化，越老的黃土孔隙率越低，而馬蘭黃土孔隙率最高。由於黃土的孔隙率高，當水體進入黃土浸潤後，致使黃土中易溶鹽類溶解、碎屑顆粒發生移動和旋轉，孔隙縮小或封閉，導致黃土地面下陷，出現黃土特殊的工程地質性質———濕陷性。

5. 中國黃土建築條件分區圖（1:萬）編制原則及方法的探討

中國黃土的建築條件分區，就是按照工業與民用建築的專門要求，在地質成因和區劃理論指導下，根據中國黃土區的自然地理條件，結合中國黃土的建築特徵資料，進行綜合分析，最後以其建築條件的差異性和共同性，概括地劃分出各種類型的建築條件區。

在中國黃土區內，工業與民用建築物有如下的分布規律，即不僅是大城市，就是絕大多數的城鎮，都聚集於河谷平原地帶。

從工業與民用建築的觀點來看，不是所有的黃土地層都需要了解其建築性質的，只有研究地表下8～15m 深度內的黃土，才有著現實的意義。

這些建築工作者研究黃土的特點，很自然地要反映到編制黃土建築條件分區圖的原則和方法中。

黃土是第四紀時期內的大陸表層沉積物，所以分析黃土形成時的氣候因素和區域地質環境，對於從大范圍內，查明黃土的分布規律、存在狀態和特徵等，是有著首要意義的。因此，作者首先利用自然地質地理環境來反映黃土的建築條件，但這兩者之間的關系，並非是確定性的，故在區劃時，第一級（地區）是以黃土的建築條件結合自然地質地理環境作為劃分的標准。其次考慮到建築物有大多數分布在河谷平原上的規律，及其與黃土的成因、地層、地貌之間的聯系，以及這些相互的聯系與黃土建築條件之間的關系，作者是利用地貌條件來反映這一級的黃土建築條件的，但這兩者之間的關系，也並非嚴格地確定，故第二級（區）的劃分是以黃土的建築條件結合地貌條件為依據的。再其次考慮到河谷低階地（一、二級階地）是建築工程主要的實踐對象，以及低階地上的地貌和地層與黃土建築條件之間的關系，故第三級（地帶）是以黃土的建築性質結合低階地上的地貌和地層條件作了進一步的劃分。

根據以上的原則，將我國主要的黃土分布區劃分為5個地區：

1）山西地區；

2）豫西地區；

3）關中地區；

4）陝北地區；

5）隴西地區。

在每個地區內又劃分為黃土高原（台塬）區和沖積平原區，計10個區。在每個沖積平原內再劃分為二級階地地帶和一級階地地帶，計10個地帶。

（本文原載：中國第四紀研究委員會第二屆學術會議論文摘要匯編，1964年10月，第60頁）

6. 我國黃土高原主要是什麼地質作用形成的

是由來風力堆積作用形成的。黃自土來自北部和西北部的甘肅、寧夏和蒙古高原以至中亞等廣大乾旱沙漠區。這些地區的岩石，白天受熱膨脹，夜晚冷卻收縮，逐漸被風化成大小不等的石塊、沙子和粘土。同時這些地區，每逢西北風盛行的冬春季節，狂風驟起、飛沙走石，塵土蔽日。粗大的石塊殘留在原地成為「戈壁」，較細的沙粒落在附近地區，聚成片片沙漠，細小的粉沙和粘土，紛紛向東南飛揚，當風力減弱或迂秦嶺山地的阻攔便停積下來，經過幾十萬年的堆積就形成了浩瀚的黃土高原。根據黃土堆積環境的不同，可將我國黃士發育分為三個時期：早更新世，相當於第一次冰期，氣候比新第三紀干寒，發生午城黃土堆積；中更新世，發生第二次冰期，氣候進一步變干，堆積了離石黃土，范圍廣、土層厚；晚更新世第三次冰期，氣候更加干寒，堆積了馬蘭黃土，厚度雖小，但分布范圍更廣，南方稱下蜀黃土。進入全新世，氣候轉為暖濕，疏鬆的黃土層，經流水侵蝕，形成了溝壑縱橫、梁、峁廣布的破碎地表。

7. 中國黃土地貌有什麼特徵

黃土的分布面積約佔到了全球陸地面積的10%左右，呈帶狀分布在南北半球的中緯度的森林、草原和荒漠草原地帶。中國是黃土面積分布最廣的國家，北起陰山山麓，東至東北的松遼平原和大、小興安嶺一帶，西至天山、昆侖山山麓、南達長江中下游流域，面積約是63萬平方千米。我國黃土面積分布最集中的地區是黃土高原，其黃土面積約佔到了全國覆蓋面積的72.4%左右，其厚度也在世界上乃至全國都是屈指可數的，它是世界上黃土地貌最典型的地區。

黃土地貌的特徵及分布

黃土地貌

黃土地貌在全球分布很廣，典型的黃土地貌有以下特徵：

（1）溝谷眾多、地面破碎

我國的黃土高原溝谷縱橫，素有「千溝萬壑」之稱。黃土高原溝谷密度比我國其他的地區要大很多，溝谷下切深度為50～100米。溝谷面積一般占流域面積的30～50%，有的地區達到60%以上，將地面切割為支離破碎景觀，而且地面坡度普遍很大，所以就構成了黃土高原「支離破碎」的地表特徵。

（2）侵蝕方式獨特、過程迅速

黃土地貌形成的原因很很多種，侵蝕外營力有水力、風力、重力和人為的一些作用，它們對黃土地面做面狀侵蝕、溝蝕、地下侵蝕、塊體運動和運移土地等方式。由於這些的外營力所造成的陷穴、盲溝、天然橋、土柱、碟形窪地等，稱為「假喀斯特」。泥流現象只有在黃土區才容易見到，這主要是由於上方的水體向下流而形成的。

黃土的抗蝕能力特別的弱，因此黃土的侵蝕速度很快，丘陵坡面幾乎是在以每年1厘米～5厘米的速度，而黃土高原的北部的溝頭前進率更是在以每年1米～5米的速度在前進，個別的溝頭甚至是達到了每年30米～40米的速度。更加令人難以置信的是，甚至有一次因為暴雨的沖刷成了一條數百米的侵蝕溝。由此可見，黃土高原每年被侵蝕的速度多麼迅速。

我國的「母親河」——黃河，每年的輸送的泥沙中，有90%以上的數量都是來自黃土高原，黃土高原河流每年輸送的泥沙量每平方公里大於5000噸，其中陝北的窟野河的神木水文站至溫家川水文站區間輸沙量每年每平方公里甚至達到35000噸。

（3）溝道流域內有多級地形面

溝道流域內的地形面一般可以分為三級：各個流域的分水嶺為第一級；降低60米～80米為第二級；再次基礎上在降低40米～60米為第三級。各級地形面的地層結構都是不一樣的，第一層層序保存的很完整，第二層比第一層薄很多，有的時候甚至是消失不見的，第三級地形面只有馬蘭黃土堆積。第二層和第三層就可以形成完整的谷形了，在第三層地形面之下就是現代溝谷了。溝道流域的發展情況就是黃土地貌發育歷史過程的記錄了，也是黃土高原形成溝壑的原因之一。

成因和過程

黃土地貌是黃土堆積的過程中受到強烈的侵蝕而產生的，黃土地貌和其他的地貌特徵一樣的都是有風蝕和水蝕的外營力，但是和其他的地貌特徵不同的是，風在黃土堆積中起到的是主要的推動力，侵蝕是以流水作用為主。黃土塬、梁、峁等地貌類型主要由堆積作用形成，而各種溝谷則是強烈流水侵蝕的結果。黃土區的侵蝕有古代和現代之分。古代的侵蝕為自然侵蝕，速度非常的緩慢，現代人類開始進行大詭秘的農耕或者是砍伐活動，因此加快了侵蝕的速度。

8. 中國濕陷性黃土的工程地質性質

一、前言

中國濕陷性黃土就其工程地質性質而言，可分為高原濕陷性黃土和河谷濕陷性黃土兩類。前者分布於高原（或台塬高地），為晚更新世馬蘭黃土，屬於風積成因；後者分布在河谷，為全新世沖積黃土。

二、高原濕陷性黃土

在黃土高原地帶，雖然工業建築較少，但民用建築、生土建築和窯洞建築卻很多，因此，對於高原濕陷性黃土的工程地質性質進行試驗研究是很有必要的。現將有關資料敘述如下。

1.顆粒成分

顆粒成分是決定黃土的工程地質性質的基本因素之一，特別是粘土成分。從分布在不同地區的資料（表1）來看，高原濕陷性黃土的顆粒成分是有區域性變化的，粘土顆粒由西而東、由北而南逐漸增加。

表1 高原濕陷性黃土的顆粒成分

2.物理性質

物理性質是工程地質性質中的一個重要組成部分，是工程措施的直接指標。現從分布在不同地區的資料（表2）來看，高原濕陷性黃土的物理性質也是有區域性變化的，如含水量和容重等存在由西而東、由北而南的變化趨勢。但某些指標，如孔隙比等差別不大。

表2 高原濕陷性黃土的物理性質

續表

3.濕陷特徵

濕陷性是黃土獨特的工程地質性質，是評價黃土地基的重要依據，隨著實際資料的積累，目前可獲得如下的認識。

1）在平面分布上，由表3中得知，高原濕陷性黃土的相對濕陷系數值是存在著明顯的區域性變化的，並且有由西而東、由北而南、從大變小的趨勢。

表3 高原濕陷性黃土的相對濕陷系數

2）垂直剖面上，由表3和圖1中得知，相對濕陷系數值是隨深度增加而減小的，一般在近地表為最大，往下就反復地變小，至一定的深度時，濕陷性基本消失，而過渡到非濕陷性土層。這個消失的深度界限，是隨地區的不同而不同的，明顯地反映了區域性的差異。但總的看來，這個界限一般在10～16m的深度內。建立這個概念，對地基的評價是非常重要的，因為在高原區，黃土層的厚度很大，常達百米以上，過去曾有人認為，黃土層的厚度與濕陷層的厚度是等同的，現在看來，這是不正確的。

三、河谷濕陷性黃土

工業與民用建築廣泛坐落在黃土河谷平原地帶，這里是建築部門的研究重點，我們曾對分布在不同地區具有代表性的重工業城市開始了調查和試驗工作，現簡述如下。

1.試驗場地的簡況

試驗場地地質地貌簡況示於表4。

表4 試驗場地的地質地貌簡況

續表

圖1 相對濕陷系數隨深度變化圖

1—太原；2—乾縣；3—蘭州

2.物質成分

（1）顆粒成分

顆粒成分所採取的分析方法是密度計法，其結果列於表5。

表5 河谷濕陷性黃土的顆粒成分

從表5中可以獲得這樣的認識，就大范圍而言，分布在河谷平原的濕陷性黃土，其粘土的含量與高原濕陷性黃土的分布規律一樣，存在著由西而東、由北而南逐漸增加的總趨勢。

（2）粘土礦物成分

從粘土礦物成分的分析資料（表6）來看，3個場地黃土的粘土礦物，主要都是伊利石，但其含量各地不同。這從粘土礦物的化學分析中也得到反映。

表6 河谷濕陷性黃土的粘土礦物成分

（3）化學成分

化學成分的分析結果及其特徵，可從表7中看出如下幾點：

1）化學成分在這3個場地是有差別的，尤其對黃土工程地質性質有重大影響的易溶鹽、中溶鹽和交換容量等有較大差別。

2）易溶鹽的含鹽量，以蘭州為最大，其次是西安，再次是太原，同時蘭州含有大量的易溶性的硫酸根離子，而西安和太原則含量微弱；再以介質溶液的pH 值來看，蘭州較西安和太原為小，故蘭州為硫酸鹽型的黃土，而西安和太原為碳酸鹽型的黃土。

3）中溶鹽（石膏）在蘭州的黃土中含量較多，而在西安和太原的黃土中就沒有。

表7 河谷濕陷性黃土的化學成分

3.物理力學性質

物理力學性質的特徵見表8、表9。

表8 河谷濕陷性黃土的物理性質

表9 河谷濕陷性黃土的力學性質

1）在物理指標中，含水量等存在著較大的區域性差異，且一般有由西而東、由北而南、從小變大的趨勢。但孔隙比等，在某幾個地方又基本上是相似的。

2）在力學指標中，凝聚力、內摩擦角的區域性變化較小，但野外的形變模量變化范圍很大。

4.濕陷特徵

近些年來，對濕陷性的認識有了新的發展，除了相對濕陷系數這個指標外，還新添了濕陷起始壓力的指標。

（1）相對濕陷系數

1）在平面分布上：從表10中得知，河谷濕陷性黃土的相對濕陷系數與高原上的濕陷性黃土一樣，也存在著區域性變化和一般的由西而東、由北而南、從大變小的趨勢。

2）在垂直剖面上：由表10和圖2中得知，河谷濕陷性黃土的相對濕陷系數與高原上的濕陷性黃土一樣也存在著隨深度增大而減小的規律。一般在地表為最大，往下就反復地變小，至一定深度時，濕陷性就要消失。濕陷性消失的深度是有區域特徵的，具有西深而東淺的變化趨勢，但總的看，它一般都消失在地表下10～15m的深度內。

表10 河谷濕陷性黃土的相對濕陷系數

圖2 相對濕陷系數隨深度變化圖

1—太原；2—蘭州；3—西安

（2）濕陷起始壓力

濕陷起始壓力，在我國已發展成為一個有實用意義的力學指標。從表11來看，它也存在著顯著的區域性特徵，並也有一般的由西而東、由北而南、從小變大的趨勢。

表11 灌谷濕陷性黃土的濕陷起始壓力

四、幾點認識

1）高原濕陷性黃土和河谷濕陷性黃土，在不同地區內，其工程地質性質具有區域性的差異。且在區域性的基礎上，大致都存在著由西而東、由北而南的方向性變化趨勢。

2）高原濕陷性黃土和河谷濕陷性黃土，在同一地區內的工程地質性質是存在著類別上的差異的。

3）不同地區的高原濕陷性黃土和河谷濕陷性黃土的工程地質性質是既存在類別上的差異，又存在區域上的差異的。

4）在區域性的差異上，河谷濕陷性黃土遠較高原濕陷性黃土的差異要大。這是由於前者的沉積環境遠比後者的沉積環境復雜。

5）我國濕陷性黃土的工程地質性質是存在著方向性和地區性的變化特徵的，這是由於各地在黃土堆積時的古地理、古氣候、沉積環境、發育歷史及人類活動等因素的不同所致。因此，在建築時，要區別對待，因地制宜。

6）在反映方向性和區域性的差異上，若簡單地以物理力學性質或以單一指標去了解，則這種內在的方向性或區域性規律就難於識別，只有把這種因素中的各個特徵指標聯系起來，作出綜合的工程地質性質的評價，才能把握其規律。因為黃土是自然作用的產物，它一方面是具有一定物理力學性質，一定的物質成分和組織結構的自然體系；另一方面又是在地質歷史過程中形成，且在天然和人為因素影響下，不斷改變的自然地質體。這種以黃土的形成、發展，以及相互聯系的全面觀點所揭露出的我國濕陷性黃土的區域性和方向性的規律，對於今後的科學研究和生產實踐，將會起到重要的作用。

參考文獻

劉東生，張宗祜.1962.中國的黃土.地質學報，42（1）

劉東生等.1965.中國的黃土堆積.北京：科學出版社

張宗祜.1962.中國黃土類土濕陷性及滲透性基本特徵.中國地質，（12）

（本文原載：《中國第四紀研究》，1985年，第六卷，第二期，139～145頁）

9. 黃土地區地質概況

黃土高原
（Loess Plateau）
在中國北方,它東起太行山，西至烏鞘嶺，南連秦嶺，北抵長城,主要包括山西、陝西、以及甘肅、青海、寧夏、河南等省部分地區,面積40萬平方公里,為世界最大的黃土堆積區。黃土厚50—180米,氣候較乾旱,降水集中,植被稀疏,水土流失嚴重。黃土高原礦產豐富,煤、石油、鋁土儲量大。
編輯本段北風送土
關於黃土的來源，長期以來，中外學者有過不同的爭論。其中，以「風成說」比較令人信服。認為黃土來自北部和西北部的甘肅、寧夏和蒙古高原以至中亞等廣大乾旱沙漠區。這些地區的岩石，白天受熱膨脹，夜晚冷卻收縮，逐漸被風化成大小不等的石塊、沙子和粘土。同時這些地區，每逢西北風盛行的冬春季節，狂風驟起、飛沙走石，塵土蔽日。粗大的石塊殘留在原地成為「戈壁」，較細的沙粒落在附近地區，聚成片片沙漠，細小的粉沙和粘土，紛紛向東南飛揚，當風力減弱或迂秦嶺山地的阻攔便停積下來，經過幾十萬年的堆積就形成了浩瀚的黃土高原。根據黃土堆積環境的不同，可將我國黃士發育分為三個時期：早更新世，相當於第一次冰期，氣候比新第三紀干寒，發生午城黃土堆積；中更新世，發生第二次冰期，氣候進一步變干，堆積了離石黃土，范圍廣、土層厚；晚更新世第三次冰期，氣候更加干寒，堆積了馬蘭黃土，厚度雖小，但分布范圍更廣，南方稱下蜀黃土。進入全新世，氣候轉為暖濕，疏鬆的黃土層，經流水侵蝕，形成了溝壑縱橫、梁、峁廣布的破碎地表。
科學在不斷發展，近年來科學家發現許多現象是黃土風成學說無法解釋的。譬如，黃土中粗粉沙含量由西北向東南遞減，黏土的含量卻從西北向東南遞增，這種自西北向東南的有規律的排列呈疊瓦階梯狀的分布過渡，而不是平面模糊過渡。這種疊瓦階梯狀的分布過渡更像是洪水的傑作等等。
為了解黃土高原的「變臉」過程，專家們特意到黃土高原西部甘肅靜寧縣、秦安縣、定西縣等地採集黃土高原6個典型地質剖面的黃土標本，從中獲得了700餘塊孢粉樣本和209塊表土孢粉樣本，這近千份孢粉樣本大約記錄了公元前4.6萬年至今黃土高原植被變遷過程。通過對碳14的測量，在6個典型剖面中共測得年代34個。經過分析，專家們發現，從黃土高原採集的20克樣品中最多分離出孢粉顆粒達到1112粒左右，最少的則不足50粒，顯示著4萬多年來，環境和植被出現了巨大的變化過程。
李春海說，從孢粉的分析來看，發現了松、雲杉、冷杉、鐵杉、櫟、菊科等數十種植物孢粉的記錄，專家們認為黃土高原在最初的時候並不姓「黃」，在4.6萬年的歷史中，有一多半的時間，黃土高原是森林和草原的成分相互消長，在這段時間里，黃土高原經歷過多次快速的「變臉」———歷經過草原、森林草原、針葉林以及荒漠化草原和荒漠等多次轉換。
黃土高原的形成和青藏高原的隆升，加快了侵蝕和風化的速度，在高原周圍的低窪地區堆積了大量卵石、沙子和更細的顆粒。每當大風驟起，在西部地區便形成飛沙走石、塵土彌漫的景象。被捲起的沙和塵土依次沉降，顆粒細小的粉塵最後降落到黃土高原區域，形成了一條荒涼地帶。
印度板塊向北移動與亞歐板塊碰撞之後，印度大陸的地殼插入亞洲大陸的地殼之下，並把後者頂托起來。從而喜馬拉雅地區的淺海消失了，喜馬拉雅山開始形成並漸升漸高，青藏高原也被印度板塊的擠壓作用隆升起來。
然而東西走向的喜馬拉雅山擋住了印度洋暖濕氣團的向北移動，久而久之，中國的西北部地區越來越乾旱，漸漸形成了大面積的沙漠和戈壁。這里就是堆積起了黃土高原的那些沙塵的發源地。體積巨大的青藏高原正好聳立在北半球的西風帶中，240萬年以來，它的高度不斷增長著。青藏高原的寬度約佔西風帶的三分之一，把西風帶的近地面層分為南北兩支。南支沿喜馬拉雅山南側向東流動，北支從青藏高原的東北邊緣開始向東流動，這支高空氣流常年存在於3500—7000米的高空，成為搬運沙塵的主要動力。與此同時，由於青藏高原隆起，東亞季風也被加強了，從西北吹向東南的冬季風與西風急流一起，在中國北方製造了一個黃土高原。

10. 為什麼叫黃土高坡，黃土是什麼土

因為黃土屬於高原，所以叫黃土高坡。
黑土
溫帶半濕潤氣候、草原化草甸植被下發育的土壤，是溫帶森林土壤向草原土壤過渡的一種草原土壤類型，目前我國土壤分類系統，將黑土列入半水成土綱中。我國黑土分布在吉林省和黑龍江省中東部廣大平原上。美國黑土分布在中部偏北的濕草原帶，故稱濕草原土。
我國黑土地處溫帶半濕潤地區。四季分明，雨熱同季為其氣候特徵。土壤母質粘重，並有季節凍土層。夏秋多雨，土壤常形成上層滯水，草甸草本植物繁茂，地上和地下均有大量有機殘體進入土壤。漫長的冬季，微生物活動受到抑制，有機質分解緩慢，並轉化成大量腐殖質累積於土體上部，形成深厚的黑色腐殖質層。土體內鹽基遭到淋溶，碳酸鹽也移出土體，土壤呈中性至微酸性。季節性上層滯水引起土壤中鐵錳還原，並在旱季氧化，形成鐵錳結核，特別是亞表層表現更明顯。所以，黑土是由強烈的腐殖質累積和滯水瀦積過程形成，是一種特殊的草甸化過程。自然狀態下，黑土腐殖質層可厚達1米，養分含量豐富，肥力水平高。黑土開墾後，腐殖質含量下降，因母質粘重，土壤侵蝕明顯，這是黑土利用中需引起注意的問題。黑土是我國最肥沃的土壤之一，黑土分布區是重要的糧食基地。適種性廣，尤適大豆、玉米、穀子、小麥等生長。

黃土
北京中山公園內有「社稷壇」，曾是明清兩代帝王祭祀土地之神和農業之神、祈禱豐年的場所。壇上覆以五種顏色的土，因此又稱「五色土」，其分布為東方青土、南方紅土、西方白土、北方黑土、和中央黃土。這與中國土壤分布的實際情況有些相似：南方的土壤因含鐵元素較多而偏紅，往北則因鈣質較多而呈黃色，東北的土壤因腐殖質較多而發黑。而黃土位於中央，也正好體現了黃土與中國古代農業文明發展的密切關系。 日常概念里的黃土指黃色的塵土，狀態介乎分散的砂石和粘重的泥土之間。地質學上的黃土專指形成中國黃土高原的這種黃土，它也可以看作是某種軟的、鬆散的岩石，與生物作用產生的土壤不同，它是風吹來的沙塵，通常堆積超過100米厚，有些地方甚至達到400米。劉東生院士及其同事測定認為，中國的黃土或類似黃土的物質分布面積約有63萬多平方公里，其中真正的黃土區域為30多萬平方公里。歐洲、北美中部、阿根廷等地也有大面積的黃土，但歷史沒有中國黃土這么長，保存狀況也沒有這么好。黃土的英文對應詞loess及德文詞Löss都由德國萊因河谷居民對當地鬆散土的稱呼演變而來，原意為疏鬆、鬆散結構。
黃土結構松軟，容易耕作，而且非常肥沃，有利於植物生長。在生產力不發達的時代，地理條件對當地文明的特徵有著重要影響。黃土的特性使黃土高原上誕生了與尼羅河、印度河和兩河流域不同的旱作農業，支持了一個獨特的古代文明。地質學家和考古學家們在黃土區域內發現了非常密集的古代居民聚居點，例如舊時器時代的藍田人、丁村人以及新時器時代仰韶文化的遺跡。然而，黃土的松軟也是它的弱點，這使它容易被侵蝕，發生水土流失，黃河的泥沙和水患是幾千年來始終存在的問題。

紫色土
purplish soil
發育於亞熱帶地區石灰性紫色砂頁岩母質土壤。全剖面呈均一的紫色或紫紅色，層次不明顯。主要分布在中國的亞熱帶地區，以四川盆地為主。紫色土是在頻繁的風化作用和侵蝕作用下形成的，其過程特點是：物理風化強烈、化學風化微弱、石灰開始淋溶。紫色土土層淺薄，通常不到50厘米，超過1米者甚少。一般含碳酸鈣，呈中性或微鹼性反應。有機質含量低，磷、鉀豐富。由於紫色土母岩松疏，易於崩解，礦質養分含量豐富，肥力較高，是中國南方重要旱作土壤之一，除丘陵頂部或陡坡岩坎外，均已開墾種植。因侵蝕和乾旱缺水現象時有發生，利用時需修建梯田和蓄水池，開發灌溉水源。開辟肥源以增加土壤有機質和氮的含量，也是提高其生產力的重要措施。
紫色土土類主要分布在白堊紀暗紫色泥岩、頁岩和紅紫色砂礫岩出露的丘陵山地。面積佔全市土壤總面積的4.6％，佔全市山(旱)地土壤面積的5.4％。紫色土因母岩的物理風化強烈，其上的植被稀疏，水土流失現象十分嚴重，成土環境很不穩定，致使土壤發育一直滯留在較年幼階段，全剖面繼承了母岩色澤，呈紫色或紅紫色。土層厚度受地形部位影響較大，一般山坡中、上部土層很薄，坡麓處土層稍厚。根據母質特性，全市紫色土分為石灰性紫色土和酸性紫色土兩個亞類。
(一)石灰性紫色土亞類。母質以白堊紀紫色砂岩和紫色砂礫岩的風化坡、殘積物為主，主要分布在西南部河谷兩側的低丘及盆地底部，穿插在紅壤亞類向黃紅壤亞類過渡的地段，面積占紫色土土類的60.2％。根據母質類型，該亞類分為紫砂土和紅紫砂土兩個土屬。紫砂土鹽基飽和，全剖面呈石灰性反應，土壤呈微鹼性，pH值7.5～8.0；紅紫砂土鹽基飽和度比紫砂土低，粘粒含量比紫砂土高，除母質層仍有石灰性反應外，上部土層已呈微酸性反應，pH值5.6—6.5。
(二)酸性紫色土亞類。母質為非石灰性的紅紫色砂頁岩的風化坡、殘積物，主要分布在低丘上。因母岩岩性疏鬆，易於物理風化，水土流失嚴重。土層淺薄，成土作用弱，質地多為粘壤一壤粘土，多礫石，鬆散無結構。呈酸性一—微酸性反應。