中国黄土的地质环境是指
1. 黄土高原、山西山地地质环境区
本区位于黄河流域中部，其范围在长城一线以南，秦岭、伏牛山以北，西以乌鞘岭、日月山为界，东抵太行山，总面积约58万Km2。主体海拔1000～2000m，黄土厚度一般50～100m，最厚可达250～300m，是世界上黄土分布最广、沉积最厚的区域。属温带内陆半干旱气候区，年平均降水量自东南向西北由700mm递减至300mm，降雨集中于7～9月，多呈暴雨形式。本区跨中朝地台与祁连山褶皱带两个一级大地构造单元。其西部发育北西向活动断裂，20世纪有强震活动。地势高低悬殊，黄土深厚疏松，暴雨频繁，植被再生力低，为中国土壤侵蚀最严重的地区，严重侵蚀面积在28万Km2以上，大部分地区年均冲刷量为2000～20000t/Km2。
本区可开采地下水资源量为93.75亿m3/a，地下水资源模数为6.4万m3/Km2。地下水资源量占水资源总量的40%～65%。
由于地势高差很大，滑坡崩塌灾害较为发育。大部分地区属滑坡、崩塌、泥石流灾害中易发区，吕梁山和陕北高原属于滑坡崩塌灾害高易发区，汾渭盆地为地裂缝高易发区。
(一)黄土高原地质环境亚区
吕梁山以西的黄土高原即是本亚区范围。本亚区有独特的地貌景观———塬、梁、峁。年降水量自西北向东南由200mm增到600mm。50mm等深线所包围的暴雨带以华家岭为起点，呈东西向延伸。区内黄土湿陷性强烈，湿陷等级多为Ⅱ～Ⅲ级。本区土壤侵蚀严重。位于陕北的皇、孤、窟、秃、佳诸河流域是黄土高原也是全国土壤侵蚀最为严重的地区，陇东、陇西的侵蚀稍弱。黄土有良好的直立性，在干燥状态下形成陡崖或峭壁，故黄土深切河谷边坡陡峻，沟谷比降可达20%～40%。兰州地区及陇东泥石流灾害特别严重，晋西、陕北、兰西铁路及青藏铁路的海石湾到海晏段沿线灾害也较严重。
(二)汾渭谷地地质环境亚区
本亚区东起潼关，西至宝鸡，北起太原，南至运城，包括晋中盆地、晋南谷地、运城盆地和关中平原。海拔330～800m，其边缘断裂呈雁行排列。盆地内，中、新生代沉积物厚度巨大。
(三)山西山地地质环境亚区
本亚区由吕梁山以东、太行山以西的山地和大同盆地、忻定盆地、长治盆地、晋城盆地等组成。以海拔1000～2000m的山地为主，年降水量600～700mm。本亚区以煤系地层和碳酸盐岩分布为主。煤系地层分布广泛，含巨厚煤层。
2. 风吹来的历史 地质学上的黄土专指形成中国黄土高原的这种黄土，它是风吹来的沙尘，通常堆积超过100米厚，
通过阅读来短文资料，我认为自黄土高原是由于风力沉积作用形成的；通过短文得知，目前我国黄土高原等北方地区所面临的生态、环境问题是沙尘暴严重，解决的措施是植树造林种草，退耕还牧，合理放牧，保护草原等措施．
故答案为：黄土高原是由于风力沉积作用形成的；植树造林种草，退耕还牧，合理放牧，保护草原等措施．
3. 黄土的成因
中国黄土成因的争论历来已久，从 19 世纪末德国学者 F. V. 李希霍芬(1882)提出黄土风成学说(eolian theory)，前苏联人 B. A. 奥布鲁契夫发展了风成说以来，有不少的中外学者都进行过研究，提出了不同的观点，如 “水成说”(hydrogenic theory)和 “残积说”(resialtheory)。现在研究表明，原生黄土是风搬运堆积的结果，而次生黄土为流水沉积形成的; 黄土的 “残积说”目前基本给予否定。
1. 风成说的主要证据
经过长期的研究，黄土的风成说被越来越多人所接受。以刘东生院士为代表的中国科学家长期致力于我国的黄土研究，从黄土分布特征、物源、搬运方式、堆积过程、黄土性质、古土壤发育等深入研究，并与全球气候变化和旋回对比研究，获得了越来越多的证据表明: 中国的黄土由风搬运沉积形成。其主要证据有以下几个方面:
黄土分布 从大区域分布来看，中国黄土分布与亚洲的戈壁、沙漠处在同一纬度上，呈东西向展布，该区域气候干燥，降雨少，风力作用强，构成北半球中纬度地区的砾漠-沙漠-黄土分布带，并且具有从北西向东南依次为戈壁→沙漠→黄土分布的规律，显然与区域的主导风向有关。从新疆到中国东部的黄土分布的海拔高程差别很大，从海拔 4000m 到数米的山地、盆地、谷地、平原、岛屿都发育有黄土，黄土物质只能经风力搬运并从大气中沉降下来堆积才可能具有这样的分布规律。
黄土物源 研究表明，中国黄土的物源产生在物理风化强烈的西北区沙漠和戈壁(图 7-24)，在高空西风气流和近地面风共同作用下，粉尘被风力从北西向东南悬移，运移途中因气流下沉和按颗粒大小分异沉积。这一过程被现今的 “尘暴”事件所验证。
黄土物质成分及分布 中国黄土的矿物成分、化学成分、成熟度、粒度、厚度等方面都具有规律性的变化，这种变化与我国主导的冬季风方向一致。如自西北向东南，石英、长石依次降低，粒度依次变细，砂黄土→黄土→粘黄土依次分布，SiO2、FeO、CaO、Na2O、K2O 含量相应减少，而 Al2O3和 Fe2O3含量略有增加。
黄土结构构造 中国黄土疏松多孔，碎屑颗粒排列紊乱。黄土中石英颗粒表面普遍发育撞击形成的碟形坑、麻坑等。黄土的分选性好，几乎不含砾石，层理不发育。这些都显示了风成因素。
黄土中动植物化石 在黄土中发现的动植物化石基本都属于温带干旱-半干旱草原种类，如哺乳动物有仓鼠、沙鼠、鼢鼠、田鼠、鼠兔等; 在蜗牛化石中，有中华蜗牛、虹蛹螺等，它们是耐干旱、寒冷的组合，几乎不见水生软体动物。
图 7-24 中国黄土来源区和堆积区(据刘东生等，1985)
2. 水成说的主要证据
水成说是指黄土由水流沉积形成，该学说以张宗祜院士为代表。次生黄土或黄土状岩石可能是这种成因。他通过对中国黄土的系统研究认为: 黄土的形成受控于地质、地理环境，在不同的自然动力区域，黄土成因不同，是由风化作用、片流作用、河流作用、风积作用、冰川作用等堆积而成的，并在相似条件下，经过黄土化作用而形成。因此黄土的形成可分为四个阶段: 第一阶段是黄土物质的堆积; 第二阶段是黄土化的初期阶段，形成黄土的特殊胶结结构;第三阶段是黄土化的后期阶段，结构调整，强度增加; 第四阶段是黄土退化阶段，形成风化层或土壤化。从中不难看出，黄土的形成是复杂的，不可用一种作用解释黄土的成因。
黄土的水成说的主要证据有: 一是黄土中含有砾石，这些砾石风是难以搬运过来的; 二是发育水成的斜层理; 三是不同地区黄土的矿物成分存在不一致性，可能受到当地基岩的影响;四是黄土中石英颗粒表面常有化学溶蚀及机械破坏形成的断口，绝少见到有磨圆很好的表面和麻点; 五是黄土中的动植物化石并不都是喜干的种类，也含东洋界的喜暖和喜湿的哺乳动物化石。
4. 黄土的岩性特征
1. 黄土的构成
自然界的黄土剖面，根据岩性特征可划分为黄土层和古土壤层，它们在垂向形成交替叠覆关系。黄土层一般为棕黄、灰黄色，粒度相对偏粗，形成于比较干冷的气候，是黄土的主要构成; 而古土壤层颜色偏红，一般为红色、棕红色、褐红色，这与成壤的程度有关，若成壤程度深颜色偏红，粒度相对较细，它形成于相对比较温湿气候。因此，野外的黄土剖面是黄土层与古土壤层交替出现的。
2. 黄土的粒度特征
中国黄土主要由 0. 05 ～0. 005mm 粒级的粉砂组成，其中以 0. 05 ～0. 01mm 的粗至中粉砂含量最高，其平均含量达 46%～60%。不同粒级的物质在黄土中含量不同， ＞ 0. 25mm 的颗粒(中砂)含量很低，变化幅度在 0. 04%～0. 61% ，0. 25～0. 05mm 的颗粒(细砂)含量不到30% ，0. 05～0. 005mm 的颗粒(粉砂)含量最高，一般达 55%～60% ， ＜ 0. 005mm(粘土)的颗粒仅占 15% ～30%。刘东生等(1965)根据黄土中细砂(0. 1 ～0. 05mm)、粉砂(0. 05 ～0. 005mm)和粘土(＜ 0. 005mm)的含量，将黄土分为砂黄土(sandy loess)、粉黄土(siltyloess)和粘黄土(claeyey loess)三类(表 7-6)。
表 7-6 砂黄土、黄土、粘黄土的划分标准
在时间上，从老到新，黄土的粒度由细变粗，粗颗粒含量增加，而粘土含量降低(表 7-7)。在空间上，黄土的粒度也具有一定的变化规律，总体上自北西向南东粒度逐渐变细，依次为砂黄土带、黄土带和粘黄土带(图 7-21)。
表 7-7 山西午城剖面各时代黄土各粒级组成平均含量
图 7-21 黄河中游黄土颗粒粗细分布带(据刘东生等，1985，转引自曹伯勋等，1995，简化)
图 7-22 黄土正态概率曲线图(据刘东生等，1985，简化)
对黄土的粒度分析表明，其正态概率曲线为细二段式，只有一个截点，出现在 5 ～6. 5Φ 之间(图 7-22)。截点把黄土的颗粒大小分成两组: Φ 值小于截点的为易悬浮粒组，大于截点的为挟持粒组和次生粒组。
3. 黄土的矿物成分特征
中国黄土的矿物成分非常复杂，包括碎屑矿物、粘土矿物和碳酸盐矿物三类。
黄土中的碎屑矿物含量最高，可占总量的 80%～90%，其中轻矿物(密度 ＜ 2. 9g/cm3)占 90%～96% ，而重矿物(密度 ＞ 2. 9 g/cm3)只占4%～7% 。在轻矿物中，主要为石英(＞ 50% 以上)、长石(29%～43% )、云母(＜ 2. 5% ); 重矿物以不透明矿物为主，主要有磁铁矿、钛铁矿、褐铁矿、角闪石、辉石等。
粘土矿物一般含量为 10%～20%，主要有伊利石、高岭石、蒙脱石、绿泥石、蛭石等，其中含量排前三位的是伊利石(46. 6%～59%)、高岭石(15. 9%～21%)和蒙脱石(4% ～11. 1% )。在古土壤中粘土矿物含量大于黄土母质层，时代早的黄土层中粘土矿物含量高于晚的黄土层。
碳酸盐矿物含量在 10% ～15%之间，主要有方解石和白云石，但中国黄土主要为方解石，白云石几乎不含或极低(在洛川)，而在欧洲、北美两者皆有，方解石的含量(60%～80%)高于白云石(20% ～30%)。碳酸盐矿物一部分来自物源区，经风搬运过来，另一部分是在当地环境下新形成的次生碳酸盐矿物，其中次生碳酸盐矿物占 80% ～90%。
4. 黄土的化学成分特征
黄土的主要化学成分取决于黄土的矿物成分和风化程度，在风化过程中可能导致一些元素的流失，引起化学成分的变化。在常量元素方面，主要为 Si、Al、Ca、Fe、Mg、K、Na 等(表 7-8)，它们的含量占到 85% 。黄土中的微量元素主要有 Ti、Mn、Sr、P、Ba、F、Zn、V、Cr、B 等几十种。
表 7-8 中国黄土的化学成分变化
中国黄土中元素的时空变化也具有一定的规律。在黄河中游地区，因受到由西北向东南风向的影响，黄土物质发生依次沉积，石英、长石含量依次降低，气候从干旱带过渡到较湿润气候，因此反映在黄土化学成分上是 SiO2、FeO、CaO、Na2O、K2O 含量相应减少，而 Al2O3和Fe2O3含量略有增加。在时间上，从老到新，黄土中 Al2O3和 Fe2O3含量存在降低的趋势，SiO2含量变化不大，而 CaO 和 FeO 的含量自下而上升高。
5. 黄土的微结构特征
黄土的微结构是指黄土中固体颗粒与孔隙的空间排列形式，它将黄土中骨骼颗粒(碎屑颗粒)、细粒物质(粘粒物质)、土壤形成物(胶膜、结核等)和孔隙之间的相互关系表现出来，反映了黄土的成土作用和土壤发生过程。黄土的微结构可分为粒状微结构(granoidic fab-ric)、斑状微结构(porphric fabric)和胶斑状微结构(cutans-porphric fabric)(图 7-23)。在黄土层中一般具有粒状微结构(表 7-9); 显著风化的黄土和古土壤一般为斑状微结构; 胶斑状微结构出现在古土壤中。
图 7-23 黄土、古土壤的微结构类型(据刘东生等，1985)
表 7-9 黄土、古土壤中的微结构特征
古土壤中的胶膜(cutans)是附着在孔隙、裂隙、孔道、团粒或骨骼碎屑颗粒的自然表面的土壤形成物。它是土壤中细粒物质扩散、移动或淀积形成的集聚物，或由于细粒物质原地变化形成的分离物，反映了土壤形成过程的真正性质。胶膜有三种: 碳酸盐胶膜、粘粒胶膜和复合胶膜。
黄土结构疏松，孔隙率高，达 40%～50%，它包括黄土中的小孔隙、裂隙、虫孔、植物根孔等。黄土的孔隙率随黄土的时代变化，越老的黄土孔隙率越低，而马兰黄土孔隙率最高。由于黄土的孔隙率高，当水体进入黄土浸润后，致使黄土中易溶盐类溶解、碎屑颗粒发生移动和旋转，孔隙缩小或封闭，导致黄土地面下陷，出现黄土特殊的工程地质性质———湿陷性。
5. 中国黄土建筑条件分区图（1:万）编制原则及方法的探讨
中国黄土的建筑条件分区，就是按照工业与民用建筑的专门要求，在地质成因和区划理论指导下，根据中国黄土区的自然地理条件，结合中国黄土的建筑特征资料，进行综合分析，最后以其建筑条件的差异性和共同性，概括地划分出各种类型的建筑条件区。
在中国黄土区内，工业与民用建筑物有如下的分布规律，即不仅是大城市，就是绝大多数的城镇，都聚集于河谷平原地带。
从工业与民用建筑的观点来看，不是所有的黄土地层都需要了解其建筑性质的，只有研究地表下8～15m 深度内的黄土，才有着现实的意义。
这些建筑工作者研究黄土的特点，很自然地要反映到编制黄土建筑条件分区图的原则和方法中。
黄土是第四纪时期内的大陆表层沉积物，所以分析黄土形成时的气候因素和区域地质环境，对于从大范围内，查明黄土的分布规律、存在状态和特征等，是有着首要意义的。因此，作者首先利用自然地质地理环境来反映黄土的建筑条件，但这两者之间的关系，并非是确定性的，故在区划时，第一级（地区）是以黄土的建筑条件结合自然地质地理环境作为划分的标准。其次考虑到建筑物有大多数分布在河谷平原上的规律，及其与黄土的成因、地层、地貌之间的联系，以及这些相互的联系与黄土建筑条件之间的关系，作者是利用地貌条件来反映这一级的黄土建筑条件的，但这两者之间的关系，也并非严格地确定，故第二级（区）的划分是以黄土的建筑条件结合地貌条件为依据的。再其次考虑到河谷低阶地（一、二级阶地）是建筑工程主要的实践对象，以及低阶地上的地貌和地层与黄土建筑条件之间的关系，故第三级（地带）是以黄土的建筑性质结合低阶地上的地貌和地层条件作了进一步的划分。
根据以上的原则，将我国主要的黄土分布区划分为5个地区：
1）山西地区；
2）豫西地区；
3）关中地区；
4）陕北地区；
5）陇西地区。
在每个地区内又划分为黄土高原（台塬）区和冲积平原区，计10个区。在每个冲积平原内再划分为二级阶地地带和一级阶地地带，计10个地带。
（本文原载：中国第四纪研究委员会第二届学术会议论文摘要汇编，1964年10月，第60页）
6. 我国黄土高原主要是什么地质作用形成的
是由来风力堆积作用形成的。黄自土来自北部和西北部的甘肃、宁夏和蒙古高原以至中亚等广大干旱沙漠区。这些地区的岩石，白天受热膨胀，夜晚冷却收缩，逐渐被风化成大小不等的石块、沙子和粘土。同时这些地区，每逢西北风盛行的冬春季节，狂风骤起、飞沙走石，尘土蔽日。粗大的石块残留在原地成为“戈壁”，较细的沙粒落在附近地区，聚成片片沙漠，细小的粉沙和粘土，纷纷向东南飞扬，当风力减弱或迂秦岭山地的阻拦便停积下来，经过几十万年的堆积就形成了浩瀚的黄土高原。根据黄土堆积环境的不同，可将我国黄士发育分为三个时期：早更新世，相当于第一次冰期，气候比新第三纪干寒，发生午城黄土堆积；中更新世，发生第二次冰期，气候进一步变干，堆积了离石黄土，范围广、土层厚；晚更新世第三次冰期，气候更加干寒，堆积了马兰黄土，厚度虽小，但分布范围更广，南方称下蜀黄土。进入全新世，气候转为暖湿，疏松的黄土层，经流水侵蚀，形成了沟壑纵横、梁、峁广布的破碎地表。
7. 中国黄土地貌有什么特征
黄土的分布面积约占到了全球陆地面积的10%左右，呈带状分布在南北半球的中纬度的森林、草原和荒漠草原地带。中国是黄土面积分布最广的国家，北起阴山山麓，东至东北的松辽平原和大、小兴安岭一带，西至天山、昆仑山山麓、南达长江中下游流域，面积约是63万平方千米。我国黄土面积分布最集中的地区是黄土高原，其黄土面积约占到了全国覆盖面积的72.4%左右，其厚度也在世界上乃至全国都是屈指可数的，它是世界上黄土地貌最典型的地区。
黄土地貌的特征及分布
黄土地貌
黄土地貌在全球分布很广，典型的黄土地貌有以下特征：
（1）沟谷众多、地面破碎
我国的黄土高原沟谷纵横，素有“千沟万壑”之称。黄土高原沟谷密度比我国其他的地区要大很多，沟谷下切深度为50～100米。沟谷面积一般占流域面积的30～50%，有的地区达到60%以上，将地面切割为支离破碎景观，而且地面坡度普遍很大，所以就构成了黄土高原“支离破碎”的地表特征。
（2）侵蚀方式独特、过程迅速
黄土地貌形成的原因很很多种，侵蚀外营力有水力、风力、重力和人为的一些作用，它们对黄土地面做面状侵蚀、沟蚀、地下侵蚀、块体运动和运移土地等方式。由于这些的外营力所造成的陷穴、盲沟、天然桥、土柱、碟形洼地等，称为“假喀斯特”。泥流现象只有在黄土区才容易见到，这主要是由于上方的水体向下流而形成的。
黄土的抗蚀能力特别的弱，因此黄土的侵蚀速度很快，丘陵坡面几乎是在以每年1厘米～5厘米的速度，而黄土高原的北部的沟头前进率更是在以每年1米～5米的速度在前进，个别的沟头甚至是达到了每年30米～40米的速度。更加令人难以置信的是，甚至有一次因为暴雨的冲刷成了一条数百米的侵蚀沟。由此可见，黄土高原每年被侵蚀的速度多么迅速。
我国的“母亲河”——黄河，每年的输送的泥沙中，有90%以上的数量都是来自黄土高原，黄土高原河流每年输送的泥沙量每平方公里大于5000吨，其中陕北的窟野河的神木水文站至温家川水文站区间输沙量每年每平方公里甚至达到35000吨。
（3）沟道流域内有多级地形面
沟道流域内的地形面一般可以分为三级：各个流域的分水岭为第一级；降低60米～80米为第二级；再次基础上在降低40米～60米为第三级。各级地形面的地层结构都是不一样的，第一层层序保存的很完整，第二层比第一层薄很多，有的时候甚至是消失不见的，第三级地形面只有马兰黄土堆积。第二层和第三层就可以形成完整的谷形了，在第三层地形面之下就是现代沟谷了。沟道流域的发展情况就是黄土地貌发育历史过程的记录了，也是黄土高原形成沟壑的原因之一。
成因和过程
黄土地貌是黄土堆积的过程中受到强烈的侵蚀而产生的，黄土地貌和其他的地貌特征一样的都是有风蚀和水蚀的外营力，但是和其他的地貌特征不同的是，风在黄土堆积中起到的是主要的推动力，侵蚀是以流水作用为主。黄土塬、梁、峁等地貌类型主要由堆积作用形成，而各种沟谷则是强烈流水侵蚀的结果。黄土区的侵蚀有古代和现代之分。古代的侵蚀为自然侵蚀，速度非常的缓慢，现代人类开始进行大诡秘的农耕或者是砍伐活动，因此加快了侵蚀的速度。
8. 中国湿陷性黄土的工程地质性质
一、前言
中国湿陷性黄土就其工程地质性质而言，可分为高原湿陷性黄土和河谷湿陷性黄土两类。前者分布于高原（或台塬高地），为晚更新世马兰黄土，属于风积成因；后者分布在河谷，为全新世冲积黄土。
二、高原湿陷性黄土
在黄土高原地带，虽然工业建筑较少，但民用建筑、生土建筑和窑洞建筑却很多，因此，对于高原湿陷性黄土的工程地质性质进行试验研究是很有必要的。现将有关资料叙述如下。
1.颗粒成分
颗粒成分是决定黄土的工程地质性质的基本因素之一，特别是粘土成分。从分布在不同地区的资料（表1）来看，高原湿陷性黄土的颗粒成分是有区域性变化的，粘土颗粒由西而东、由北而南逐渐增加。
表1 高原湿陷性黄土的颗粒成分
2.物理性质
物理性质是工程地质性质中的一个重要组成部分，是工程措施的直接指标。现从分布在不同地区的资料（表2）来看，高原湿陷性黄土的物理性质也是有区域性变化的，如含水量和容重等存在由西而东、由北而南的变化趋势。但某些指标，如孔隙比等差别不大。
表2 高原湿陷性黄土的物理性质
续表
3.湿陷特征
湿陷性是黄土独特的工程地质性质，是评价黄土地基的重要依据，随着实际资料的积累，目前可获得如下的认识。
1）在平面分布上，由表3中得知，高原湿陷性黄土的相对湿陷系数值是存在着明显的区域性变化的，并且有由西而东、由北而南、从大变小的趋势。
表3 高原湿陷性黄土的相对湿陷系数
2）垂直剖面上，由表3和图1中得知，相对湿陷系数值是随深度增加而减小的，一般在近地表为最大，往下就反复地变小，至一定的深度时，湿陷性基本消失，而过渡到非湿陷性土层。这个消失的深度界限，是随地区的不同而不同的，明显地反映了区域性的差异。但总的看来，这个界限一般在10～16m的深度内。建立这个概念，对地基的评价是非常重要的，因为在高原区，黄土层的厚度很大，常达百米以上，过去曾有人认为，黄土层的厚度与湿陷层的厚度是等同的，现在看来，这是不正确的。
三、河谷湿陷性黄土
工业与民用建筑广泛坐落在黄土河谷平原地带，这里是建筑部门的研究重点，我们曾对分布在不同地区具有代表性的重工业城市开始了调查和试验工作，现简述如下。
1.试验场地的简况
试验场地地质地貌简况示于表4。
表4 试验场地的地质地貌简况
续表
图1 相对湿陷系数随深度变化图
1—太原；2—乾县；3—兰州
2.物质成分
（1）颗粒成分
颗粒成分所采取的分析方法是密度计法，其结果列于表5。
表5 河谷湿陷性黄土的颗粒成分
从表5中可以获得这样的认识，就大范围而言，分布在河谷平原的湿陷性黄土，其粘土的含量与高原湿陷性黄土的分布规律一样，存在着由西而东、由北而南逐渐增加的总趋势。
（2）粘土矿物成分
从粘土矿物成分的分析资料（表6）来看，3个场地黄土的粘土矿物，主要都是伊利石，但其含量各地不同。这从粘土矿物的化学分析中也得到反映。
表6 河谷湿陷性黄土的粘土矿物成分
（3）化学成分
化学成分的分析结果及其特征，可从表7中看出如下几点：
1）化学成分在这3个场地是有差别的，尤其对黄土工程地质性质有重大影响的易溶盐、中溶盐和交换容量等有较大差别。
2）易溶盐的含盐量，以兰州为最大，其次是西安，再次是太原，同时兰州含有大量的易溶性的硫酸根离子，而西安和太原则含量微弱；再以介质溶液的pH 值来看，兰州较西安和太原为小，故兰州为硫酸盐型的黄土，而西安和太原为碳酸盐型的黄土。
3）中溶盐（石膏）在兰州的黄土中含量较多，而在西安和太原的黄土中就没有。
表7 河谷湿陷性黄土的化学成分
3.物理力学性质
物理力学性质的特征见表8、表9。
表8 河谷湿陷性黄土的物理性质
表9 河谷湿陷性黄土的力学性质
1）在物理指标中，含水量等存在着较大的区域性差异，且一般有由西而东、由北而南、从小变大的趋势。但孔隙比等，在某几个地方又基本上是相似的。
2）在力学指标中，凝聚力、内摩擦角的区域性变化较小，但野外的形变模量变化范围很大。
4.湿陷特征
近些年来，对湿陷性的认识有了新的发展，除了相对湿陷系数这个指标外，还新添了湿陷起始压力的指标。
（1）相对湿陷系数
1）在平面分布上：从表10中得知，河谷湿陷性黄土的相对湿陷系数与高原上的湿陷性黄土一样，也存在着区域性变化和一般的由西而东、由北而南、从大变小的趋势。
2）在垂直剖面上：由表10和图2中得知，河谷湿陷性黄土的相对湿陷系数与高原上的湿陷性黄土一样也存在着随深度增大而减小的规律。一般在地表为最大，往下就反复地变小，至一定深度时，湿陷性就要消失。湿陷性消失的深度是有区域特征的，具有西深而东浅的变化趋势，但总的看，它一般都消失在地表下10～15m的深度内。
表10 河谷湿陷性黄土的相对湿陷系数
图2 相对湿陷系数随深度变化图
1—太原；2—兰州；3—西安
（2）湿陷起始压力
湿陷起始压力，在我国已发展成为一个有实用意义的力学指标。从表11来看，它也存在着显著的区域性特征，并也有一般的由西而东、由北而南、从小变大的趋势。
表11 灌谷湿陷性黄土的湿陷起始压力
四、几点认识
1）高原湿陷性黄土和河谷湿陷性黄土，在不同地区内，其工程地质性质具有区域性的差异。且在区域性的基础上，大致都存在着由西而东、由北而南的方向性变化趋势。
2）高原湿陷性黄土和河谷湿陷性黄土，在同一地区内的工程地质性质是存在着类别上的差异的。
3）不同地区的高原湿陷性黄土和河谷湿陷性黄土的工程地质性质是既存在类别上的差异，又存在区域上的差异的。
4）在区域性的差异上，河谷湿陷性黄土远较高原湿陷性黄土的差异要大。这是由于前者的沉积环境远比后者的沉积环境复杂。
5）我国湿陷性黄土的工程地质性质是存在着方向性和地区性的变化特征的，这是由于各地在黄土堆积时的古地理、古气候、沉积环境、发育历史及人类活动等因素的不同所致。因此，在建筑时，要区别对待，因地制宜。
6）在反映方向性和区域性的差异上，若简单地以物理力学性质或以单一指标去了解，则这种内在的方向性或区域性规律就难于识别，只有把这种因素中的各个特征指标联系起来，作出综合的工程地质性质的评价，才能把握其规律。因为黄土是自然作用的产物，它一方面是具有一定物理力学性质，一定的物质成分和组织结构的自然体系；另一方面又是在地质历史过程中形成，且在天然和人为因素影响下，不断改变的自然地质体。这种以黄土的形成、发展，以及相互联系的全面观点所揭露出的我国湿陷性黄土的区域性和方向性的规律，对于今后的科学研究和生产实践，将会起到重要的作用。
参考文献
刘东生，张宗祜.1962.中国的黄土.地质学报，42（1）
刘东生等.1965.中国的黄土堆积.北京：科学出版社
张宗祜.1962.中国黄土类土湿陷性及渗透性基本特征.中国地质，（12）
（本文原载：《中国第四纪研究》，1985年，第六卷，第二期，139～145页）
9. 黄土地区地质概况
黄土高原
（Loess Plateau）
在中国北方,它东起太行山，西至乌鞘岭，南连秦岭，北抵长城,主要包括山西、陕西、以及甘肃、青海、宁夏、河南等省部分地区,面积40万平方公里,为世界最大的黄土堆积区。黄土厚50—180米,气候较干旱,降水集中,植被稀疏,水土流失严重。黄土高原矿产丰富,煤、石油、铝土储量大。
编辑本段北风送土
关于黄土的来源，长期以来，中外学者有过不同的争论。其中，以“风成说”比较令人信服。认为黄土来自北部和西北部的甘肃、宁夏和蒙古高原以至中亚等广大干旱沙漠区。这些地区的岩石，白天受热膨胀，夜晚冷却收缩，逐渐被风化成大小不等的石块、沙子和粘土。同时这些地区，每逢西北风盛行的冬春季节，狂风骤起、飞沙走石，尘土蔽日。粗大的石块残留在原地成为“戈壁”，较细的沙粒落在附近地区，聚成片片沙漠，细小的粉沙和粘土，纷纷向东南飞扬，当风力减弱或迂秦岭山地的阻拦便停积下来，经过几十万年的堆积就形成了浩瀚的黄土高原。根据黄土堆积环境的不同，可将我国黄士发育分为三个时期：早更新世，相当于第一次冰期，气候比新第三纪干寒，发生午城黄土堆积；中更新世，发生第二次冰期，气候进一步变干，堆积了离石黄土，范围广、土层厚；晚更新世第三次冰期，气候更加干寒，堆积了马兰黄土，厚度虽小，但分布范围更广，南方称下蜀黄土。进入全新世，气候转为暖湿，疏松的黄土层，经流水侵蚀，形成了沟壑纵横、梁、峁广布的破碎地表。
科学在不断发展，近年来科学家发现许多现象是黄土风成学说无法解释的。譬如，黄土中粗粉沙含量由西北向东南递减，黏土的含量却从西北向东南递增，这种自西北向东南的有规律的排列呈叠瓦阶梯状的分布过渡，而不是平面模糊过渡。这种叠瓦阶梯状的分布过渡更像是洪水的杰作等等。
为了解黄土高原的“变脸”过程，专家们特意到黄土高原西部甘肃静宁县、秦安县、定西县等地采集黄土高原6个典型地质剖面的黄土标本，从中获得了700余块孢粉样本和209块表土孢粉样本，这近千份孢粉样本大约记录了公元前4.6万年至今黄土高原植被变迁过程。通过对碳14的测量，在6个典型剖面中共测得年代34个。经过分析，专家们发现，从黄土高原采集的20克样品中最多分离出孢粉颗粒达到1112粒左右，最少的则不足50粒，显示着4万多年来，环境和植被出现了巨大的变化过程。
李春海说，从孢粉的分析来看，发现了松、云杉、冷杉、铁杉、栎、菊科等数十种植物孢粉的记录，专家们认为黄土高原在最初的时候并不姓“黄”，在4.6万年的历史中，有一多半的时间，黄土高原是森林和草原的成分相互消长，在这段时间里，黄土高原经历过多次快速的“变脸”———历经过草原、森林草原、针叶林以及荒漠化草原和荒漠等多次转换。
黄土高原的形成和青藏高原的隆升，加快了侵蚀和风化的速度，在高原周围的低洼地区堆积了大量卵石、沙子和更细的颗粒。每当大风骤起，在西部地区便形成飞沙走石、尘土弥漫的景象。被卷起的沙和尘土依次沉降，颗粒细小的粉尘最后降落到黄土高原区域，形成了一条荒凉地带。
印度板块向北移动与亚欧板块碰撞之后，印度大陆的地壳插入亚洲大陆的地壳之下，并把后者顶托起来。从而喜马拉雅地区的浅海消失了，喜马拉雅山开始形成并渐升渐高，青藏高原也被印度板块的挤压作用隆升起来。
然而东西走向的喜马拉雅山挡住了印度洋暖湿气团的向北移动，久而久之，中国的西北部地区越来越干旱，渐渐形成了大面积的沙漠和戈壁。这里就是堆积起了黄土高原的那些沙尘的发源地。体积巨大的青藏高原正好耸立在北半球的西风带中，240万年以来，它的高度不断增长着。青藏高原的宽度约占西风带的三分之一，把西风带的近地面层分为南北两支。南支沿喜马拉雅山南侧向东流动，北支从青藏高原的东北边缘开始向东流动，这支高空气流常年存在于3500—7000米的高空，成为搬运沙尘的主要动力。与此同时，由于青藏高原隆起，东亚季风也被加强了，从西北吹向东南的冬季风与西风急流一起，在中国北方制造了一个黄土高原。
10. 为什么叫黄土高坡，黄土是什么土
因为黄土属于高原，所以叫黄土高坡。
黑土
温带半湿润气候、草原化草甸植被下发育的土壤，是温带森林土壤向草原土壤过渡的一种草原土壤类型，目前我国土壤分类系统，将黑土列入半水成土纲中。我国黑土分布在吉林省和黑龙江省中东部广大平原上。美国黑土分布在中部偏北的湿草原带，故称湿草原土。
我国黑土地处温带半湿润地区。四季分明，雨热同季为其气候特征。土壤母质粘重，并有季节冻土层。夏秋多雨，土壤常形成上层滞水，草甸草本植物繁茂，地上和地下均有大量有机残体进入土壤。漫长的冬季，微生物活动受到抑制，有机质分解缓慢，并转化成大量腐殖质累积于土体上部，形成深厚的黑色腐殖质层。土体内盐基遭到淋溶，碳酸盐也移出土体，土壤呈中性至微酸性。季节性上层滞水引起土壤中铁锰还原，并在旱季氧化，形成铁锰结核，特别是亚表层表现更明显。所以，黑土是由强烈的腐殖质累积和滞水潴积过程形成，是一种特殊的草甸化过程。自然状态下，黑土腐殖质层可厚达1米，养分含量丰富，肥力水平高。黑土开垦后，腐殖质含量下降，因母质粘重，土壤侵蚀明显，这是黑土利用中需引起注意的问题。黑土是我国最肥沃的土壤之一，黑土分布区是重要的粮食基地。适种性广，尤适大豆、玉米、谷子、小麦等生长。
黄土
北京中山公园内有“社稷坛”，曾是明清两代帝王祭祀土地之神和农业之神、祈祷丰年的场所。坛上覆以五种颜色的土，因此又称“五色土”，其分布为东方青土、南方红土、西方白土、北方黑土、和中央黄土。这与中国土壤分布的实际情况有些相似：南方的土壤因含铁元素较多而偏红，往北则因钙质较多而呈黄色，东北的土壤因腐殖质较多而发黑。而黄土位于中央，也正好体现了黄土与中国古代农业文明发展的密切关系。 日常概念里的黄土指黄色的尘土，状态介乎分散的砂石和粘重的泥土之间。地质学上的黄土专指形成中国黄土高原的这种黄土，它也可以看作是某种软的、松散的岩石，与生物作用产生的土壤不同，它是风吹来的沙尘，通常堆积超过100米厚，有些地方甚至达到400米。刘东生院士及其同事测定认为，中国的黄土或类似黄土的物质分布面积约有63万多平方公里，其中真正的黄土区域为30多万平方公里。欧洲、北美中部、阿根廷等地也有大面积的黄土，但历史没有中国黄土这么长，保存状况也没有这么好。黄土的英文对应词loess及德文词Löss都由德国莱因河谷居民对当地松散土的称呼演变而来，原意为疏松、松散结构。
黄土结构松软，容易耕作，而且非常肥沃，有利于植物生长。在生产力不发达的时代，地理条件对当地文明的特征有着重要影响。黄土的特性使黄土高原上诞生了与尼罗河、印度河和两河流域不同的旱作农业，支持了一个独特的古代文明。地质学家和考古学家们在黄土区域内发现了非常密集的古代居民聚居点，例如旧时器时代的蓝田人、丁村人以及新时器时代仰韶文化的遗迹。然而，黄土的松软也是它的弱点，这使它容易被侵蚀，发生水土流失，黄河的泥沙和水患是几千年来始终存在的问题。
紫色土
purplish soil
发育于亚热带地区石灰性紫色砂页岩母质土壤。全剖面呈均一的紫色或紫红色，层次不明显。主要分布在中国的亚热带地区，以四川盆地为主。紫色土是在频繁的风化作用和侵蚀作用下形成的，其过程特点是：物理风化强烈、化学风化微弱、石灰开始淋溶。紫色土土层浅薄，通常不到50厘米，超过1米者甚少。一般含碳酸钙，呈中性或微碱性反应。有机质含量低，磷、钾丰富。由于紫色土母岩松疏，易于崩解，矿质养分含量丰富，肥力较高，是中国南方重要旱作土壤之一，除丘陵顶部或陡坡岩坎外，均已开垦种植。因侵蚀和干旱缺水现象时有发生，利用时需修建梯田和蓄水池，开发灌溉水源。开辟肥源以增加土壤有机质和氮的含量，也是提高其生产力的重要措施。
紫色土土类主要分布在白垩纪暗紫色泥岩、页岩和红紫色砂砾岩出露的丘陵山地。面积占全市土壤总面积的4.6％，占全市山(旱)地土壤面积的5.4％。紫色土因母岩的物理风化强烈，其上的植被稀疏，水土流失现象十分严重，成土环境很不稳定，致使土壤发育一直滞留在较年幼阶段，全剖面继承了母岩色泽，呈紫色或红紫色。土层厚度受地形部位影响较大，一般山坡中、上部土层很薄，坡麓处土层稍厚。根据母质特性，全市紫色土分为石灰性紫色土和酸性紫色土两个亚类。
(一)石灰性紫色土亚类。母质以白垩纪紫色砂岩和紫色砂砾岩的风化坡、残积物为主，主要分布在西南部河谷两侧的低丘及盆地底部，穿插在红壤亚类向黄红壤亚类过渡的地段，面积占紫色土土类的60.2％。根据母质类型，该亚类分为紫砂土和红紫砂土两个土属。紫砂土盐基饱和，全剖面呈石灰性反应，土壤呈微碱性，pH值7.5～8.0；红紫砂土盐基饱和度比紫砂土低，粘粒含量比紫砂土高，除母质层仍有石灰性反应外，上部土层已呈微酸性反应，pH值5.6—6.5。
(二)酸性紫色土亚类。母质为非石灰性的红紫色砂页岩的风化坡、残积物，主要分布在低丘上。因母岩岩性疏松，易于物理风化，水土流失严重。土层浅薄，成土作用弱，质地多为粘壤一壤粘土，多砾石，松散无结构。呈酸性一—微酸性反应。