黄土地质学范文

黄土地质学篇1

【关键词】黄土滑坡；诱发机制；地质问题

前言

黄土的物理性质和力学性质具有区域性规律，宏观上已经早有认识，微观上也已得到证明。黄土湿陷变形机理的结构理论认为，黄土结构骨架的集粒的形态和骨架颗粒间的连结形式及骨架颗粒的排列方式等有着地区性变化规律。在不同的区域，黄土展现出不同的特性，从而决定其独特的工程地质特性。因此，只有在有区别地针对不同区域黄土的工程地质特性，才能避免工程出现地质问题

一、黄土滑坡类型

黄土滑坡的分类是进行滑坡研究的基础工作，因此要对不同性质、规模的黄土滑坡进行分类研究，根据各类黄土滑坡的特点对其未来的发展趋势和危害程度做出科学的预测，以便于日后对该地区有针对性地做出避让减灾对策，以降低灾害产生的影响。根据不同的划分标准，黄土滑坡有不同的分类方式，若以滑体物质组成和厚度的不同进行划分，可将黄土滑坡分为风积黄土滑坡、洪积黄土滑坡以及洪积老黄土滑坡等，以其他的分类标准也可将黄土滑坡分为以下几类：

不同滑体厚度的黄土滑坡分为巨厚层滑坡、厚层滑坡、中层滑坡和浅层滑坡。顾名思义，它们的厚度呈依次递减趋势。

根据不同的产生时代可将滑坡分为新生滑坡、新滑坡、老滑坡、古滑坡。

还有学者按照物质组成和主滑面发育位置的不同将黄土滑坡进一步划分为黄土层内滑坡、黄土接触面滑坡、黄土-泥岩顺层滑坡和黄土-泥岩切层滑坡。例如上世纪八十年代我国甘肃永靖县出现了黄土-泥岩顺层滑坡，并于2006 年再次出现滑动。由于黄土-泥岩顺层滑坡具有滑速低、滑距短的特点，对此进行了合理滑坡灾害预测和有效的避让，省去了大范围的人员搬迁。

二、黄土滑坡典型工程地质问题

1.工程概况

研究区位于某盆地区域，处于灌溉区的下游地段，多年来，经过大面积的农业灌溉，导致了黄土滑坡的频发，给人们的生命财产安全造成极大威胁。如1984 年发生的滑坡造成了20 人死亡，159 所民房倒塌。根据资料显示，09 年至今该地区共发生黄土滑坡31 处，共50 余起。

研究区是关中盆地渭北黄土高原的重要组成部分，东西总长度为29km，塬区面积为80km2， 高程在500m 左右，略微倾伏于西南方向，台塬高差50-90m。前缘坡角为50 度，陡坡下方较为平坦。

2、地下水上升诱发黄土滑坡机制

地下水是土质滑坡最为重要的诱发因素，水的诱发主要是源于地下水、地表水，农业灌溉等共同作用的结果，相比之下，农业灌溉是地下水上升的主要原因。河流、湖泊、地面径流等为主要的地下水来源，地表水地面径流不利于斜坡稳定，河流、湖泊能够改变斜坡的

天然状态和应力分布，这些不稳定因素都是可能导致滑坡的潜在威胁。

土质滑坡产生机理与滑带土孔隙水压力变化有着密切的关系。除降水和农业灌溉导致黄土滑坡外，季节冻结滞水促滑效应作用于地下水也会成为黄土滑坡的诱因。

（1）滑坡发生机制

近年来，对于应力路径的实验研究得到了广泛的关注，在地下水位的上升过程中剪应力的大小变化不大，孔压呈不断上升的趋势，应力路径可采用CSD路径模拟。金艳丽等对地下水位上升与黄土滑坡发生机制的关系进行了实验研究，实验过程中，由于试验条件有限，CSD 路径没有考虑到负孔隙水压力的影响，因而不能全面地分析滑坡发生机制。

（2）滑坡远程滑动机制

液化是重要的滑动机制，在研究过程中需要研究的问题较多，液化是研究的重点，也是研究中的难点。有研究学者认为滑体在剧滑时的振动是引起液化的主要原因，还有人指出颗粒破碎可同时引起超空隙水压力的产生和超空隙水压力的减缓。Hutchinson 认为"不排水效应"是流动型滑坡的滑动机制。

3.台缘裂缝成因机制

在对饱和黄土ICU/ACU 以及CSD 三轴式进行研究后，得出以下结论：首先，ICU/ACU 在小应变条件下能够达到峰值强度，紧着呈现出迅速应变软化趋势，直到达到稳定状态为止，几乎不再变化。第二，初期CSD 增湿路径下的变形较小，在应力路径穿过破坏线到达不稳定区域后，变发生土体减缩破坏现象，由于孔压水压迅速升高，CSD 排水也无法阻止静态液化现象的产生。

4.滑坡高陡后壁成因机制与其稳定性评价

图1 所示为本次研究区域滑坡后壁坡度直方图，直方图中的数据大多来源于近期内所统计的滑坡后壁坡度数据，与实际坡度相比，此次测量数值偏小。滑坡后壁形态具有不稳定性，可受多方因素影响，如黄土力学性质各向异性等的影响。

三、黄土滑坡稳定性分析及治理建议

1、黄土滑坡稳定性分析

由于降雨和人工开挖卸载是该黄土滑坡的主要诱发因素，故本次稳定性计算分别考虑天然含水状态和降雨饱和状态两种工况，计算参数是以上述现场直剪试验为基础，于该段滑坡的滑移类型分为滑动面

沿老黄土内滑移和滑动面沿老黄土与黏土交界面滑移两种类型。

2、滑坡治理建议

结合现场实际情况，并综合考虑安全因素和经济因素，对柳家凹黄土滑坡提出综合治理措施。该黄土滑坡是由于古滑体因路堑开挖而局部复活形成的牵引式滑坡，滑动面有老黄土、老黄土与黏土交界面两种类型，古滑坡黄土体结构相对松散，抗剪强度较差，故需要对滑坡滑动带土进行加固，从而改善滑动带土体特性、提高其抗剪强度以稳定滑坡，此处采用旋喷注浆成桩来加固滑坡滑动带土。

结束语

综上所述，本文所提到的黄土滑坡典型工程地质问题分析的研究工作，希望可以对黄土滑坡典型工程地质问题分析技术的发展提供参考价值。随着黄土滑坡典型工程地质问题分析的不断开展，对黄土滑

坡典型工程地质问题分析的研究工作也将成为保障黄土滑坡典型工程地质问题分析的重要工作。

参考文献

[1] 张茂省，李同录. 黄土滑坡诱发因素及其形成机理研究[J]. 工程地质学报.2011（04）：530-540

[2] 许领，戴福初，邝国麟，闵弘. 黑方台黄土滑坡类型与发育规律[J]. 山地学报.2008（03）：364-371

[3] 许岩松. 论黄土滑坡研究现状与今后的发展趋势 [J]. 地球科学进展.2011.

黄土地质学篇2

1.黄土的室内击试验研究

1.1轻型击实试验

本次试验的主要原理是用采集的种类相同的土样，配制成无数份含水量不一样的试样，运用一样的压实功效依次对每一份试样进行击实，然后，测定各试样击实后的含水量w和干密度。处理实验数据可得到ρdmax=1.59g/cm3，最优含水量为5%，击实曲线具有唯一的峰值点，在其峰值点对应的干密度和含水量即为相应击实能下压实黄土的最大干密度 和最优含水量w。施工时控制填土质量控制的重要依据是室内击实试验得出的最大干密度和最优含水量。

1.2黄土的压缩试验

本次试验目的只是绘制侧限单向压缩试验e-p曲线，测定压缩系数评价土的压缩性为公路路基的最终沉降计算提供依据。进行压缩试验时，用小刀切开取得一直坚持自然结构的原土样，并且把它放在压缩器皿的刚性护环内，在所要研究的黄土样的上下分别垫有一块透水石，在受到压力的影响下，黄土中的水样能够无拘无束地排除体外，受到金属小刀和刚性护环的制约，土样在压力影响下仅仅向竖向产生变形，而没有侧向变形，自然状态下对土样渐级施加压力并固定结构，进而测量各个级别压力p影响下，土样压缩至稳定的缝隙比的变化情况。处理实验数据可得到a1-2=0.4MPa-1，由根据土压缩性评价指标判断该试样土为中压缩性土；试验结果分析：压缩试样e-p曲线比较平缓，表明初始含水量小的压实黄土的压缩性受压力变化的影响是比较小的，压缩变形增加量不显著；随着初始含水量增加，填土路堤压实黄土压缩试样e-p曲线逐渐由缓变陡，由此可知说明在压实黄土压缩变形的初期阶段，含水量的影响是较为严重的；初始含水量下的e-p曲线变化规律较为一致，孔隙比随压力的增加变化也较为均匀，表明击实能小的压实黄土试样，小击实能下的压实黄土试样是具有一定的压缩性。

2.黄土压实质量控制指标的评价

2.1压实度

国内外对黄土压实质量控制研究，现在主要采用压实度作为路基压实质量的控制指标，而K是现场填料碾压后的实际干密度 与室内击实试验的最大干密度 的比值。即：

式中： ―现场填料的湿密度（ ）；

W―现场填料的含水量（%）；

目前国内外更多的将压实度用于粗粒土、细粒土的路基压实质量检测中，压实质量控制法要选择实际填料含水量经击实后的最大干密度。

2.2空气体积率na

空气体积率的含义是空气体积与土体总体积的比值即：

式中：ρs―填料颗粒密度

压实度不能反映含水量的影响程度，空气体积率就能更好的对含水量的控制进行补充。现场压实作业中如果能用空气体积率对黄土填土路堤的压实质量进行控制，则不仅可以对压实度有较高的要求，还可以对填筑时的含水量控制在有效范围之内。在黄土的填土路堤压实质量进行控制研究过程中，利用空气体积率，能在一定程度上减小击实能变化带来的影响，总之，空气体积率控制标准与土体的三相体系理论是吻合的，所以，采用空气体积率对黄土填土路基压实质量控制指标是十分合理的。而压实度应该是作为检验压实质量的首要指标，在保证压实度达到要求的前提下，同时空气体积率指标控制填土路基压实质量，会将黄土土体压实时的含水量控制在最优状态的附近。

2.3力学指标

力学指标可以整体的反映出填土路基在外荷载作用下的变形和强度状况。可是力学指标的大小与填料的密实度和填料的组成和结构类型等因素相关，但是黄土的填土路堤不能单纯的以力学指标进行质量控制，特别是边坡黄土。现行黄土压实质量控制研究过程中重要依据的是物理指标和力学指标两种，其中重点以压实度作为压实质量控制指标。对黄土压实土体进行质量控制和检测时，首先在满足压实度的要求前提下，紧接着利用空气体积率来控制填土压实质量，将黄土土体压实时含水量控制在最优的状态下，采用双重指标进行合理控制，从而更好地真实的反映黄土的压实情况，符合实际并且能够快速适应土质及含水量多变的自然情况，在一般路基工程实施中，要求以空气体积率不超过6.5%，可以作为青海地区特殊性黄土状粉土的附加压实标准。

3.现行黄土的填土路堤压实质量检测方法及评价

由于黄土填料在其材质、粒径大小、含水量等方面与细粒土之间具有较大的不同，为保证路基工程质量和符合各种工程规定，国内外专家做了一系列的试验探究，并得到一些检测方法和手段，能够总结为三种类型：①密度检测法：在现场的干密度的测定上，一般采用表面陂路基密度仪法核子密度仪法。挖坑灌砂法：主要工作原理是采用匀称砂粒去置换所挖坑的体积，这种方式是当前公路工程现场过程中测定压实度最为普遍的手段，挖坑灌砂的方式主要作用是能够测定各种土或路面材料的密度，但是，这种确定填料密度的方式也有一定弊端：在测量过程中应该配备大量的砂，而且需要多次称量，所以试验速度较慢；②抗力检测法：在工程中一般采用弹性模量、地基系数、弹性变形模量的测量方法作为抗力检测法，弹性模量一般采用弯沉，先选定某些测定点，持续不断的测定这些点在两次加卸载后的回弹模量，将经过测定得到的回弹模量的平均值与规定标准数值进行比较，来进一步判断压实质量是否合格；③试验工程法：由于黄土的压实特性极其复杂，根据实际工程，通过铺筑碾压工地试验路段，利用确定的压实机械，寻找出测量计算的控制标准，主要包括碾压次数、铺筑整体厚度、压实功能等相关参数。实际工程采用这些参数来控制填土路基的压实质量。

4.结语

从轻型击实试验和压缩实验得出了青海地区黄土的有关物理参数，在此基础之上分析了黄土压实质量控制指标并作出了评价：单一控制指标并不能反映真实情况，而采用双重指标甚至多重指标进行合理控制，能更好地真实的反映黄土的压实情况，符合实际并且能够快速适应土质及含水量多变等自然情况。最后介绍了国内外专家总结的几种现行黄土的填土路堤压实质量测量方法。

参考文献

[1]张晶.黄土状压实填土压缩和强度特性研究.太原理工大学岩土工程博士学位论文，2014.

[2]谢俊青.压路机压实管理系统研究.长安大学机械工程硕士（专业学位）论文 2013.

黄土地质学篇3

关键词:湿陷性黄土;地基处理;垫层法;挤密桩法

湿陷性黄土泛指非饱和的结构不稳定的黄土,在自重压力或自重压力与附加压力作用下,受水浸湿后,土的结构迅速破坏,发生显著的附加下沉的现象。湿陷变形是影响地基稳定的重要因素,这种特性会使结构大幅度不均匀沉降、折裂、倾斜,严重影响其安全和使用。所以降低其湿陷性程度,提高地基的强度和整体稳定性尤为必要。本文结合工程实例,分析渭北台塬区湿陷性黄土地基常用处理方法。

一、工程地质概况

本工程为一学校教学楼与行政楼,建筑物均为地上4层, 框架结构,钢筋砼条形基础。拟建场地地形较平坦,场区地貌单元属渭北黄土台塬区。场区稳定地下水位埋深大于15.0m,可不考虑地下水对基础的影响。场区地层从上至下主要有:

(一)杂填土(Q42ml)

灰黄色,以黄土状土为主,含有砖块、灰土等杂物。土质疏松,成份杂乱,性质不稳定。层厚0.6～0.8m。

(二)黑垆土(Q4lel)

褐黑色～浅褐黑色,土质不均,似团粒结构,大孔隙发育,含白色钙质菌丝体、蜗牛壳碎片及植物根系等。处硬塑～可塑状态,层厚0.3～0.5m。

(三)黄土(Q32eol)

浅灰黄色,土质较均一,具垂直节理,含大孔隙、虫孔及少量氧化铁,可见零星蜗牛壳。处硬塑～可塑状态,局部处坚硬状态,层厚5.1～5.8m。

(四)古土壤(Q31el)

浅棕红色,似团粒结构,土质较均匀,含孔隙、白色钙质菌丝体及钙质结核,处硬塑～坚硬状态,层厚1.4～2.4m。

(五)黄土(Q22eol)

褐黄色,土质较均匀,具垂直节理、小孔隙、虫孔等,含少量氧化铁,可见钙质网络和少量结核。处可塑～硬塑状态,层厚1.5～3.9m。

(六)古土壤(Q22el)

棕红色,土质较均匀,似团粒结构,针状虫孔发育,富含白色钙质菌丝体及钙质结核,致密较硬,处硬塑～可塑状态,层厚0.5～1.7m。

(七)黄土(Q22eol)

褐黄色,土质均匀,含小孔隙、虫孔及少量氧化铁等,可见钙质网络和少量结核,处硬塑状态。该层未揭穿层底。

二、地基处理

本场地有湿陷性黄土(三)层、(四)层及(五)层均具有湿陷性,且其承载力较低, 故天然地基不可行,必须进行地基处理。

(一)垫层法

垫层法包括土垫层和灰土垫层。仅要求消除基底下1～3m湿陷性黄土的湿陷量时,采用局部(或整片)土垫层进行处理,当要求提高垫层土的承载力及增强水稳定性时,采用整片灰土垫层进行处理。

地基处理后的承载力,应现场采用静载荷试验结果或结合当地建筑经验确定,其下卧层顶面的承载力特征值,应满足下式要求:

Pz+Pcz≤Faz(1)

式中Pz-下卧层顶面的附加压力值(KPa);

Pcz-地基处理后,下卧层顶面上覆土的自重压力值(KPa);

Faz-地基处理后,下卧层顶面经深度修正后的承载力特征值(KPa)。

施工土(或灰土)垫层,先将基底下拟处理的湿陷性黄土挖出,并利用基坑内的黄土作填料,灰土应过筛和拌合均匀,然后根据所选用的夯(或压)实设备,在最优或接近最优含水量下分层回填、分层夯(或压)实至设计标高。

这种方法施工简易,效果显著,经过处理,灰土垫层地基承载力可达到250kPa,土垫层可达到180kPa。

(二)挤密桩法

挤密桩法适用于处理地下水位以上的湿陷性黄土、杂填土和素填土等地基,处理厚度为3m～15m。当以消除地基土的湿陷性为主要目的时,选用土桩挤密法,当以提高地基土的承载力并消除其湿陷性为主要目的时,选用灰土桩挤密法。

挤密孔的孔位按正三角形布置。孔心距按下式计算:

式中S-孔心距(m);

d-预钻孔直径(m);

D-挤密填料孔直径(m);

Pdo-地基挤密前压缩层范围内各层土的平均干密度(g/cm3);

Pdodx-击实试验确定的最大干密度(g/cm3);

-挤密填孔后,3个孔之间土的平均干挤密系数不小于0.93。

本工程也可采用挤密桩法,桩尖应穿透湿陷性土层,教学楼桩长宜伸入(五)层黄土底部(桩长10.5m),行政楼桩长宜伸入(五)层黄土顶部(桩长7.0m)。桩体用3:7或2:8灰土作填料,挤密孔直径0.40m,填料分层回填夯实,系数不小于0.97。孔位按正三角形布置,间距为0.88m,单桩复合地基承载力特征值可达到200kPa以上。灰土挤密桩工程桩施工参数,应通过现场试桩具体确定。挤密地基完成后宜在基底下设置一定厚度的灰土褥垫层。

三、结束语

灰土(或土)垫层法和挤密桩法,近年来在湿陷性黄土地区建设中被广泛使用,都取得了良好的效果。随着科学技术的迅速发展,对湿陷性黄土地基的处理方法越来越多,也积累了一定的施工经验。在咸阳及附近地区近十几年开始采用的有干作业挖孔灌注桩、管桩、强夯法、CFG桩法等。但不管是采用那种方法,只要有严密的质量控制手段都可能经济而有效地获得期望的效果。

参考文献:

[1]中华人民共和国建设部.GB50025-2004湿陷性黄土地区建筑规范[M].北京:中国建筑工业出版社,2004.

[2]中国建筑科学研究院.JGJ79-2002建筑地基处理技术规范[M].北京:中国建筑工业出版社,2002.

黄土地质学篇4

环境变化的风尘沉积物替代性指标

黄土的风成成因已经得到证实［1］，而黄土地层以下的红粘土的成因也随着研究的深入获得比较一致的认识，即红粘土为风成成因［24～27］。在黄土环境研究的常用指标中，有的在运用到红粘土中得到较好的效果，如游离铁／总铁比值［28］、粘土矿物等，但也有指示意义不明确的指标，最典型的就是红粘土中的磁化率。因此，在以后红粘土的研究中，还需进一步提取环境意义明确的指标，这部分的工作目前正在进行。在此，我们把在黄土和红粘土研究中的一些较新的代用指标作一评述。主要包括物理参数指标、矿物指标、元素地球化学指标、有机地球化学指标和同位素地球化学指标。

1物理指标

1)粒度

粒度较早运用到黄土环境研究中，平均粒径的变化指示了冬季风强弱。随着研究的深入，研究者都指出了粒度指标应用于环境研究中的不足，但这也促使了对粒度指标进一步的研究。较早的研究中，发现了不同粒级组分有不同的古气候意义，洛川剖面S2上的粒度分析显示，8μm，30μm和74μm是重要的分界线，大于30μm颗粒含量是东亚冬季风变化的较好的代用指标［29］。通过对黄土高原西北－东南断面上3个黄土剖面的粒度测量［30］，结果表明不同粒级组分的古气候意义不同，各粒级组分界限随研究地区不同而发生变化，从黄土粒度组成中可以分离出具有全球和区域古气候意义的颗粒组分，较粗颗粒含量与东亚冬季风强度变化呈正相关，具有全球意义。对黄土粒度分布研究［31］表明，黄土粒度分布由分布峰度较高、分选较好的粗粒组分和分布峰度较低、分选较差的细粒组分叠加组成；粗粒组分代表了冬季风近距离低空搬运的粉尘，其粒度指示了东亚冬季风近地面气流的强度，在全样中的含量反映了冬季风粉尘的沉积通量；细粒组分为常态存在的、由高空气流搬运的远源粉尘，代表黄土高原原始粉尘的本底，粒度特征与北太平洋粉尘一致，指示由西风带控制的高空气流的强度。而对黄土－古土壤中的超细颗粒（平均0．4μm）研究［32］表明，超细粒组分的形成与成壤作用有关。由于石英不受后期成壤作用影响，对黄土中石英粒度的研究表明［33］，其反映了原始风尘的粒度组成，因而石英的粒度组成反映冬季风的强度。而丁仲礼等［34］对沙漠边缘黄土剖面的研究，发现沙漠进退是控制黄土沉积中砂粒含量变化的一个重要因素，因而提出用沙漠－黄土过渡带风尘沉积中砂粒百分含量变化作为指示沙漠进退的一个指标。运用此指标，发现了3．6Ma以来毛乌素沙地在2．6、1．1和0．6Ma前后三次扩张［35］。还有研究定义了风化指数Gw［36］，即不同成壤强度样品的全岩－石英粒度中值粒径差值，此值越大，风化强度愈强。

2)颜色

不同气候带的土壤具有不同的颜色，基于此，有研究尝试用黄土的颜色变化来反映温度的变化。研究发现，红光亮度与反射光亮度比值的变化与磁化率和粒度的变化有很好的对应关系：值越高，样品的颜色越红，说明红光／反射光比值是一个反映温度变化的代用指标［37］。之后，有研究建立了红土亮度指标［38］，亮度值的计算公式为：Y＝0．1770R＋0．8124G＋0．0106B。式中R、G和B分别为红色、绿色和蓝色激发值。应用此指标反映了西峰赵家川剖面气候条件和地下水作用的状况。白度参数也较好反映了黄土的古气候变化，其机制是风化成壤作用导致细粒级铁氧化物含量的增高，使得白度值降低［39］。

2矿物组成指标

1)粘土矿物

作为黄土中重要的矿物之一，粘土矿物的研究并未停滞。伊利石的结晶度反映出黄土的物质来源，并揭示了古环境的演变［40，41］；后续对三趾马红土的粘土矿物研究结果［42］，支持了伊利石结晶度作为风化成壤强度指标的结论。云母／绿泥石比值在黄土和古土壤中随粒级的减小而增大，成为判断夏季风强度的代用指标［40］。而w（绿泥石＋高岭石）／w（伊利石）比值也是夏季风变化的代用指标，与磁化率变化十分相近，其原因在于绿泥石受到化学风化，铁释放出来，形成纳米级的铁氧化物，导致磁化率值升高，透射电镜（TEM）分析提供了绿泥石风化和强磁性矿物形成之间的成因证据［43］。还有对少见的粘土矿物坡缕石的研究［44］，在3．6Ma以前灵台红粘土中存有的大量自生坡缕石指示了强蒸发的干旱环境。

2)铁氧化物矿物

在元素地球化学指标中，游离铁／总铁是一个反映风化成壤作用强度的指标，但随着成壤强度的变化，其中铁氧化物矿物的相变如何进行，即具体得到不同铁氧化物矿物的含量较为困难。通过漫反射光谱法（DRS）来研究黄土中的赤铁矿和针铁矿，建立反映赤铁矿和针铁矿含量的校准方程，可以得到赤铁矿和针铁矿的含量［45］。赤铁矿／针铁矿比值可作为东亚季风干／湿变化的敏感指标，高值反映了干燥环境，低值指示湿润环境。采用此比值对南京下蜀黄土的研究［46］，结合其它多指标很好地反映了50万年来长江下游地区环境的演化。最近对热带地区温度相对恒定、降水变化明显的连续剖面的测试表明［47］，随着降水量的增加，赤铁矿含量和磁化率的值均降低，而针铁矿含量增加，其机理在于降水量增加促使赤铁矿和磁赤铁矿转变为针铁矿。这些结果为应用铁氧化物矿物研究风尘环境变化提供了依据。除以上矿物指标外，还有应用盐类矿物对风尘沉积物的研究［48］。因此，不论是矿物含量的变化，还是矿物的相变，都能较好反映风尘物质堆积区的环境演化。

3元素地球化学指标

事实上，黄土中的元素地球化学指标非常多，但引起元素变化的因素复杂，应用时需谨慎。对黄土样品的连续提取实验［49］为应用元素地球化学指标重建环境变化提供了新的技术方法，连续提取将元素分为水可溶态、可交换态、碳酸盐结合态、铁锰氧化结合态、有机物结合态和残留态，不同元素存在的相态明显不同，如：K和Rb等元素，主要赋存于残留态中，而Ca、Sr等元素主要赋存于碳酸盐结合态和残留态中，Rb／Sr值指示了黄土和古土壤遭受的淋溶程度，是夏季风强度变化的替代性指标。早期的研究［50］表明Rb／Sr比值为揭示夏季风变迁的替代指标。黄土中Rb、Sr含量在不同粒级和不同相态中分布的进一步研究，表明Rb／Sr值变化在轨道时间尺度上反映了互为消长的冬季风和夏季风变化，洛川剖面2．6Ma以来Sr含量演化趋势证实了高纬度冰盖生长与东亚季风强度之间的耦合关系，而Rb含量反映成壤作用对磁化率升高有贡献［51］。酸溶实验［52］证明1mol／L的醋酸溶液能够很好溶解黄土－古土壤中的碳酸盐，而对硅酸盐矿物基本不溶解。淋溶液中的Ca、Mg、Sr、Mn含量能和磁化率曲线很好对应，表明它们是良好的代用指标。在寻找一个不受风力分选作用影响的化学风化指标时，发现黄土中酸不溶物的Fe／Mg比值直接可以指示风化成壤强度，风力分选作用使Fe、Mg含量趋向于在细粒级中富集，而在夏季风控制的风化成壤作用中，Fe和Mg发生分离，Fe在风化剖面中残留，而Mg却被淋失，因而Fe／Mg比值可以指示成壤强度［53］。专门针对黄土中酸不溶物的元素的研究［54］，表明（CaO＋MgO＋Na2O）／TiO2比值对气候条件变化具有相对较高的敏感性，且受沉积速率的影响较小，在源区风化状况相对稳定的前提下，（CaO＋MgO＋Na2O）／TiO2比值能很好反映夏季风的变化。通过对分粒级的元素含量测试［55］，发现在小于50μm的各粒级样品SiO2／Al2O3值与粒度呈明显正相关，累积含量占全岩98％以上，全岩样品SiO2／Al2O3值无论在黄土中还是在古土壤中基本上反映了原始风尘颗粒大小，因此，SiO2／Al2O3值为很好的冬季风强度替代指标。国内较早应用电子顺磁共振（EPR）法对黄土进行研究［56］，发现黄土中Mn2＋的EPR信号可能是一种反映东亚夏季风变化的代用指标。Mn2＋主要赋存于碳酸盐矿物中，黄土中有Mn2＋信号，而古土壤中没有Mn2＋，表明黄土－古土壤是处于还原－氧化交替的环境中，EPR波谱信号可以用来反演古环境［57］。在蜗牛壳中应用EPR波谱信号［58］，发现黄土层中蜗牛壳的信号强度大于古土壤，即黄土中蜗牛壳所含的Mn2＋远大于古土壤中的蜗牛壳的Mn2＋的含量，反映出前者在比较还原的条件，而后者处于氧化性较高的环境。蜗牛壳中Mn2＋的含量反映其生长环境中Mn2＋的含量和氧化还原条件，指示古气候环境。

4有机地球化学指标

近十余年的黄土有机地球化学研究发展较快，除了对生物化石有机碳、氧同位素研究外，新开拓了有机分子地球化学、氮同位素以及有机元素地球化学方面的研究。

1)生物化石

植物硅酸体是黄土环境研究中的一个重要的指标［59～61］。主要是基于植硅体的类型组合与植被的关系，进而反演气候环境［62］。最近对不同科属植硅体的形态特征研究将植硅体指标的应用推向深入［63，64］。蜗牛化石较早在黄土环境研究中得到运用。进入新世纪以来，对蜗牛化石的研究朝着定量化方向发展，包括特征种属的出现、分布、丰度及最佳生存条件等。在红粘土中这些蜗牛化石为原生生物群落，反映了当时沉积的环境，蜗牛化石的组成（生物群落）和蜗牛化石的生物量（个体总数），都是古环境演化的代用指标［65，66］。而秦安中新世黄土－古土壤序列中的蜗牛化石可分为冷干和温湿两个生态类群，其中Metodonitia类和athaica类的种类演化为环境变化的敏感指标［67］。此外，由于蜗牛化石氧同位素分馏的因素，使得蜗牛化石氧同位素可能应用于夏季风强度变化的研究中［68，69］。

2)有机分子化石

在国内，早期通过兰州九洲台黄土剖面的分子化石中烷烃指标的研究表明［70］原地源的正构烷烃分布反映出末次间冰期以来发育的是草原植被景观，全新世最暖期可能有一定的木本植物，末次冰期可能出现了荒漠（草原）植被，这个结果与较早植物硅酸体证据相吻合［61］。研究还显示，温度变化在黄土高原的C4植物演化中起到重要作用［71］。由于植物叶蜡正构烷烃组分能在地质体中长久保存，并能记录历史时期植被变化特征，对古土壤中的正构烷烃进行了分析［72，73］，结果显示黄土高原植被的植物叶蜡组分变化响应于气候环境的变化，正构烷烃显示3．3Ma木本植物减少，草本植物增加，可能指示了晚新生代3．5Ma左右的中国内陆的干旱化。对分子化石中的α－正构脂肪酮的研究显示，α－正构脂肪酮虽远不如其它脂肪族化合物普遍，但其广泛分布于地质体中，是在成岩／成土过程中形成［74］。α－正构脂肪酮的碳优势指数（CPI值）能够反映出中国南方红土层中的旋回性变化，亦即随着成土作用的增强，CPI值呈现降低。因此，古土壤脂肪酮CPI值可揭示受气候驱动的微生物作用，进而反映古气候的变化。通过对洛川剖面S4古土壤及相邻L5，L4部分黄土样品的分子化石的检测，发现了正构烷烃平均碳链长度（ACL）与磁化率和粒度之间存在良好的正相关性，土壤形成期间ACL值较大，在黄土堆积阶段，ACL值较小，因此通过ACL可反映古环境的变化［75］。

3)有机氮同位素

黄土高原中西部不同环境下现代植物和相应土壤氮同位素的研究表明，土壤与植物有相近的变化趋势，但土壤的氮同位素组成较植物根的氮同位素要偏正，即植物分解过程中氮同位素存在分馏；氮同位素对降水和温度变化有明显的响应，在沿西北到东南方向，年平均降水每增加100mm可能导致土壤氮同位素组成偏负约1．31‰，随温度的增加，土壤氮同位素也趋向偏负；在降水和温度共同增加的影响下，植物根系、植物残体和土壤的氮同位素偏负，认为降水是该地区植物－土壤氮同位素变化的主要控制因素［76］。

4)有机元素地球化学

将TOC、TN、C／N指标应用到黄土研究中，结果表明黄土中TOC、TN和C／N比值与磁化率良好对应，古土壤层的TOC和TN含量及C／N比值相对黄土层偏高，而TN含量值波动很小，认为C／N比值在黄土高原地区主要反映上覆植被TOC的输入，即指示上覆植物生物量的大小［77］。除了以上有机地球化学方面的研究外，黄土中植物碳屑的研究也取得了进展。通过23种现代植物碳屑的观察、测量［78］，发现根据现代植物碳屑形态的长宽比（L／W）和形态特征可分为3个类型，草本型碳屑，L／W最大，平均10．2±1．3；木本型碳屑（灌木＋乔木），L／W较小，平均3．1±0．2；阔叶类植物叶片碳屑，L／W最小，平均1．7±0．1。通过黄土高原渭南剖面S1以来12个地层样品的碳屑形态的分析，表明碳屑形态是古生态类型的良好指标。此外，关于C4植物的扩长和收缩的原因一直是争论的焦点，通过对黄土高原最后两次冰期－间冰期转换期间正构烷烃碳同位素的测试研究表明δ13C偏负［72］（C4植物丰度的降低）。尽管当时黄土高原pCO2较低和干旱度增加，但温度降低是主要因素。当然，湿度在黄土高原北部的C4植物丰度变化中有时也起到重要作用［79］。

5同位素地球化学指标

相比地球化学元素，同位素有更好的示踪效果，其气候环境意义也较为明确。

1)碳氧同位素

碳酸盐作为黄土的重要组成部分，一直为研究者孜孜不倦的研究对象，碳酸盐中碳、氧稳定同位素，也一直为研究者感兴趣。早期建立了次生碳酸盐δ18O值与古土壤形成时的古温度的线性关系，利用土壤碳酸盐碳同位素值估算了土壤C3和C4植物相对生物量，土壤碳酸盐δ13C值与土壤形成时干燥度具有数量关系［15，80］。对现代植物和表层土壤中植物硅酸体碳同位素的研究发现C3、C4植物硅酸体的碳同位素值与C3，C4植物的碳同位素值具很好的对应关系，植物硅酸体的碳同位素可以明确区分出植物的光合作用途径，这表明植物硅酸体的碳同位素同样具有指示气候环境的意义［81］。最近通过对中国典型干旱区表土分粒级样品的碳氧同位素测试［82］，发现随着粒级的减小，氧同位素逐渐偏正，碳同位素逐渐偏负，认为细粒组分中次生碳酸盐相对比例大，粗粒组分中原生碳酸盐相对占优势，次生碳酸盐氧同位素可能受蒸发的控制，碳同位素更多受植被的影响，因此，干旱区表土细粒组分碳酸盐能更好反映成壤过程中次生碳酸盐形成时期的气候环境信息。

2)锶同位素

对黄土中的Sr同位素有较深入研究，通过酸溶的对比实验［83］，提取出了黄土中碳酸盐组分，得到黄土中碳酸盐组分Sr同位素的变化，在黄土碳酸盐－弱成壤碳酸盐－古土壤碳酸盐－纯次生碳酸盐中87Sr／86Sr依次升高。而对黄土酸不溶物中的87Sr／86Sr比值的测试发现在洛川剖面中古土壤中酸不溶物的87Sr／86Sr值高于黄土层［84］。酸溶的碳酸盐及酸不溶物中的87Sr／86Sr比值变化的机理为：黄土层碳酸盐大多为原生碎屑成因，为海相碳酸盐，其87Sr／86Sr值较低，弱成壤至古土壤层碳酸盐逐步转为次生，经过淋溶作用硅酸盐组分高87Sr／86Sr值转移到次生碳酸盐中，导致形成的次生碳酸盐87Sr／86Sr值升高；而酸不溶物中随着成壤作用的加强，碳酸盐组分的淋失，其87Sr／86Sr值也逐步升高。所以无论是碳酸盐组分，还是酸不溶物中的87Sr／86Sr值变化，都反映了风化成壤作用强度的变化，可成为风尘沉积的环境替代性指标。

风尘沉积物源的示踪

对风尘沉积物源示踪可以揭示风成沉积物产生和搬运的机制，预测风尘的环境效应，指导当今的沙尘治理。在目前的风尘物源研究中，黄土高原黄土的物源确认、长距离亚洲风尘的传输搬运过程、物源区物质的变化与气候长期变化、青藏高原隆升，以及现代风尘物质来源的准确判断，都是热点问题。比如：黄土高原的黄土很可能来自于祁连山和戈壁阿尔泰山之间的干旱区［85～87］；北太平洋沉积物和格陵兰冰芯中有亚洲风尘物质的输入［88，89］；北京现代风尘物源与地质时期有较大的差别［90］等。目前，风尘物源示踪中，运用到的地球化学指标包括矿物特征、元素、同位素和单矿物地球化学等。

1矿物特征

基于黄土中粘土矿物伊利石类型和结晶度的研究［40］，得到黄土高原黄土伊利石来源于青藏高原北缘低变质岩体系的认识。不同研究者对碳酸盐矿物的研究发现，潜在源区沉积物和现代沙尘中的碳酸盐含量变化很大，可以作为潜在物源示踪的指标［91～93］。虽然碳酸盐矿物在分粒级过程中易粉碎细化，但基于全粒级的含量分析可以根据粒度效应进行估算。研究人员利用XRD得到的矿物相对含量，建立了最强衍射峰方解石／石英、白云石／石英比值来示踪物源［85］，源区方解石／石英最强峰比值大于0．05，白云石／石英最强峰比值大于0．02，满足黄土高原黄土碳酸盐矿物含量特征，基于此得到塔里木、祁连山山麓和阿拉善干旱区的物质是黄土高原黄土潜在物源的认识。此外，还有研究采用伊利石／高岭石和高岭石／绿泥石比值研究中国北方大气悬浮物的物源，取得了较好的结果［94］。

2元素地球化学

地表物质被剥蚀后，通过搬运、传输，最终在适合的区域沉积下来，之后经过表生的地球化学作用。在这一系列过程中，不同元素表现各自的地球化学行为，尽管如此，研究者还是寻找到能示踪物源的元素特征。通过对佳县红粘土的主量、微量和稀土元素的分析表明其与晚更新世的黄土物质组成一致，指出红粘土为风成成因，红粘土和黄土在沉积之前都经过了多次的混合，而红粘土与黄土在L1－S1地层元素组成的相似性，表明在5．0Ma以前的物源区的环境基本稳定［25］。基于矿物、同位素和元素比值（Eu／Yb，Eu／Eu＊）等的研究，认为西北三大盆地（准噶尔、塔里木和柴达木盆地）不是黄土高原黄土的物源区，蒙古国南部和紧邻的戈壁、沙漠，包括巴丹吉林、腾格里、乌兰布和、库布齐和毛乌素沙漠是黄土的主要物源区，且这些戈壁和沙漠只是粉尘和粉砂的中转地，并非物源产生地，戈壁阿尔泰山和祁连山的高山过程产生的物质才是黄土的物源［87］。通过对黄土和沙漠样品元素特征的深入研究［95］，选定一些能反映源区特征的元素对比值，包括Ti／Al，Ti／Nb，Zr／Hf，Ti／Zr，Al／Na，Ba／Sr，K／Na，Rb／Sr，Th／Pb，Nb／Zr，Th／Co和Mg／Ca，认为在末次冰期旋回中，来自黄土高原不同剖面与黄土高原西北巴丹吉林沙漠剖面的样品的特征元素比值存在明显的不同，基于现代沙尘暴研究的结果，认为黄土高原的黄土物质来源于祁连山南麓富集粉砂质的山前冲积扇。采自2004年7月至2006年4月帕米尔高原慕士塔格山上的气溶胶样品的主量元素的比值Ca／Al（～0．7）和Fe／Al（～0．7）与其它地方样品的不同，因而可能作为源区示踪指标［96］。La／Th（平均2．30～2．36）和Th／U（平均2．75～3．11）为典型的风尘沉积物，具有富轻稀土，贫重稀土，负铕异常。采集的样品元素比值高度的均一性表明区域粉尘得到了充分混合，而与同属西风影响的中天山采集的样品元素比值差别明显，表明二者物源不同。此结果揭示在亚洲内陆干旱区粉尘的物源存在不同地点至区域的差别，为基于亚洲风尘的观察建立气候模型提供了限制条件。

3同位素

在物源示踪研究中，同位素由于其稳定性，一般不易在表生地球化学作用过程中发生改变，因而成为良好的示踪指标。应用到风尘系统中的同位素包括Nd、Sr、Pb、Hf和Os等同位素，目前应用最广的是Nd－Sr同位素，Pb、Hf、Os等正在尝试中。

1)Nd－Sr同位素

Liu等［97，98］较早在国内运用Nd－Sr同位素探讨黄土的物源，其结果认为塔克拉玛干沙漠是黄土的重要源区。之后，运用Nd－Sr同位素研究8Ma以来红粘土－黄土的Nd、Sr同位素的变化，发现在2．58Ma前Nd和Sr同位素均发生明显的降低，指示当时气候变冷，晚新生代的构造抬升及冰川对年轻造山带的磨蚀，导致物源的变化［99］。对灵台剖面～7Ma以来的Nd－Sr同位素研究表明，εNd（0）在7Ma以来保持稳定，指示红粘土和黄土的物源一致，酸不溶物Sr同位素揭示冬季风在百万年时间尺度上的变化［100］。对更多的Sr－Nd同位素数据分析后认为，塔里木盆地、内蒙古中西部沙漠、青藏高原是黄土的主要源区［101］。研究者系统采集了中国10个主要沙漠或沙地样品［102］，以及在黄土高原西峰、环县和洛川剖面采集了马兰黄土样品，通过选择合适的粒级和样品处理方法，对样品酸不溶物进行了Nd和Sr同位素组成的测定，结果表明，中国沙漠的Nd同位素组成εNd（0）可分为A1：古尔班通古特沙漠、呼伦贝尔沙地（－1．2～－4．0）；A2：浑善达克沙地、科尔沁沙地（－4．4～－7．0）；B：塔克拉玛干沙漠、柴达木沙漠、阿拉善高原（巴丹吉林沙漠和腾格里沙漠）；（－7．4～－11．7）；以及C：鄂尔多斯高原（毛乌素沙漠和库布齐沙漠）（－11．8～－17．2）；基于此，认为黄土高原黄土物质可能最终来源于青藏高原东北缘。有研究把潜在源区样品分为小于75μm和小于5μm两个粒级［85］，粒度效应主要体现在小于2μm粒级，其87Sr／86Sr比值比全粒级高出一般不超过0．006，其余粒级Sr同位素组成与全岩相当．黄土小于2μm组分含量小于15％，Sr含量是其它粒级的2／3左右。在极端情况下，小于2μm含量变化范围为0～15％，粒度变化对黄土硅酸盐组分87Sr／86Sr比值的影响小于0．001，远小于潜在源区物质Sr同位素的变化范围，因而对Sr同位素物源示踪影响不大。通过对黄土高原中西部和东部的Sr－Nd同位素的测定［103］，认为黄土高原内部两个区域的物质来源存在差异。最近对黄土高原黄土、河西走廊和青藏高原东北部黄土、河床沙和湖泥样的Nd－Sr同位素测试［104］，表明青藏高原东北部、巴丹吉林沙漠和腾格里沙漠可能是黄土高原黄土的源区，而黄土高原黄土、巴丹吉林沙漠和腾格里沙漠里沙漠物质可能最终都来源于青藏高原东北部。进一步对中国各地黄土进行的测试，发现中国北方从西到东9个剖面黄土的Nd－Sr同位素组成在冰期－间冰期尺度上相对稳定，中国北方黄土Nd－Sr同位素组成区域特征明显［86，105］，这一点也与已有的结果一致［102］。黄土与潜在源区Nd－Sr同位素对比［85，86］指示中国黄土均来自其上风向临近干旱区，具有近源性，与黄土含大量粉砂粒级相一致，所揭示的风尘搬运路线与地面盛行风向一致。伊犁黄土与天山剥蚀物类似；塔里木盆地和准格尔盆地南缘黄土分别来自塔克拉玛干沙漠和古尔班通古特沙漠；青藏高原三江源黄土来自本地沙区；祁连东南缘黄土来自柴达木和祁连山南麓；河西走廊黄土与祁连山北麓冲积物一致；陕甘黄土高原黄土来自其西北上风向祁连山与戈壁阿尔泰山之间的广袤干旱区；山西黄土物源与陕甘黄土接近，并在搬运过程中叠加了邻近上风向鄂尔多斯干旱区少量物质；东北黄土与浑善达克沙地和科尔沁沙地物质特征接近；北京黄土处于山西黄土和东北黄土之间，物源为此两处黄土物源的混合。

2)其它同位素

除Nd－Sr同位素外，Pb同位素应用于物源研究中的报道较多，Hf同位素的应用在国外有报道［106，107］，而国内还没有。Os同位素的应用情况和Hf一样，在国外有应用。此外，也有应用碳酸盐稳定碳氧同位素进行风尘物源示踪的研究［92］。对中国北方沙尘源区风成沙的Pb同位素的研究表明，中国北方沙尘源区风成沙Pb同位素的空间分布具有明显的区域差异［108］，毛乌素沙地具有最低的206Pb／204Pb、207Pb／204Pb和208Pb／204Pb值，塔克拉玛干沙漠具有最大的206Pb／204Pb、207Pb／204Pb和208Pb／204Pb值，其它地区介于两者之间。Pb同位素在中国北方黄土、格陵兰冰芯粉尘和北太平洋深海沉积物源区示踪方面具有较好的应用。对黄土高原泾川剖面风尘物硅酸盐组分Pb同位素的测试表明，新近纪红粘土和第四纪风尘沉积物有差别［109］，再次证实了运用Nd－Sr同位素得到的结果，即2．6Ma前后的物源发生了变化。此外，对浑善达克沙地末次盛冰期以来的样品进行测试时，应用了Hf同位素进行示踪［110］（具体内容详见后面的单矿物地球化学中）。

3)单矿物地球化学

近年来，单颗粒锆石U－Pb定年技术发展迅速，应用到各类沉积物的物源示踪。锆石在表生循环中非常稳定，U－Pb同位素体系较为封闭，物源指示意义明确。单颗粒锆石U－Pb定年示踪技术主要通过测试和对比沉积物与潜在源区物质锆石颗粒的年龄分布谱，从而圈定源区。研究发现中国北方数个沙漠之间锆石年龄谱差异明显，具有区分各潜在风尘源区的能力［110］。通过对浑善达克沙地末次冰盛期（LGM）以来沙样的碎屑锆石原位U－Pb年龄和Hf同位素组成的分析，并与周围可能源区的岩石年龄和Hf同位素组成进行对比，发现浑善达克沙样的U－Pb年龄主要可以分为3组（2．6～2．3Ga，2．2～1．6Ga和显生宙100～500Ma）。其中较老的两组和具有负εHf（t）值的显生宙锆石可能来源于华北克拉通北部的燕山褶皱带，而具有正εHf（t）值的显生宙锆石可能来源于中亚造山带东部。碳酸盐矿物中的元素组成也具有示踪物源的功能。通过电子探针测试［86］表明，黄土和潜在源区碎屑方解石中Mn含量很高，碎屑碳酸盐风化溶解释放出的Mn2＋在氧化条件下迅速沉淀，导致次生碳酸盐中几乎不含Mn，Mg与Mn的情况类似。黄土原生碳酸盐Mg／Ca和Mn／Ca比值较高，次生碳酸盐Mg／Ca和Mn／Ca比值趋近于零，Mg／Ca和Mn／Ca的高比值指向原始风尘成分，而只有祁连山麓和阿拉善高原干旱区的碳酸盐Mg／Ca和Mn／Ca比值能达到黄土原生碳酸盐中Mg／Ca和Mn／Ca比值。对中国北方沙漠中石英的δ18O值的研究表明，其值存在明显差异，有变质成因，有岩浆成因［111］。石英的δ18O值的区域差异是由于不同沙源造成，因而具有示踪功能。对中国北方和蒙古南部的9个戈壁、沙漠石英进行了电子自旋信号强度和结晶度的研究，发现两个指标能有效区分不同戈壁、沙漠的石英样品，是物源示踪的良好指标［112］。两个指标揭示出塔克拉玛干、古尔班通古特、巴丹吉林、腾格里沙漠和蒙古南部戈壁的细粒碎屑物质来源于附近构造抬升风化和冰川磨蚀的高山过程；毛乌素沙漠细粒物质来源于下伏鄂尔多斯高原剥蚀的物质；库布齐沙漠细粒物质则来源于黄河中游河床物质；浑善达克和科尔沁沙地的细粒物质来源于远源沙漠和（或）临近的大兴安岭剥蚀物质的混合。利用黄土中白云石的碳氧同位素组成也能很好示踪物源［85］。前述已提及，通过碳酸盐含量，特别是白云石含量可进行黄土高原的物源限定，而通过白云石碳氧同位素可进一步缩小黄土高原黄土的物源区，结果显示，黄土高原黄土的物源区限定为塔里木、祁连山山麓和阿拉善干旱区。

展望

黄土地质学篇5

全球变化研究中的一个重要方面是研究过去、现在和未来的气候环境变化。有人曾形象地指出，新近时期古气候环境的历史是藏在大自然用密码写就的一本本“秘笈”当中的，世界各地的科学家们正在解释和读懂三本这样的“秘笈”：一本是深海沉积，一本是南极和格陵兰的冰盖，还有一本则是中国的黄土高原。黄土高原是具有全球意义的研究对象。

为什么人们如此重视黄土高原？

首先，与极地和深海不同，黄土高原位于人类过去和正在居住的地球的陆地表面；另外，最近的研究还证实，它是迄今为止被发现的历时最长（约2200万年）、最完整的古气候记录的保存者。

中国的土地上拥有这样一本“秘笈”，而且已经读懂了一部分，这令我们深感幸运。当然，还有很多更加引人入胜的故事等待我们去解译。这是一项严肃而又艰巨的任务，也是一次振奋人心的挑战。黄土高原秘密的不断发现，提示着地球科学一个新时期的到来，至少在亚洲大陆上是如此。

作为大自然打造的三个近代气候环境档案库之一，黄土高原的独特之处在于，这里生活着上亿的人口。他们拥有百万年的历史；他们的生活和未来的发展需要科学；他们需要认识自己在自然界所处的位置，需要了解祖先和自身所经历的复杂的环境演化历史。

黄土高原是由黄土构成的。什么是黄土？形象地说，黄土就象人们常见的、发生在我们身边的“沙尘暴”。2002年3月18日北京就出现过一次特大沙尘暴。近年来，人们对北方发生的沙尘暴非常注意。国家也已投入大量资金治理由于不合理利用土地而产生的沙尘暴源地和影响地，以保障我国社会经济的可持续发展。

从沙尘暴的物质成分来看，它与黄土十分接近。黄土是一种风成沉积，主要由粒径为0.01～0.05mm的粉砂级颗粒组成，成分包括石英（约占60%）、长石、云母等和少量重矿物，富含碳酸钙(7%～30%)。黄土多大孔隙、松软且具有湿陷性。

我国古代称沙尘暴类型的降尘为“雨土”，根据孙继敏和张明银的研究，自1966年到1999年，174个气象台站共记录了60次能见度在1公里以内、中等严重程度、持续2天以上的沙尘暴。最近40年来的降尘记录说明，中国黄土高原是亚洲风尘的一个沉降区，以兰州为中心，共发生过24次降尘。这与地质上黄土高原的黄土堆积以兰州为最厚是一致的。中国大陆降尘的次数和厚度都是以兰州为中心的。

以近代沙尘暴作为黄土形成过程的参照来研究，黄土高原是一个巨大的天然实验室。黄土的发生和沉降记录表明，黄土高原是一个积累了至少2200万年、基本连续的实验数据的实验室，一个可供重建2200万年以来黄土高原及其周边地区环境演变历史的实验室，可提供这个地区未来发展的情景(scenario)。

黄土高原这个天然实验室的内容是什么呢？是研究今天干旱化的环境及过去和未来的景象。黄土高原的风尘沉积（黄土和古土壤）可以直接指示其物质来源区的干旱化过程，风力搬运的动力学机制；沉积速率、粒度变化等气候指标还可以和其他两本“秘笈”中的章节相对应。它可以告诉我们黄土沉积的时空特征和规律，也就是它自己的“历史”，同时帮助我们解读其他两本“秘笈”。

二、黄土高原简介

黄土高原分布于北纬34°～35°之间（图1），总面积约380842平方公里，黄河贯穿其中。在同一纬度，欧洲和北美的黄土地带构成全球的小麦和玉米带，西方人称之为“面包篮子(Bread Basket)”。黄土高原占据了全国耕地面积的1/5，养活了全国1/5以上的人口。这里水土流失严重，每年通过黄河输出的泥沙为16亿吨，是尼罗河的30倍、密西西比河的90倍。

在地貌学上，黄土高原可称为一个巨地貌单元。长期的侵蚀和切割形成了黄土高原特有的地形，最常见的为峁、墚和塬。

峁：多分布于黄土高原北部，为圆锥形丘陵，是一种发育在各种黄土堆积上的参丘；

墚：多分布于黄土高原中部，为长条形的脊状地形，是一种叠加的古侵蚀地形；

塬：多分布于黄土高原南部，为平台状地形，由多层叠覆的黄土／古土壤层构成。

黄土高原是中华民族文化的发祥地之一。西安东南的蓝田县发现了110万年前的蓝田直立人(Homoerectus lantianensis)化石和石器。塬区的黄土地层最为完整和连续，因此地质工作多集中于塬区，以此为突破口来解释黄土高原这本“秘笈”并告诉人们它所经历的故事。在近代中国地质学家对黄土高原的研究中，共发生了6次较大规模的破译黄土高原密码的科学事件。

三、六次破译黄土高原的密码

（一）红色土地层的建立——第1次解译密码

黄土作为一个地质单元为早期来华工作的西方地质学家所注意，始自19世纪。庞培利、李希霍芬、奥勃鲁契夫、安特生等认为中国黄土系风力搬运并沉积于草原的产物。中国地质学家于1920年起开展黄土研究。1930年，德日进和杨钟健作了黄土地层与古生物研究，这一工作是开创性的。他们将黄土高原黄土划分为上下两大部分，上部称马兰黄土，下部称红色土。这是一个以“观察地质”为主要工作方法的以分类定名为主要工作内容的时代。他们第一次把中国黄土高原厚达300余米的黄土划分为马兰黄土，红色土A、B、C等四层，并按其中所含古脊动物化石定为现在仍延续使用的第四纪的早、中、晚期，是在前人工作基础上（未分期）的一个突破。尽管囿于当时的认识没有解决红色土的成因问题，但他们严谨的古生物和地层划分工作已经成为后人典范。

（二）古土壤层的发现——第2次解译密码

新中国成立以后，黄土高原的建设和水土保持工作、建筑工程的地基础工作和对人民群众各种疾病的防治等，对黄土研究提出了新的要求，也开始了黄土与环境研究的新阶段。20世纪50年代，土壤学家朱显谟、石元春等对黄土和黄土中古土壤层的研究表明，黄土层中所夹的红色条带，即德日进和杨钟健所称的红色土，实质上是一种褐色土型的古土壤层。在黄土高原的董志塬，洛川塬等地都可以发现多次黄土和古土壤相重叠产出的状况。

对黄土和古土壤序列的认识破译了红色土的红色条带之谜，使人们对黄土有了一个全新的认识，古土壤的确认对黄土成因问题的讨论起了重要的作用。因为黄土和古土壤都是在风力作用下、气候环境的变化下所形成的，但对黄土作为风力搬运的沉积的时间认识则由十多万年，向前推进到了260万年。认识了巨厚的黄土高原是260万年来风力以沙尘暴的形式所形成的；而干旱的沙尘暴时期中间又有多次气候变为温暖湿润的时期。

破译了红色条带为古土壤层之后，使我们对黄土、古土壤层序的认识，从单纯地质学研究范畴、从沉积与剥蚀的概念下解放出来，进一步把生物的地质作用与黄土沉积结合起来。受当时流行的4次冰期理论影响，对黄土的形成环境中分辨出干旱与湿润的存在和多次的旋回等现象，未能作出进一步的解释。虽然黄土／古土壤时间序列已经相当长，且沉积连续、代表气候变化清楚，比研究程度较高的欧洲、美洲和全球其他地区的黄土对全球变化的代表性都强，但还未能明确中国黄土的这一特点。

在这一时期，王挺梅、朱海之等发现黄土在空间分布上具有颗粗细自西北而东南逐渐变细的特点，并把黄土高原的黄土划分为砂黄土、黄土、粘黄土带，这一划分对黄土高原的水土保持工作，和黄河泥沙中粗砂的来源区以及黄河泥沙的治理提供了依据。

黄土地区地基的湿陷性问题研究，也从黄土地层的划分和分布、年龄的新、老关系等研究中得到有益的启

发，取得了新的进展。黄土研究在20世纪60年代进行了总结。中科院刘东生与前地质部张宗祜以《中国的黄土》为题，在1961年国际第四纪研究联合会的第六次国际会议上发表了论文。60年代末期，对中国地方性疾病克山病的研究取得了成就。

附图

图1　黄土分布图

（三）古地磁研究的发现——第3次破译密码

20世纪70年代，随着古地磁学、同位素地球化学、年代学等新学科和技术的发展，认识黄土的手段不断进步，破译密码的能力不断加强。黄土的研究从肉眼观察形成概念阶段进入到观察与测量和实验相结合的阶段，这也是一个从实验数据形成概念的阶段。

黄土与古土壤层的磁化率，随黄土与古土壤中所含磁性矿物的种类和丰度而变化。测量结果显示，黄土与古土壤的磁化率可以用来作为反映地质作用、环境变化的气候要素的替代性指标(Proxy Data)。这一进步促使我们将黄土高原沉积与深海沉积进行对比；冰芯的研究结果也与黄土高原进行了对比，是黄土高原研究从建立区域性特征到进行全球对比的起点。这一时期总结性的工作为《黄土与环境》一书的出版。

（四）冬季风和夏季风的标志——第4次破译密码

认识到中国黄土与古土壤的磁化率作为古气候的代用指标以后，人们得到了大陆沉积和深海沉积这两本秘笈的对比。随之而来问题是：黄土为什么和怎样能够记录全球性古气候变化的问题。黄土和古土壤是通过什么机制把全球气候变化记录下来的？安芷生提出黄土和古土壤分别代表古气候环境的冬季风盛行和夏季风盛行的模式对了解黄土与古土壤的形成和解译其环境秘密有着重要的理论意义。

当代气象观测告诉我们，中国的沙尘暴事件受西伯利亚高压的影响，与西北方向吹来的风有关；而黄土高原的降水则主要是受来自东南方向的夏季风的影响，同海水的温度和海洋与大陆之间的距离有关。

黄土高原的主要气候控制因素——冬季风和夏季风如实地把全球冰期和间冰期的气候状况传送到亚洲大陆内部形成黄土高原；而黄土高原的黄土和古土壤层则忠实地把区域性的和全球性的气候信息记录于自身的密码之中。

丁仲礼利用黄土和古土壤中粒径＜2微米／＞10微米（0.002毫米～0.010毫米）的颗粒含量的比值作为冬季风搬运尘颗粒的风力强弱的代用指标，讨论冰期和间冰期的环境的变化。他所得到的曲线，可以与深海沉积中同时期的氧同位素(δ[18]O)曲线进行对比，吻合情况较好（图2）。

宝鸡的黄土剖面有160多米厚，在260万年的时间内共有32次黄土与古土壤的配对。它们代表了32次由暖湿到冷干的变化。这一结果证明了大陆冰期和间冰期的多次性，丰富了以前认为大陆仅有四次冰期的理论。

在大陆上无论是何种冰川，气候变化对其的影响均表现为冰川和冰盖边缘的进退。一进一退，后者往往破坏了前者所保存的信息，所以在地球的大陆上几乎找不到冰川消长的完整物质记录，因而它的记录也很难与深海沉积所记录的冰期与间冰期的结果相比较；而反映气候变化的连续的黄土与古土壤层则弥补了冰川的这一缺陷。黄土高原这本“秘笈”不仅记录了冰期与间冰期这种万年尺度的气候变化，而且还能显示更为微细的千年尺度的气候变化。

郭正堂利用甘肃西峰镇和陕西长武黄土塬区的剖面黄土与古土壤中的析出铁Fe[,2]O和全铁Fe[,2]O[,3]代表的风化强度比值作为夏季风的代用指标。Fe[,2]O和Fe[,2]O[,3]比值的高低说明，夏季风强盛时期，由于温度和湿度的增加，其风化程度加大，在黄土形成时期则相对的风化强度减弱。这一代用指标较常用的以磁化率作为夏季风的代用指标有其优点，也可以与深海δ[18]O同位素研究的结果对比。说明其具有全球意义。

从20世纪80年代以磁化率作为气候的代用指标，到90年代以颗粒比值代表冬季风强度，以风化指数代表夏季风强度，中国黄土研究逐步跨入了多种代用指标并存的时代，亦即是用更多的方法解译黄土高原秘密的时代。这一工作为后来认识上新世红粘土为风成沉积开辟了新的途径。

附图

图2　黄土粒度曲线与深海氧同位素曲线对比

（五）米兰柯维奇周期的启示——第5次破译密码

当前关于驱动第四纪冰期和间冰期古气候变化的学说以米兰柯维奇的天文周期假说较为普及。地球轨道偏心率、地轴倾角和岁差的周期性变化影响地球接受太阳辐射的总量和太阳能量在不同纬度和季节的分配。季节性的太阳光线在高纬度的变化，可以降低夏天的温度。假如夏天温度变凉，夏天的时间变短，则前一冬天的所积冰雪可以保持下来不被溶化。这样一个机制会导致冰川的增大，冰期的到来。轨道的变化在中纬度和高纬度会导致冷与暖的交替出现。Berger计算寒冷期的时间和第四纪冰川发展的冰期相吻合，所以他的结论是地球轨道的变化导致第四纪冰期的出现。

现代计算指出，仅是轨道变化本身不能导致冰川的前进或后退。轨道周期引起的地球系统的其他方面的变化则导致并增加这种变冷的情形；而这样一个相对较弱的初始的颤动可以被放大直到形成巨大的气候变化。有人研究认为，高纬度气候寒冷导致大面积森林消失，使太阳到达地球的能量被反射，导致地球变冷；冰川因而加大再反射更多的太阳能，致使冰期出现。

全球冰量的增加，特别是北极地区冰量的增加会导致西伯利亚高压的增强，这一增强可能会使得亚洲内陆干旱化加剧。黄土高原的形成可能更多地与此有关，而青藏高原的隆起也促进了干旱化的形成和黄土的沉积。

丁仲礼根据宝鸡黄土剖面研究了250万年来黄土与深海记录之间米兰柯维奇周期的比较，最近又详细而深入地对黄土高原中部和南部的宝鸡、灵台、蒲县、平凉、泾川五地的黄土粒度进行了大量的分析并发现，黄土与古土壤序列的变化自180万年以来，和深海的旋回几乎可以一一对比，并且都是在1百万～0.8百万年前以1.3万～4.1万年的周期为主；1百万～0.8百万年有一气候转型，此后以10万年周期为主。这一现象对黄土高原黄土—古土壤序列的形成机制来说可能是十分重要的。他认为这与全球冰量的变化有关。除大陆冰盖和海冰外，根据汪品先等对海岸带冰期时海水下降100米、暴露大片边缘海，增强了内陆干旱、半干旱区的干旱化。丁氏认为华北与北半球的气候变化的耦合是从1.8百万年前开始加强。

黄土高原这本“秘笈”可能和深海那本“秘笈”一样都有一个形成过程“简单”的特点，不像河流、湖泊沉积等形成过程复杂，因而对再造古气候历史比较有利。受米兰柯维奇周期理论的启发，人们对于2.6百万年来、特别是1.8百万年来气候波[:请记住我站域名/]动的历史和形成这种波动的原因、驱动力已经有了很好的认识和发现。

（六）青藏高原让风吹干了亚洲大陆——第6次破译密码

郭正堂等通过对董志塬的黄土和黄土下的上新世红粘土以及甘肃秦安的中新世晚期古黄土与古土壤序列（即以前称为甘肃系的地层）的研究，认为亚洲内陆荒漠化起源于2200万年以前，由此到620万年之间为较稳定的干旱化和气候波动时期，形成了秦安的黄土。自620万年到500万年是一个干旱时期，500万年到360万年这段时间则是一个相对温暖湿润时期。360万年以后黄土高原粉尘沉积的速率表现为持续增长的趋势，到260万年这种再次增长加强，第四纪黄土大量沉积。

在这研究一阶段，以黄土作为干旱的象微的形成时间向前推进了，增长了近10倍。这在亚洲大陆是一个惊人的发现。

国内学者对中国干旱化历史的认识有两次大的突破。一次是在20世纪20年代，把亚洲干旱的历史由13万年放大到260万年；一次是90年代到现在，把干旱的历史放大到600万～800万年（上新世红粘土的重新认识为黄土），再由600万年又放大到2200万年。（秦安古黄土与古土壤层的发

现），其结果有三：一是说明亚洲内陆干旱化发展的历史与全球冰量的增加有很大的可比性，表明大约自2200万年以来北半球冰量的发展也是亚洲内陆干旱化的一个重要驱动力。二是新的认识。对过去上新世红粘土层，即常说的三趾马红粘土，回归为风成黄土，或风尘沉积，对过去的中新世甘肃系（部分）回归为风成的黄土或风尘堆积。这样形成了自2200年来的一个陆地的“风尘堆积系”。大陆的“风尘堆积系”和深海中的深海沉积，构成的全方位的区域性对比，提示我们可能要重新认识新近纪(NEOCENE)或新第三纪亚洲大陆的历史。三是大面积古老风尘堆积的内因驱动力、干旱的发生发展和青藏高原的形成与发展的关系，可能导致以往研究的结果，如360万年的青藏高原的隆升等项研究的进一步深化，也提出新的问题：如何认识2200万年前开始的中国大陆北部的强烈的干旱化？与青藏高原的形成和隆起在时间和空间上的关系如何？这是一个今后应当考虑的问题。

2200万年以来的一段时间虽然在几十亿年的地质时间表中不是很长的一段，但和人类的存在的时间相比较还是相当长的，即使从600万年起来算也有好几倍。这种持续的风力和今天环境中的风力同是地质营力。

风的吹yáng＠①，在地质历史时期有那些情景可以供我们对未来作一参考。孙继敏的工作说明最大或冰盛期时（22000年左右），在风力作用下北方沙漠东西延长近千公里，南北延长数百公里；而全新世适宜期则由于风力减弱，气候温湿，发育土壤，沙漠的范围缩小了很多，比今天的范围还小。

那么，今天我们处于一个什么样的位置呢？我们正处于一个可能出现的两个情景的中间。这就是我们从干旱化和风力作用所认识的地质全球变化的情景。它是一种放大了的人类全球变化（从工业革命以来的含有人类活动全球变化）。人类全球变化从现在的记录来看应是一种加速了的全球变化。但我们可以控制其速度和规模以取得合理的可持续发展。

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黄土地质学篇6

【关键词】 陇东 黄土 滑坡

随着西部经济建设的飞速发展，特别是近年来能源开发、工程建设的重点区域逐步转移到西北黄土地区，所以对于黄土滑坡灾害的研究变得尤为重要。黄土滑坡作用是造成黄土塬土壤侵蚀、水土流失的重要方式，直接影响着黄土塬区沟谷体系的形成与发展，与水蚀破坏作用一样，都是土壤侵蚀研究的重要领域。

1 黄土塬地貌及水文背景

陇东位于甘肃省东部，范围东至子午岭、南临泾河、西接六盘山、北至白于山分水岭一线，总面积约3万平方千米。该地区属黄土高原的中部，黄土发育最为典型，从中新世纪晚期，经上新世、更新世和全新世，连续沉积，厚度达300多米，属黄土高原丘陵沟壑区，黄土残塬及沟壑发育，为典型的黄土梁峁状丘陵地貌特征。峁梁以下的冲沟、河沟和河流下切强烈，冲沟横剖面多呈u形谷，次为v型谷。

该区年平均降水量约350―550mm，且多以暴雨形式集中在7―9月。其中，黄土塬梁峁区主要依靠大气降水补给，往往降雨来不及入渗就以地表径流的形式排泄，入渗量很少，补给缺乏。黄土塬区，地势平坦，可以充分接受大气降水入渗补给，形成良好的含水层。

2 滑坡类型

黄土滑坡是指土体的剪切力超过了软弱构造层面的强度，从黄土陡崖向下突然滑动的地貌改造作用与过程.是重力侵蚀的重要形式之一。根据现场实地调查验证，该地区按其滑体的物质组成分成如下几类：（1）黄土内部滑坡：即主滑动面完全产生在黄土层中。黄土分布区一般较干旱，地下水的主要来源是降雨。雨水沿着黄土孔隙渗入，使得黄土坡潜水位升高。黄土孔隙大，遇水会产生湿陷，在降雨丰富的季节，土体一方面由于水的作用会产生不同程度的湿陷，另一方面由于水的渗入使得土体自重增加，坡体上部会出现一系列的张裂缝，这些裂缝又使得水向下渗流的速度加快，土体抗剪强度会随着含水量不断增加不断降低，最终导致斜坡变形、破坏直至滑坡发生。（图1庆阳某黄土塬边坡剖面示意图）此类滑坡分为以下三类：①Q3黄土滑坡：此类滑坡的滑动面产生于Q3黄土与下伏古土壤接触面上，或产生于Q2黄土的古土壤顶面，滑体主要由Q3黄土所组成或部分有Q2黄土的成分。②Q3+Q2黄土滑坡：此类滑坡的滑动面主要产生于N2红土的顶部风化层中，滑体主要由Q3+Q2所组成。③Q3+N2黄土滑坡：此类滑坡的滑动面产生于N2红土中，滑体物质由Q3黄土及N2红土所组成。（2）黄土―砾石―基岩斜坡：该类斜坡在坡角部位，有基岩及夹在黄土和基岩之间的砾石层，主要分布于河谷阶地。主滑面位于含水量高或饱水的黄土与下伏泥岩、页岩接触面。滑体物质由上部黄土与下伏泥岩、页岩、砂岩互层组成，在滑坡舌部可发现黄土包裹泥岩、页岩的现象。

3 成因分析

影响黄土滑坡因素主要有地形地貌、地层岩性、降雨、人类工程活动等，黄土边坡灾害的产生是在多种因素共同作用下的结果。（1） 地形地貌。在黄土地区，由于新构造运动的间歇性、差异性，形成了特殊的黄土台塬及黄土梁，强烈的河流下切及后期黄土的堆积，形成高陡的边坡外形，为滑坡的产生提供了动力条件，各种构造结构面控制了滑坡滑动面的空间位置及滑坡的时空分布。黄土沟谷地形坡度陡峭，沟谷切割较深，沟谷的谷缘线以下地形坡度接近或大于黄土内摩擦角，稳定性差。这种独特的黄土侵蚀地貌为滑坡的产生提供了场所。（2）地层岩性。第四系中、上更新统（Q3、Q2）黄土组成，此类黄土结构疏松，孔隙发育；颗粒分选良好，以胶结型为主；垂直节理发育，透水性强，富含碳酸盐，遇水浸湿后强度显著降低。在黄土边坡上，受风化、卸荷和植物作用，黄土边坡易被冲蚀破坏，引起边坡失稳。（3）水动力特征。一是地表水下渗，黄土含水量增大，胶结物质的粘聚力减弱，易形成滑坡；二.降水入渗一方面增加土体自重，另一方面降低土体的粘聚力和内摩擦角，极易诱发滑坡。（4）人类活动。人类活动是触发滑坡的一个重要因素。随着经济开发的加强，在水力、地面建设、能源开发等活动导致了滑坡的多发。

4 结语

随着西部建设与能源开发的不断发展，对黄土滑坡灾害的研究变得尤为重要。陇东地区黄土特征比较明显，本文从该地区地貌特征、滑坡类型及其滑坡成因进行了简单的阐述，希望对施工设计有所帮助。

参考文献：

[1]田明中，程捷.第四纪地质学与地貌学 地质出版社.

[2]童彬彬，王飞.黄土地区滑坡成因及处理方法分析.科技论坛.黑龙江科技信息，2010（21）.

黄土地质学篇7

【关键词】湿陷性黄土; 地基处理; 强夯; 化学加固; 夯击固化法; DDC法

【 abstract 】 this paper through the chemical material reinforced loess test and access relevant information analysis the collapsible loess foundation treatment technology progress. At present dynamic compaction method is comparatively mature technology, and the cost is lower, but after the dynamic compaction of loess foundation has not resistant to water ability; Polymer materials with high strength of curing foundation, after curing of the loess foundation better water stability, but the cost is higher; The advantages of the DDC method is: reduce project cost, material saving, saving cultivated land, and protect the ecological environment, etc.

【 keywords 】 collapsible loess; Foundation treatment; The dynamic compaction; Chemical reinforcement; Ram and curing method; DDC method

中图分类号：TU433 文献标识码：A文章编号：

引言

在我国的华北、西北地区广泛分布着湿陷性黄土，它们属于非饱和的欠压密土，具有高压缩性、湿陷性、较小的干密度和较大的孔隙率等特性，而且在自重压力和附加压力作用下湿陷性黄土受水浸湿后结构会迅速的被破坏，从而发生显著的下沉现象。因为含水量的增加会影响土体的力学性质,使地基的承载力降低，所以对于湿陷性黄土的地基中选择经济合理的、可行的地基处理方法显得十分重要。

一般湿陷性黄土的强度较低，而压缩性较高。湿陷性黄土在土体自重应力或者自重应力和外部附加应力共同作用下, 受水浸湿之后强度会迅速的降低。如果土体中残余的结构强度不能够抵抗土体中的结构应力, 土体结构就会迅速的被破坏，同时会产生明显的附加沉降。由于受水浸湿具有不确定性，因此土体湿陷对工程建设会产生很大的危害，要确保在正确掌握场地工程地质特性的基础上,严格按国家现行规范进行湿陷性黄土的地基处理。

一、湿陷性黄土及地基处理

之前我国已经对黄土方面进行了很多的研究，因为其特殊性质以及分布的地域变化。上个世纪50年代以来，很多学者已经对黄土地区的湿陷性问题引起重视，对其地基处理技术及工程性质作了大量的研究,尤其是对黄土的湿陷机理、冲击压实法、强夯法等的研究和实践。

（1）湿陷性黄土的特性。

①湿陷性黄土的分布及性质

湿陷性黄土在我国主要分布在东经102°-114°、北纬34°-45°之间的黄河中游地区，该地区可以分为7个区和多个亚区, 不同区域的黄土有着不同的特征，差异主要表现在湿陷性黄土的厚度、物理力学性质等方面。

②黄土湿陷产生的原因、影响因素及评价。

由于黄土湿陷现象是一个复杂的物理、化学变化过程，所以对于黄土产生湿陷的机理有着很多不同的观点，至今还没有任何假说可以准确的解释黄土湿陷的所有现象。黄土产生湿陷的原因是多方面的，内在的原因主要是包括颗粒组成、化学成分、矿物成分在内的黄土的物质成分以及结构特征(以粉粒为骨架的多孔结构,架空孔隙的存在)；产生湿陷的外部条件是在一定压力下受水浸湿。所以黄土湿陷性强弱及结构特点受到黄土中的粘粒含量的多少、成分、胶结物含量以及颗粒的组成与分布影响；黄土架空孔隙的存在、所含盐类类型及多少、含水量、土体天然孔隙比、所受压力也会影响黄土的湿陷性。

（2）湿陷性黄土地基处理要求和处理技术

①根据黄土地区建筑物的重要性将其进行分类。根据施工的安全性、经济性以及科学合理性, 对不同类别的建筑物提出不同的地基处理要求以及相应的防水措施要求和建筑措施。如果地基的压缩变形、湿陷变形或者承载力不能满足设计的要求，就要根据地基土质条件、等级、湿陷类型和建筑物类别等, 在湿陷性黄土层内或者地基压缩层内采取适当的处理措施。

②地基处理技术

根据工程地质学知识,可以采用多种方法对黄土进行加固处理,改善它的工程性质。方法主要分为机械(物理)处理和化学加固。目前国内外采用的湿陷性黄土地基处理方法有强夯、重锤表层夯实、热处理、水下爆破、挤密桩、垫层、预浸水、化学加固、桩基础等。在我国用的比较多的方法是重锤表层夯实、土桩挤密、土垫层和桩基础，这些方法使用的经验也比较丰富。近些年研究和推广比较多的方法是强夯法和冲击压实法等。冲击压实法、强夯法、孔内深层强夯法等已经广泛用于处理高速公路湿陷性黄土地基、路基，而且取得了不错的成果。黄土的化学加固法比较方便和快速,所以人们也已经接受这种方法。

二、强夯法

强夯法即是将质量为10 t-40 t的夯锤反复提到一定高度，然后使其自由落下，落距一般为10 m-40 m,借此给地基冲击和振动能量，以此来提高地基的承载力，降低地基的压缩性,很好的改善地基的性能。强夯法产生的冲击能量很大, 可以使深层土体产生冲切变形,从而使地基密实。所以强夯法属于深层动力密实法的一种，它可以提高地基承载力以及消除较深层黄土的湿陷性。

①确定承载力。使用的单击夯击能一般能够达到1 000 kN·m-4 000 KN·m。②确定施工参数。为了能够选取合理的夯击能、夯击点的平面布置形状、夯点的最佳夯击次数、夯击点间距等施工参数，施工前必须进行试夯。③确定单击夯击能。通常都是根据消除湿陷性黄土层的有效深度来确定强夯法的单击夯击能。④检测强夯的效果。在强夯有效加固深度范围内, 每隔0.5 m取Ⅰ级土样进行室内试验,检测土的干密度、湿陷系数、孔隙比、压缩模量等指标,检测的湿陷系数不应该大于0.015。

三、夯击固化新方法

通过强夯法处理过的黄土地基在动力特性、抗水性、抗震性能等方面有缺陷，所以要同时采取防水和排水工程措施，而且要严格控制处理土层中的含水量。黄土抗水性变强是高分子材料固化黄土最大的优点，然而它的成本比较高。如果将强夯法和高分子材料固化相结合，也就是湿陷性黄土深部用强夯处理, 然后将适量高分子材料喷洒在强夯后的表层松土上，再进行搅拌夯实,这样结合的对湿陷性黄土地基进行处理,可以消除黄土的湿陷性、震陷性和液化势。一方面降低了地基全部采用化学固化处理的高成本，另一方面还提高黄土地基处理效果。

四、化学加固法与高分子材料SH固化黄土

在黄体中注入硅酸钠、丙烯酰铵、氢氧化钠、氯化钙、铬木素纸浆废液以及水泥浆等,靠溶液本身或溶液与土中化学成分产生化学反应,生成凝胶,使松散的黄土胶结成为整体,这种方法即是化学加固法。这种方法可以消除湿陷性,提高黄土的强度,降低透水性,从而可以较好的处理地基。在建筑工程部门化学加固法通常采用是以水玻璃材料为主的单液、双液和以烧碱作原料的氢氧化钠溶液加固法。

五、DDC法

DDC法是深层地基处理的一种新型方法。这种方法是先成孔到预定的深度,然后边填料边强夯或者自下而上分层填料强夯，因此可以形成高承载力的密实桩体和强力挤密的桩间土。这种方法的优点是降低工程造价、节约耕地、节约材料、保护生态环境等。

六、结束语

要想创建湿陷性黄土地基处理新方法就必须依靠理论方法和系统研究。目前应该加紧开展前期的准备工作，可以在现场采集黄土地基加固处理试样以及在室内制作多种加固体,反复的进行试验、分析，研究夯击固化黄土的机理等。

参考文献

[1]王岩.强夯法在路基湿陷性黄土地基处理中的应用[J].黑龙江交通科技.2011,(6).

[2]李振华.对湿陷性黄土路基处理的探讨[J].河南建材.2008(1).

黄土地质学篇8

关键字黄土隧道；湿陷；塌方；灾害防治

中图分类号：U45 文献标识码：A 文章编号：

1 黄土的工程特性对隧道工程的影响

1.1 黄土的湿陷性

湿陷黄土【1】在自重压力或外力荷载压力不变时，受水浸湿后结构迅速破坏，产生急骤显著附加下沉，从而引起地面的变形和建筑物破坏；湿陷性由湿陷系数、自重湿陷量、总湿陷量等指标【2】表征，宏观表现为浸水后沉降量显著增大。我国湿陷性黄土的分布面积约占全国黄土分布面积的60%左右，大部分分布在黄河中游地区的关中、陕北、宁夏、豫西、陇东及陇中的黄土高原地区，面积达27万km2。黄土的疏松多孔结构，尤其是结构性孔隙是黄土湿陷性的必要条件；黄土中的不抗水粒间胶结是黄土湿陷性的充分条件；遇水浸泡后黄土胶结削弱强度降低，并且其削弱程度随水量的大小成比例变化，极易产生湿陷、呈饱和流塑状态，从而减弱甚至丧失承载和自稳能力。这是黄土湿陷性的本质。

1.2 黄土的击实性

黄土击实性是指黄土在一定外力冲击作用下密度、含水量、强度等物理力学性质随冲击强度而变化的特性。一般冲击强度大时密度增大、含水量降低、强度提高。改变击实功，最优含水量和最大干密度也发生变化，击实功大能客服更大的摩擦阻力，所以最大干容重增大而最优含水量降低。

黄土的孔隙率在50%左右，按照孔隙的大小、形状、数量以及连通性等方面，黄土中的孔隙被分为微孔隙、小孔隙、中孔隙和大孔隙【3】。其中，微孔隙形成于胶结物中，杂乱分布，连通性差，透水性弱，主要是胶结物孔隙；小孔隙均为粒间孔隙，小孔隙由骨架颗粒相互穿插，紧密排列组成，又称为镶嵌孔隙，含少量胶结物孔隙；小孔隙和微孔隙在黄土沉积时形成，由骨架颗粒群形成的架空孔隙，数量较多，对骨架颗粒的稳定起着主要作用；中孔隙由骨架颗粒相互支架构成，数量多，为颗粒的变位提供了空间，连通性好，透水性强，是黄土产生震陷的主要原因，又称为支架孔隙；而大孔隙主要在黄土沉积后成岩过程中由生物作用形成，呈管状或不规则状，数量少，主要是黄土中次生的根洞、虫孔、鼠穴、节理【4】和裂隙以及溶蚀孔洞。

2黄土隧道地质灾害的主要类型

黄土隧道工程地质灾害的两个基本类型是自然营力导致的灾害和人为作用导致的灾害。自然致灾主要是黄土的工程特性和地质环境引起；人为致灾主要是施工方法和支护衬砌导致的。

2.1塌方

由于黄土是垂直节理【4】发育的，彼此在水平方向的连接力较弱。在干燥时，黄土的强度较高，衬砌受力较小；遇水后黄土强度随之降低，这时极易引起衬砌的受力不均匀，并且由于隧道表层黄土厚度分布多不均匀，从而在黄土梁去隧道易成偏心压力，成为偏压隧道，造成塌方等地质灾害。由于各种因素，神延铁路隧道发生过24次大塌方，小塌方不计其数【5】。

另外，黄土隧道坍落时从围岩开始变形，一般会经历弹性变形、塑形变形、松动、坍落等过程。在隧道开挖和支护时，由多种因素的影响，围岩整体的力学性质和稳定状态发生变化，隧道塌方也就随之而来。

2.2湿陷

研究表明粘粒含量及赋存状态是影响黄土湿陷性的主要因素，在一定压力作用下黄土受水浸湿后模量降低，由此导致明显附加沉降，隧道覆盖层产生湿陷引起土体局部不稳、应力集中。

离石黄土一般不具湿陷性，原因主要是离石黄土湿度较大，含水量较高；粘粒含量增多，因此黄土隧道湿陷性的危害集中在浅埋地段和洞口段。已有工程表明马兰黄土具轻微自重湿陷，湿陷深度仅在数米之内，故除了洞口段和特浅埋地段外，黄土隧道可不考虑湿陷性。如神延线的二郎山隧道最浅处只有4m，两侧均是黄土梁，构成集水区，湿陷后形成陷室、盲沟，若不采取措施，长期作用会切穿“浅层”，最后导致塌方冒顶。

3黄土隧道工程地质灾害的防治措施

3.1加强防排水工作

黄土隧道在施工过程中水的危害是极大的。隧道塌方、表覆层滑塌等地质灾害的发生均不同程度地受到水的作用。由此可见，黄土隧道防治的首要对象就是水。

隧道开挖后，加强洞内防排水工作，如果水量较大可在初期支护背后布设软式透水管【6】将水集中排出，避免围岩受水浸泡，而使变形加剧。隧道洞内，顺坡排水时，采用仰拱超前的方法，同时完成洞内排水沟，形成排水系统；逆坡排水时，下部开挖设集水井，疏通周围汇水通道，用水泵排出洞外。隧道出现大面积淋水或者成股状水流涌出时，采用引流管，直接引入集水井。洞顶覆盖层的渗水是洞内集水的主要途径，可适当改变表层地貌形状，以利于雨水的疏散；夯填陷穴等天然集水坑，疏导地表水，减小其渗流量。

3.2及时合理的衬砌

黄土隧道衬砌支护尤显重要，这是由黄土自身的特殊性所决定的。

黄土隧道开挖后，围岩几乎不经历弹性阶段而直接进入塑形阶段，围岩力学指标随塑性区的形成和发展而不断降低；另一方面黄土隧道侧压力较大且遇水增长，因此喷锚支护应及时合理阻止塑性区的进一步扩大，即允许有一定的塑形变形。衬砌时尽量避免使用型钢钢架等刚度大的支护体系，而使用钢筋格栅、添加钢纤维或使用改性混凝土等柔性较大的支护结构体系，以避免过分地约束变形发展，造成围岩稳定的假象。

对松软或含水量较高的地层地段，可设置超前锚杆、小导管、灌注浆【6】等方法预加固围岩。利用小导管注浆形成超前支护，作为隧道穿越软弱地层的一种辅助工法，已有不少成功实例。而将小导管注浆法用于穿越塌体可以说是一种带有尝试性的先例。应该说，两者的基本思路是一致的----都是通过小导管注浆加固地层，形成伞状的承载拱，保护隧道的掘进。值得注意的是，一般情况下塌体比未扰动的软弱地层松动过程度大，施工的风险性也大，所以施工人员需要特别谨慎，作业时需要特别认真。

4结语

黄土是第四纪干旱半干旱特定地区形成的具有特定物质组成和微观结构的特殊土，其强度偏低，承载力低，部分还具有湿陷性。塌方与湿陷作为黄土隧道最常见的地质灾害，受到围岩类别，隧道埋深，地质环境、施工方法、衬砌等综合因素的影响。总之，黄土隧道对水异常敏感，围岩含水量增高后其强度显著降低，湿陷现象表现突出，此外集中降雨还可以形成洪流、冲刷地表，带走大量黄土，改变盖层地形地貌，形成冲沟、塌穴等积水坑洞，引起渗水塌方、河谷下切，从而威胁洞身安全。因此必须采取有效措施防治黄土隧道工程中的地质灾害。

参考文献

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