第12章 地下水的地质作用.docx

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第12章地下水的地质作用

第十三章地下水的地质作用

引言：

地下水是存在于地下沉积物或岩石空隙中的水，它是水资源的重要组成部分。

地下水是一个重要的地质动力。

它不单是一种水流，能机械冲刷岩石，而且还是一种溶剂。

在地下水作用下，处在地壳表层的岩石或矿床，尤其是可溶性岩石和可溶性矿床，遭受破坏，同时也改变了地形。

地下水有着显著的地质作用。

第一节地下水的基本概念

一．地下水的来源

渗透水：

大气降水、冰雪融水、地面流水（江、河、湖、海）从地面渗入地下积聚而成。

凝结水：

水蒸汽凝结成水滴后渗于地下。

岩浆水：

（原生水）地下岩浆活动形成的水（结晶水、水气）。

埋藏水：

（古水）地史中沉积物空隙中的水，被封闭保存下来。

二．赋存状态

吸着水：

靠分子引力及静电引力吸附在土和岩石颗粒表面上的水。

不受重力影响，不被植物吸收。

薄膜水：

包围在吸着水的外层，可以从原处向薄处“移动”，少部分可被植物吸收。

毛细管水：

受表面张力影响，保留在毛细管中，易被植物吸收。

重力水：

受重力影响可自由流动。

三．赋存条件

1．岩石的空隙

（1）岩石空隙的概念

地下水赋存于岩石（含沉积物）的空隙之中。

空隙包括孔隙、裂隙和洞穴（溶洞）。

孔隙：

岩石颗粒之间的空隙；

洞穴或溶洞：

可溶性岩石受溶蚀后形成的孔洞；

裂隙：

岩石的裂缝。

（2）孔隙度

它表示孔隙的数量，是指某一体积沉积物或岩石（包括孔隙在内）中孔隙体积所占的比例。

影响孔隙度的主要因素：

颗粒的粗细：

粗者孔隙度低，细者孔隙度高。

分选程度：

分选好孔隙度高，分选差孔隙度低。

颗粒的形状：

近球形孔隙度高，不规则形状低。

胶结程度：

胶结程度差孔隙度高，胶结程度好者低。

（3）裂隙率

岩石中裂隙的数量用裂隙率表示，它是岩石中裂隙的总体积和岩石总体积之比。

（4）喀斯特率（karst）

岩石中洞穴的数量则以喀斯特率度量，它是溶洞总体积和岩石总体积之比。

2．岩石的透水性

透水性强的岩石出水量大，反之则小。

在空隙连通的前提下，决定岩石透水性的主导因素是空隙大小，其次是空隙多少。

如果岩石空隙细微，其孔隙数量虽多，水却难于或者根本无法透过，这种岩石称为不透水层或隔水层。

如果岩石空隙粗大并相互连通，水能自由透过，这种岩层称为透水层。

透水层中如饱含地下水则称为含水层。

3．地下水面

地下水面：

水井挖到某一深度，就有水自井壁和井底渗出，汇成一个水面。

相邻水井的水面是一个连续的面。

饱气带：

地下水面以上岩石的空隙中充气，液态水不饱和。

饱水带：

地下水面以下的岩层空隙中充满水。

地下水面就是饱水带的顶面。

四．化学成分

1．地下水通常含有多种元素

含量较高的是在水中有较大溶解度的O、Ca、Mg、Na、K、Cl等。

各种元素在地下水主要以离子形式存在。

如Cl-、SO42-、HCO3-、Na+、K+、Ca2+、Mg2+，它们决定了地下水化学成分的基本类型。

2．矿化度

矿化度的大小与水中所含的离子成分有一定关系

矿化度高的水Na+CL-

矿化物中等SO2-Na+或Ｃa2+

矿化度低HCO3、MG2+

地下水所含的各种元素的离子、分子和化合物总含量。

地下水之所以有较大的矿化度

1压力较大，易溶入一些气体

2水温较高

③与岩石接触面积大，有机会溶解元素

地下水随含矿物质的不同，气味等物理性质不同。

Ｎacl——咸味

MgSO4——苦味

Fe——兰绿色

CO2——清凉可口，成为可供饮用的矿泉水。

地下水矿化度高，作为溶剂浓度大，成分复杂，有较强的溶解能力，化学动力强。

五．地下水的补给和排泄

地下水是流动的。

它一方面通过各种形式流失，另一方面通过一定的渠道得到补充。

1．含水层从外界获得水称为补给。

（1）大气降水

是最重要的补给来源。

因此，降水量的多少、包气带的岩石性质和厚度是影响地下水补给的主要因素。

（2）河流和湖泊

河流和湖泊的水位高于地下水面，则补给地下水。

河流与湖泊的水位低于地下水面，则地下水向河湖排泄。

（3）农田灌溉用水及来自其它含水层中的水。

2．排泄

（1）含水层失去水称为排泄。

排泄途径主要是泉、蒸发，及人工排泄－－开采地下水。

（2）泉是地下水的天然露头。

常分布于山区及丘陵区的沟谷、山麓，及冲积扇的边缘。

水流（受阻）具有压力而向上运动称为上升泉，如喷泉。

水流不具有压力，仅受重力驱使而向下运动者为下降泉。

泉的形成原因：

含水层被侵蚀，地下水在流动中遇到透水性弱的岩石或隔水层阻拦，由于断层使隔水层阻挡地下水流；地下水沿导水断层上升。

按泉水的运动特征分：

上升泉：

泉水为承压力，具压力向上运动（由于静水压力作用）很多喷泉都是上升泉。

济南被誉为我国的泉城，主要由于承压水被火成岩体阻隔后沿裂隙涌出地表，趵突泉即为上升泉。

下降泉：

泉水仅在重力作用下由高向低流流出地表，泉水来源主要是潜水。

下降泉主要出现在遭受剥蚀的山区流水（河、洪、片）剥蚀作用使潜水面露出地表，可形成泉。

山坡上下降泉多。

3．地下径流

地下水从补给区向排泄区流动称为地下径流。

地下水在岩石的有限空隙中运动受到较大的摩擦阻力，使运动速度缓慢，而且愈向深部愈慢。

这是因为随着深度的增加，岩石透水性减弱及水的运动途径增大，并在一定深度，水的交替运动就停息了。

六．地下水与地表水的差异

地下水大多被限制在透水层中流动与自由流动的地表水有一定的差异。

流速小、机械动能小

地下水除受重力影响由高向低流，受压力影响由高压向低压流动外，在流动过程中受到透水层中岩石的阻碍，能量消耗在磨擦上，因此流速小，机械动能小。

矿化度高、化学动力大

矿化度高，作为溶剂浓度大，成分复杂，有较强的溶解能力，化学动力强。

第二节地下水的类型

一．按地下水的埋藏条件分：

1．包气带水

地表向下至较稳定的地下水面（潜水面）之间的土层或岩层。

（1）以气体状态存在的气态水；

（2）静电引力吸附于颗粒、裂隙、溶洞表面的结合水；

（3）因毛细管力作用而存在的毛细管水；

（4）以及“过路”重力水；

过路重力水出现于雨后不久，这时水的重力影响大于固体质点表面对水的引力，因而水向下运动。

有时在包气带局部地区分布有面积不大，发育不稳定的融水层在其上集聚了一些重力水称上层滞水。

上层滞水：

包气带中部隔水层上的重力水。

其特点是分布范围小，水量有限，受气候及季节变化的影响大。

在地形切割处它能以泉的形式排泄。

2．潜水

地面以下第一个稳定隔水层上面的饱和水。

它的上面一般没有隔水层，而是通过包气带和大气相通。

潜水具有自由的表面，称为潜水面，即地下水面。

潜水面和下伏隔水层顶板之间的距离称为潜水层厚度；潜水面到地面的距离称为潜水的埋藏深度。

潜水面有高低起伏，一般说，地下水是顺着潜水面的倾斜方向从高处向低处流动，速度取决于潜水面坡度和岩石空隙的大小。

深部水因受到上覆岩层的强大压力也可以向上运动流向压力小的河、湖之中。

潜水产出在孔隙、裂隙或洞穴中，分布广泛。

潜水的埋藏状况决定于自然地理环境和地质条件。

同一地区潜水的埋藏深度随着季节也有变化。

雨季的补给充分，潜水面上升，埋藏深度变浅，水量丰富；干旱季节则出现相反情况。

与此相应的是；在雨量丰富及地形切割强烈的地区，潜水的循环和更新较快；在干旱气候地区潜水因蒸发而浓缩，其矿化度较高。

潜水由于埋藏浅，分布范围广，是常用的水源。

一般民用井都是取用潜水。

3．承压水

充满于上、下两个稳定隔水层间的含水层中的地下水。

承压水因被围限在两个隔水层之间，承受着静水压力。

如钻孔打穿隔水层顶板，水便能沿着钻孔上升甚至能够喷出地表，成为自流井。

如地形条件不利，则承压水只能上升到含水层顶板以上某一高度。

承压水是在岩性、地质构造、地形等条件相互配合下形成的，其中地质构造有决定性意义。

最适宜的地质构造是向斜盆地或单斜盆地。

向斜盆地：

含水层中心部分埋没于隔水层之下，两端出露于地表。

含水层从高位一侧的补给区获得补给，向低位一侧的排泄区排泄，中间是承压区。

在补给区和承压区之间地下水有水位差，产生水头压力，故在排泄区形成上升泉。

从总体看，承压水含水层面积较大，水量较丰富，排泄范围有限，动态比较稳定。

因此，它是比较理想的地下水源。

承压水的水质不一，从淡水直到卤水都有。

如补给、径流及排泄的条件好，水的循环快而充分，水质就接近入渗补给的大气降水和地表水，否则水的矿化度就高。

承压水只有在含水层出露于地表或与地表连通处才能获得补给。

当补给受到限制，特别是深部承压水补给条件更差时，它被迅速而大量开采之后，易出现水位持续下降，甚至枯竭现象。

因此，不能认为压力高的承压含水层就是最好含水层，也决不能认为这种水源可以“取之不尽，用之不竭”。

二．按地下水的赋存空间分：

1、孔隙水

存在于沉积颗粒孔隙中，它多呈均匀而连续的层状分布，构成具有统一水力联系的含水层，广泛见于第四纪松散沉积物及一部分基岩中。

2、裂隙水

存在于岩石裂隙中，裂隙的规模、密集程度、张开程度、连通程度各处不同，因之裂隙水的分布不均匀。

它的水力联系较差，水的运动受裂隙方向及其连通程度制约和补给条件的影响，因而裂隙水在不同部位的富水程度相差悬殊，同一岩层中相距几米的井，可能一井有水，另一井水少或无水。

3、岩溶水（喀斯特水）

存在于可溶性岩石的溶蚀裂隙、洞穴、暗河中。

它的分布较裂隙水更不均匀，但相对集中且流动迅速，可能承压也可能不承压。

它的水量往往比较丰富，常可作为大型供水水源。

但是它也是采矿的主要障碍。

地下水的上述分类，往往综合使用，综合命名，因而有“孔隙潜水”、“裂隙潜水”等名称。

第三节地下热水

温度较高的地下水称为地下热水。

它通常分为低温热水（20－40℃）、中温热水（40－60℃）、高温热水（60－100℃）和过热水（>100℃）。

地下热水出露地表就是温泉。

富集有大量地下热水（包括水蒸汽）并可供开采利用的地区称为地热田。

地热田常集中分布在地温梯度高的地带。

温泉

水温高于当年平均气温的泉。

有些甚至水沸腾。

腾冲地区域2000多个（我国）105℃－110℃。

温泉对人体的某些疾病有特殊的疗效，许多温泉如北京的西山温泉，南京的汤山温泉，都是很好的疗养圣地。

温泉是地热异常的一种显示。

它与岩浆活动和深处的地的热有关，常常温泉出现在近代火山运动和深大断裂的附近（五大莲池附近有一些温泉，与1719年火活动有关）。

目前国际上及我国对地热的开发利用都比较重视，天然的能源，我国西藏羊八井地热田，地下水温高，喷出的汽柱达数百米，现已用于发电及工农业生产。

温泉的形成及种类

温泉水的形成：

大气降水渗入地壳断层深处，与地下热岩浆接触后经过几十年的演变、渗透，最终转移到地表形成。

由于各地岩浆的不同，温泉水含有的有机成份亦不同，如有：

苏打泉、硫磺泉、硅酸泉等。

温泉的种类：

依照温泉的所在环境来区分温泉，可以将温泉归类为火山型温泉和非火山型温泉。

非火山型温泉包括深成岩温泉、变质岩温泉、沉积岩温泉。

即通过物理探测、地质分析，推算出因地热产生的含水层深度，从而在有温泉开发可能性的地热地区进行钻探，从深层断裂带打出温泉水。

火山型温泉：

当雨水降到地表，向下渗透到地壳深处，受高热、压力作用后，循裂隙上升涌出地表时，温度仍高于人体体温，即形成所谓温泉。

其涌出的形态很多，有默默无声缓缓涌出，也有隆隆巨喷而出，还有一些是热水和着泥浆、天然气一起涌出。

第四节地下水的地质作用

一、地下水的剥蚀作用及喀斯特

1、剥蚀作用又称潜蚀

它包括以下两种方式。

（1）冲刷

地下水流体一般分散，流速缓慢，冲刷力微弱，只能冲刷细小的颗粒，使岩石的空隙逐步扩大。

但长时间的冲刷，也可造成大型空洞并引起地表塌陷。

规模较大的洞穴和裂隙中的地下水流速较快，冲刷力较强。

黄土最易被地下水冲刷破坏，因为它主要由粉砂组成，颗粒细小而且松散，同时，黄土含有较多碳酸盐类矿物，易被地下水溶解。

（2）溶蚀

地下水中含有CO2，易溶解石灰岩或含碳酸盐类矿物的岩石，其分解而成的钙离子和碳酸氢根离子随水流失。

由于地下水的运动是发生在岩石空隙中，水与岩石的接触面大，而且地下水流速缓慢，因而其溶蚀作用极为显著。

特别是在湿热气候条件下，溶蚀是可溶性岩石遭受破坏的主要原因，并形成特殊的地貌。

将以主要为地下水（兼有部分地表水），对可溶性岩石进行以化学溶蚀为主、机械冲刷为辅的地质作用以及由这些地质作用所产生的地貌，称为喀斯特。

2、喀斯特

喀斯特作用形成的地貌奇特而多样，往往构成别致优美的风景。

（1）溶沟和石芽

溶沟是石灰岩表面上的沟槽，是地表水流沿可溶性岩石表面的节理裂隙进行溶蚀和机械冲刷的结果。

沟槽之间残存的凸起的石脊称为石芽。

溶沟和石牙一般是地表岩溶化初期阶段的产物。

溶沟与石牙的相对高差一般不超过3m。

沟槽的宽度和深度一般由数厘米到数米，其形态各异。

如石芽形态高大，沟坡近于直立，且发育成群，远观之宛若森林，称为石林。

喀斯特的来源

喀斯特是南斯拉夫西北部沿海一带石灰岩高原的地名，那里发育着各种奇特的石灰岩地形。

十九世纪末，南斯拉夫学者司威治（J．Cvijic）对这个地区首先进行了研究，并借用“喀斯特”一词来称呼石灰岩地区的一系列特殊的地貌形成过程和水文现象。

至今喀斯特一词已成为世界各国通用的专门术语。

我国七十年代曾用“岩溶”代替“喀斯特”，但是这种取代是不妥当的。

因为“喀斯特”一词有其广泛含义，并为国际通用，而岩溶一词意为岩石的溶蚀或溶解，其含义较狭。

（2）落水洞（Sinkhole）

地表水沿近于垂直的裂隙向下溶蚀而成的直立或陡倾斜的洞穴，下接地下河或溶洞，是地表水转入地下河或溶洞的通道。

在两组直立的裂隙交会处，落水洞最易形成。

落水洞一般深10余米至数十米，最深达百米以上。

（3）溶斗又称漏斗

是小型洼坑。

其平面呈圆形或椭圆形，直径一般由数十米到数百米；深度常为数米或数十米，最深可达400多米。

纵剖面形态有碟状、锥状和井状等。

底部常有洞，可引导地表水向下排泄。

地表水流沿垂直裂隙向下渗漏、溶蚀时，先在松散沉积物之下的基岩中形成隐伏小洞，随后空洞发展扩大，导致上部土体和基岩大量崩落、塌陷，便形成溶斗。

溶斗被坍塌物堵塞后，可积水成湖，是为喀斯特湖

（4）干谷和盲谷

落水洞如果发育在河床中，它可吸收河水，使其转入地下，把河流截断。

落水洞以上有水流的一段河谷继续受河水侵蚀使河床降低，落水洞以下的河谷因断水遂转变成干谷，干谷谷底相对高起。

有水的河谷与高起的干谷直接相碰，河谷就好象进入了死胡同，这种向前没有通路的河谷就叫盲谷。

（5）峰丛、峰林、孤峰

它们都是正向的喀斯特地貌。

峰顶尖锐或圆锥状竟相突出，而基部相连，宏观上似簇状者称为峰丛。

它是喀斯特发展较早阶段的地貌。

峰体上部挺立高大，基部仅稍许相连，称为峰林。

耸立于喀斯特地区平原上的孤立山峰称为孤峰。

它是峰林进一步发展的结果，其相对高度一般为50～100m左右，较峰林为低，为喀斯特发育晚期的产物。

在喀斯特山地中，通常峰丛位于山地中部，峰林位于山地边缘，而孤峰则耸立于平原之上。

（6）溶洞

系指地下水沿可溶性岩层的构造面（层面、节理面、断裂面等）进行剥蚀，并进一步崩塌扩大而形成的洞穴。

形成初期，裂隙孔道很小，地下水运动缓慢，以溶蚀为主；空洞扩大后可互相串通，水流加强，动能增大，引起冲刷。

垂直渗透带发育的溶洞以直立与陡倾斜状为主，水下流动带发育的多为水平状。

潜水面附近因地下水活动强烈，溶洞常迂迴曲折，时宽时窄，并沿着地下水面形成延伸很长的水平溶洞系统，有的可达数公里以上。

美国肯塔基州的猛犸洞长达240km，为世界之冠。

一些延伸较长的溶洞，常汇集丰富的地下水，成为地下暗河和暗湖。

如地壳上升，潜水面下降，沿地下水面发育的溶洞就抬高而成为干洞。

随后，如地壳保持相对稳定，则在新的潜水面附近通过地下水横向溶蚀可发育低一级的另一溶洞系统。

如果地壳间歇性多次上升，就造成多级溶洞。

（7）溶蚀谷与天然桥

溶洞或地下暗河中因洞顶岩石塌陷而暴露于地表，形成两岸陡峭的深谷，称为溶蚀谷。

局部洞顶残留在地下河上部时就形成天然桥

（8）喀斯特洼地与喀斯特平原

溶斗逐渐扩大，相邻溶斗连接合并，形成较大的盆状洼地，称为喀斯特洼地。

面积常为数至数十km2，洼地中常发育有漏斗或落水洞，底部有残积－冲积土层覆盖。

广西喀斯特洼地很多，其直径由数百米至1－2km，洼地底部常有厚约2－3m的红土，其表面为耕地。

如地壳保持长期稳定，侧向溶蚀作用能充分进行，喀斯特洼地便进一步发展，形成高程低、面积达数百平方公里的广阔严原，称为喀斯特平原。

3．影响喀斯特发育因素：

气候、岩石性质、地质构造、水的作用、构造运动

（1）气候

雨量多少及气温高低影响到水的冲刷以及溶蚀速度和强度。

气候潮湿、降雨量大以及常年气温较高有利于喀斯特发育。

我国广西、云南、贵州、广东、四川等地喀斯特普遍发育。

我国西部和北方气候干燥寒冷，喀斯特地貌普遍发育缓慢。

（2）岩石性质

喀斯特发育的物质基础是可溶性岩石：

卤族盐类，硫酸盐类，碳酸盐类（包括石灰岩、白云岩及富含碳酸盐成分的碎屑沉积岩）。

这三类岩石中，卤族盐类及硫酸盐类最易溶解，但分布面积有限。

碳酸盐类岩石，虽然溶解度相对较小，但分布广泛，对于喀斯特发育最为重要。

在碳酸盐类岩石中，一般以较纯的石灰岩组成的地区喀斯特发育最好。

白云岩与含泥质、硅质等杂质的石灰岩分布地区，喀斯特发育程度减弱。

岩石的结构对喀斯特发育也有影响。

一般粗、中粒晶质结构的岩石溶解度较大，喀斯特较发育，结晶颗粒细微者，溶解度小，喀斯特化微弱。

岩石结构关系到潜蚀作用。

粒细孔隙间连通性差，地下水难流动甚至不流动，不利于潜蚀作用进行；粒径不均匀，孔隙度减少，增加地下水流动阻力不利于潜蚀作用。

（3）地质构造

节理是碳酸盐岩中地下水的主要通道，节理愈多，延伸愈远、开口愈大，愈有利于溶蚀作用。

没有节理的致密石灰岩内部很少有岩溶。

破碎带是地下水的良好通道，背斜轴和断裂带节理密集，故地下河、溶蚀洼地，溶洞和溶斗常沿断层和背斜轴分布。

（4）岩层产状也影响喀斯特的发育

水平岩层中喀斯特多沿水平方向充分发展；岩层直立时喀斯特向下发育较深，但规模不大；倾角较缓岩层中水的运动和扩展面较大，喀斯特发育较好。

如岩性和厚度相同，产状近水平地区发育的峰林直立，每座孤峰呈圆柱形，而在产状明显倾斜的地区，发育的峰林斜歪，孤峰显单面山的姿态。

（5）水的作用

包括水的溶蚀力和流动性，是喀斯特发育的必要条件。

水的溶蚀能力，主要取决于水中CO2的含量。

CO2数量因发生溶解作用而消耗，又通过大气的扩散而得到补充。

但这一扩散补充的过程一般很慢。

气温高则可加速这一过程。

热带石灰岩的溶解速度比寒带的快，除了因气温高溶解反应速度较快以外，CO2能得到较快补充，也是其中一个重要原因。

地表水和地下水的流动性，包括流速、流量和交替循环的强度等，都影响到水对岩石破坏的能力。

而水的流动性又受到岩石的透水性、排水条件、地下水的排泄和补给情况等因素的制约。

（6）构造运动

构造运动的稳定性决定着喀斯特地貌演化的进程。

在地壳处于相对稳定的条件下，如果气候因素无重大变化，喀斯特地貌的形成和发展可按以下阶段进行：

早期，地表水沿着岩层表面的裂隙向下流动，形成大量溶沟和石芽，以及少量落水洞和溶斗，地表水系切入可溶性岩石中，地下河道开始形成。

中期，溶斗和落水洞不断产生和扩大，地表密布着大小不同的喀斯特洼地、干谷，地表水流大都进入地下河道，形成完整的地下水系。

地面只有主要河道保持水流。

晚期，地下溶洞进一步扩大，地下河道及溶洞顶部不断坍塌，地面更为破碎，许多地下河道变成明流，形成溶蚀谷及天然桥；此外，还可发育喀斯特洼地以及峰林。

末期，溶洞顶部大量坍塌，地下河道均转变为地表水系，地面高程降低，残留少数孤峰或残丘，形成喀斯特平原。

上述演化阶段是理想的情况，由于地壳升降交替或气候变化反复，实际情况往往要复杂得多。

二．地下水的搬运作用和沉积作用

1、搬运作用

除溶洞水能有较强的机械搬运外，地下水的搬运主要是以化学方式进行，包括真溶液及胶体溶液两种形式。

搬运物以重碳酸盐为主，有时氯化物、硫酸盐、氢氧化物、二氧化硅、磷酸盐、氧化锰以及氧化铁等也很重要。

2、沉积作用

按沉积的方式有以下类型：

机械沉积、化学沉积

按化学沉积的场所分以下类型：

孔隙沉积、裂隙沉积、溶洞沉积、温泉沉积。

（1）按沉积的方式分为以下类型

机械沉积

地下暗河流到开阔地段时，因流速降低，可以出现砾石、砂和粘土沉积。

它们略有分选和磨圆，粒细，量少。

有时在机械沉积物中混有有用矿物，对这些矿物进行研究，可帮助确定地下水的补给源地，甚至指导寻找地下盲矿体。

化学沉积

引起化学沉积的主要原因有：

地下水流出地表或流入洞穴，所含CO2因压力降低而逸出，水中Ca（HCO3）2分解成CaCO3而沉淀；水温降低，尤其是温泉水流出地表时水温剧降，在泉口附近发生沉淀；水分蒸发，使溶液浓度增加而产生沉淀；此外，胶体物质则是通过胶凝作用发生沉淀。

（2）按化学沉积的场所可分以下类型：

孔隙沉积

是在孔隙中发生的沉积物有CaCO3、Fe（OH）3、SiO2等，能导致沉积物胶结成坚硬的岩石。

如果沉积物围绕某一矿物颗粒发生凝聚，可形成结核。

如黄土中的钙质结核与铁锰结核。

裂隙沉积

发生在裂隙中。

形成脉状沉积体。

如方解石脉、石英脉等。

矿脉及假化石——地下水带的矿物质沿裂隙沉淀下来，常见方解石脉,有时在一些密集而细小的裂隙中，Ｆe、Ｍn等某矿物沉淀下来，看上去如树枝化石，俗称“假化石”。

溶洞沉积

富含Ca（HCO3）2的地下水，沿着孔隙、裂隙渗入空旷的溶洞，由于温度、压力改变，CO2逸出，加之蒸发作用加强，就沉淀出CaCO3。

如水自洞顶下滴，边滴边沉淀，可形成自洞顶向下垂直生长的石钟乳。

石钟乳横切面呈同心环带构造，核心常是空的。

渗出水滴落洞底后，CaCO3就在洞底沉淀并向上生长形成石笋。

石笋的形态一般为岩锥状，塔状，横切面具有同心环带构造，是实心的。

石钟乳与石笋长大后连成一体，称为石柱。

石钟乳、石笋、石柱合称为钟乳石。

此外，如地下水沿着洞壁裂隙成层状渗出，能沉积成石帘、石帷幕、石瀑布和石幔等。

洞穴中常有呈脉状或囊状的磷灰石堆积体，它的生成与穴居动物骨骼、粪便的积聚以及与围岩磷质成分的淋滤有关，富集时可作为磷矿床开采。

其它常见沉积矿物还有石英、萤石、重晶石、石膏、白云石、菱铁矿和文石等。

详细研究洞穴中的化学沉淀物有助于了解洞穴发育过程及探讨洞穴环境变迁。

洞穴是古人类及古动物栖息之地，常堆积有第四纪哺乳动物化石、人类化石及石器、骨器和灰烬层等文化遗迹。

如北京周口店的中国猿人洞。

80年代初，在桂林发现了新石器时代的古人类遗址，出土了大量古人类、古动物遗物及石器、骨器等。

该文化层的年代发生在距今10000年，并被年龄为3000年的钙华板（洞穴中方解石的层状堆积体，常疏松多孔）所覆盖。

它是我们研究人类发展演化历史的重要材料。

洞穴内钟乳石生长速度，目前有三种方法可以进行测定。

第一，对石钟乳、石笋等的长度进行定期测量。

第二，用放射性同位素14C法测定。

如对桂林甑皮岩中的石钟乳、石笋和钙华板作过14C年龄测定，石钟乳的横向增厚速度为0.11mm/a；石笋的横向增厚速度为0.05mm/a，钙华板的沉积速度为0.13mm/a;

第三，用历史的方法计算。

例如，桂林龙隐岩洞壁上有一处宋代张敏中等十三人的题名石刻，石刻面上垂下一枝长约1.6m的石钟乳，推算该石钟乳已有800多年，生长速度约为2mm/a。

温泉沉积

发生在温泉出口处。

沉积物疏松多孔，称为泉华，钙质的称为钙华或石灰华，硅质的称为硅华。

石化作用（置换作用）

地下水中溶解的矿物质与掩埋在沉积物内的生物体之间的物质交换，矿物质交换了生物体的有机质。

地层中的一些古生物化石就是以这种