土是坚硬岩石经过破坏、搬运和沉积等一系列作用和变化后形成的，它是第四纪以来地壳表层最新的、未胶结成岩的松散堆积物。就其沉积的环境和成因，可以把土分为海相沉积和陆相沉积两大类。前者是指在海洋环境条件下形成的沉积；后者则是指在大陆环境条件下形成的，又可进一步分为冰川沉积、暂时性水流沉积、河流沉积、湖泊沼泽沉积、风成沉积及残余堆积等。各种工程建筑所遇到的松散沉积物，绝大多数都是陆相形成的。不同成因的松散沉积物，其工程地质特性有明显差别。下面重点介绍几种水利水电工程领域常遇到的土体的成因类型。

5.2.1.1　冲积物（Qal）

河流沉积的物质称为冲积物。冲积物有明显的特点：组成物质的磨圆度及分选性好，有明显的水平层理或交错层理。随着沉积地段不同，其特征也有显著区别。

（1）山区河流冲积物。山区河流水流湍急，所形成的冲积物主要是粗碎屑，如漂石、块石、卵石、碎石和砾石等，其间常有砂土充填。这些物质的磨圆度和分选性一般中等。厚度一般不大，由几米至一二十米。但在一些有利的沉积地段（如深槽等），沉积厚度也可达数十米，甚至近百米。

由于山区河流冲积物主要为粗粒物质，因此，具有强度较高、压缩性小、透水性强等特点，可作为一般建筑物的地基。但若作为坝、闸地基，则应注意渗漏和潜蚀问题。

（2）山前河流冲积物。当山区河流流出山口进入平原时，可形成冲积扇；冲积扇也可互相连接，或与洪积扇重叠交错，形成山前冲积洪积平原，如北京就位于山前冲积洪积平原上。

组成山前河流冲积物的颗粒粗细分布和变化与洪积扇的物质相似，但成层构造比较明显，斜交层理经常出现，其厚度较大，一般数十米，厚的可达数百米。

（3）平原河流冲积物。平原河流冲积物可分为河床冲积物、河漫滩冲积物、牛轭湖冲积物及阶地冲积物。其中，河床冲积物常具透镜体、斜层理和交错层理。

河流的中、下游因大量沉积而形成冲积平原，如我国的华北平原，长江、汉江之间的江汉平原等。平原地区冲积物分布广，厚度大，颗粒细，一般上部为黏性土，下部为砂层或细砂层，有时常以互层出现，局部地段有淤泥层存在。由于河流摆动，在平原中常常遗留下古河道，古河道中主要分布有厚度较大的砂层。平原冲积物作为建筑物地基，其承载能力较低。在平原河谷中修建拦河坝时，古河道常常成为水库渗漏的通道。

各级阶地上的冲积物，由于经过长期的干燥和次生胶结作用，一般其结构较紧密，含水量较小，压缩性小，强度较高，可作为一般建筑物的地基。

各种冲积物常是最重要的天然建筑材料，它为水工建筑提供大量的砾石、砂和各种土料。

5.2.1.2　洪积物（Qpl）

暂时性洪流的堆积物称为洪积物。洪流是暴雨或积雪大量融化时，发生在山区的携带有大量岩石风化产物和坡积物的间歇性线状水流。其固体物质的含量较多，有时可超过水量。固体物质的体积含量大于15%，重度大于13kN/m3，呈泥浆状或含有大量石块的洪流，称为泥石流。泥石流爆发突然，历时短暂，来势凶猛，具有强大的破坏力，在我国西南、西北和华北的一些山区，均发育有泥石流。

暂时性洪流冲出沟口后，由于地形突然开阔，坡度急剧减小，致使水流分散，流速降低，大量的泥沙、块石在沟口外呈扇形或锥形堆积下来，形成洪积扇或冲出锥。相邻沟谷形成的洪积扇可以互相连接起来而形成洪积裙（图5-1）。洪积裙不断地重叠堆积向前伸展，则可形成山前倾斜平原。

洪积扇的组成物质，自山谷沟口至堆积体边缘呈一定规律的变化（图5-2）。扇顶一般以粗大的砾石为主，并有巨大石块，分选性极差，砾石磨圆度较低。洪积扇上部则以砾石、粗砂为主，稍有分选，砾石和砂层常呈透镜体出现。洪积扇的下部以细粒的砂、粉砂和黏土为主，可有分选性，并具明显的微斜层理或水平层理。由于山洪是周期性发生的，致使洪积物在垂直方向上常出现不规则的交替层理，并具夹层、尖灭或透镜体。

图5-1　洪积扇及洪积裙

图5-2　洪积扇沉积结构剖面图

1.块石；2.砾石；3.砂砾；4.砂；5.黏土；6.泉

由于洪积扇顶部的洪积物颗粒粗大，因而地下水埋藏较深，土的承载力较高，是良好的天然地基。扇缘部位的洪积物，由于颗粒较细，成分均匀，且土质密实，也是较好的地基。洪积扇的上部为地下水浅藏带，是理想的建筑地段和供水地段。

但在洪积扇的中部，因岩性变化，地下水位抬高，甚至出露地表，常形成狭窄的条带状的地下水溢出带，土质软弱，承载力较低，不宜作为大型建筑物的地基。

5.2.1.3　坡积物（Qdl）

雨水或冰雪融水直接在地表形成的薄层片流和细流沿山坡进行洗刷作用，并将岩石风化的产物搬运到斜坡的平缓部位或坡脚下堆积起来，这种沉积物称为坡积物。

坡积物的成分主要决定于斜坡上部的母岩成分和风化产物。由于搬运不远，磨圆度、分选性差，一般没有层理或略显层理。其粒度成分的特点是斜坡上部的土体比下部的粗，上部主要是含泥沙的碎石类土，而下部则为含碎石和砂粒的黏土。坡积物的厚度一般不大，只在斜坡平缓低洼处及坡麓一带较厚，往往呈透镜状、似层状。

坡积物较疏松，孔隙度大，一般在50%以上，因而压缩性大。作为地基应注意沉陷量过大和不均匀沉陷的问题。在开挖基坑和边坡时，坡积物易发生滑塌，特别是下伏基岩表面较陡，有地下水浸润时，坡积物更易滑动。在山区或丘陵地区的河谷谷坡或山坡上，坡积物分布很广，常对边坡稳定带来不良影响。在大坝与两岸的接头部位，常有坡积物存在，在开挖基坑时应注意基坑边坡稳定问题。(www.daowen.com)

5.2.1.4　残积物（Qel）

残积物指地表岩石风化后残留在原地的堆积物。根据风化作用方式和风化作用强度的不同，残积物可分为机械风化残积物和化学风化残积物两类。前者主要由母岩机械破碎的岩屑或矿物碎屑组成；后者主要由化学风化形成。后者除了母岩机械破碎的岩屑或矿物碎屑外，主要为母岩化学分解后形成的一些新生矿物，如各种黏土矿物（蒙脱石、伊利石、高岭石等）及硅、铝、铁、锰等的含水氧化物矿物（如蛋白石、水铝石、褐铁矿、水锰矿等）。

残积物一般保存在不易受到外力剥蚀的比较平坦的地形部位，而且常常被后期的其他成因类型的沉积物所覆盖。残积物的堆积形态、厚度、规模变化较大。残积物不具层理，碎屑颗粒为棱角状（砾岩风化残积物除外），无分选性。残积物的发育具有明显的地带性。

在高纬度地区、中纬度荒漠与半荒漠地区和高山地区，一般以机械风化残积物为主；而化学风化残积物则主要形成于热带和亚热带湿润地区。在湿热气候条件下，一个发育完全并保存完整的残积物剖面，其底部为与母岩逐渐过渡的以机械风化为主的残积物，向上渐变为化学风化残积物，如铝土矿等，厚度可达数十米至二百余米。残积物中常会有丰富矿产，如贵金属、稀有与稀土元素的残积矿床。有的残积物本身就是一种矿石堆积体，如铝土矿、锰土矿等。残积物对分析一个地区古气候、古地形的变迁也具有重要的意义。

5.2.1.5　冰积物（Qgl）

凡是由冰川作用形成的堆积物均称为冰积物。冰积物不仅在现代高纬度和高山地区（如喜马拉雅山、天山等）广为分布，而且由于第四纪某些时期的冰川分布范围比现代更为广泛，故在我国若干地方和河谷也有冰积物存在。冰积物可分为冰碛物和冰水沉积物两种基本类型。

冰碛物是由于冰川融化使冰川携带的物质直接堆积而形成的，其特点是分选性差，磨圆度差，不具层理，粒度极不均一，往往由漂砾、砾石、砂和黏土等混杂在一起。碎石土颗粒表面常有磨光面，且有条痕石。冰碛物一般较密实，孔隙率较低，压缩性小，强度较高，可作为一般建筑地基。但是，必须注意冰碛结构的不均一性和厚度的变化，以及有时可能存在的空洞（冰夹层融化后留下的）和局部承压水，这些都将使工程地质条件复杂化。

冰水沉积物是经过冰水搬运的冰碛物发生沉积作用而形成的物质，存在于冰水河及冰水湖中。由于经过一段水流搬运，故冰水沉积具有明显的层理，其物质成分主要是黏性土，有时夹有薄层的砂或透镜体。冰水沉积在山麓地带常形成冰水扇，冰水扇扩大或多个冰水扇相连则形成冰水沉积平原。

5.2.1.6　风积物（Qcol）与黄土

风积物是指经风力搬运后沉积下来的物质，主要是砂粒和更细的粉砂。风成沙的分选性较好，沙粒均匀，圆度和球度较高，表面常有一些相互撞击而形成的麻坑，常堆积成沙丘和沙垅等地形，沙层常形成高角度的斜交层理，厚度从数米到近百米。风积物是干旱与半干旱地区分布最广、最具有代表性的一种。

黄土是一种具有特殊性状的黄色沉积土层，多数黄土属于风积物，部分属于冲积物或其他类型。黄土的主要特征为：①呈褐黄或淡黄、灰黄色；②颗粒成分均一，粉粒级颗粒（0.05～0.005mm）含量常为60%～70%以上；③富含碳酸钙等可溶盐，且碳酸钙有时以钙质结核出现，又称姜石；④结构疏松，孔隙比值较大（一般为0.85～1.24），并具有大孔隙；⑤层理不明显，垂直节理发育；⑥遇水浸湿后迅速崩解并可引起地基突然沉陷，即湿陷性。不完全具有上述特征者（缺少其中的一项或两项），则称为黄土状土。

黄土在欧洲、北美、中亚以及我国西北、华北、东北等较干旱地区都广泛分布，尤以黄河中游地区最为发育。黄土形成于第四纪，在我国北方按其形成时代可分为午城黄土（Q1）、离石黄土（Q2）、马兰黄土（Q3）以及新近堆积黄土和黄土状土（Q4）。

黄土除含有大量粉土颗粒外，其余主要为黏土颗粒和砂粒。粗颗粒的矿物成分以石英、长石和碳酸盐矿物为主；细颗粒者则主要是各种黏土矿物，如水云母、高岭石、蒙脱石等。黏土矿物、碳酸盐和其他一些易溶盐类常构成胶结物，使颗粒间具有微弱的联结。

黄土的孔隙度常为33%～64%，且常具有肉眼可见的大孔隙。这些孔隙多呈直立管状排列，致使黄土中垂直节理特别发育。在野外常见到沿节理发育的直立边坡。大孔隙和垂直节理又使黄土具有透水性强的特点，渗透系数达1m/d，且沿垂直方向显著大于水平方向。

多数天然状态的黄土在一定压力作用下，浸水后会迅速发生较大的沉陷，称为“湿陷性”，在饱和自重压力作用下的湿陷称为自重湿陷，在自重和附加压力共同作用下的湿陷称为非自重湿陷。它可引起建筑地基和边坡的变形破坏，尤其渠道和库岸可发生大范围的严重坍塌。发生湿陷的原因主要是结构疏松。黏土和盐类胶结物质抗水性差，水渗入后颗粒间的胶结被破坏。大孔隙有利于水的渗入并使土粒有可以移动的空间。需指出，不同地区、不同时代的黄土，湿陷程度有较大差别，其至有的不具有湿陷性。因此黄土可分为湿陷性黄土与非湿陷性黄土两种类型。其湿陷程度常用湿陷系数（δs）来衡量，即

式中：hp——保持天然湿度和结构的土样在一定压力时下沉稳定后的高度（cm）；

h′p——上述加压稳定后的土样在浸水下沉稳定后的高度（cm）；

h0——土样的原始高度（cm）。

当湿陷系数δs值等于或大于0.015时，定为湿陷性黄土；当δs值小于0.015时，则定为非湿陷性黄土。δs越大，湿陷性越强。当0.015≤δs≤0.03时，湿陷性轻微；当0.03≤δs≤0.07时，湿陷性中等；当δs＞0.07时，湿陷性强烈。我国早更新世（Q1）的黄土不具湿陷性，中更新世（Q2）的黄土上部部分土层具湿陷性，晚更新世（Q3）及全新世早期（Q14）的黄土一般具湿陷性，近期（Q24）的黄土具强湿陷性。