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。

对两组滑带土样，每组制成三个不同方向的截面，每个土样分别按50、100、200、500、800和1000倍放大率在扫描电镜下观察拍片，结果如图3-19和图3-20。为了对比滑带土和原状土结构的差异，我们取了滑床黄土的原状土样，也取得扫描电镜照片，以便对比。比较分析这些图片，可以看出以下特点:

(1)滑带土以粘粒为主，并有少量孔洞。从扫描电镜图片上可以看出，最大的颗粒也不超过0.05mm。图片TP1-50、TP1-100、XC1-50、XC2-50、XC3-50、XC1-100、XC3-100可以看到一些零散分布的粗颗粒，粒径0.1mm左右，放大后仔细观察，这些粗粒表面粗糙，也是细颗粒的集合体，应为制样时，散落在观察面上的土粒。在50和100倍的照片上反映不出粘粒的微观结构，但可以分辨出微小的孔洞，这些孔洞与原状黄土相比，明显地经受过挤压变形，孔洞周围粘土颗粒排列紧密，孔洞的数量较少。在200倍的照片上粘土颗粒的轮廓都能清楚地分辨出来，孔洞的结构显示得更清楚。在TP3-50、TP3-100和TP3-200照片上，也清楚地反映出滑动面上的微裂隙。

(2)无论黄土还是古土壤滑带土，在微观上矿物颗粒的定向排列不是很明显。没有一些文献上所反映的滑带土中矿物拉长、定向排列、表面擦痕等特征。500倍到1000倍的照片上，矿物的微观结构显示得越来越清楚。除XC2-800和XC2-1000照片上，沿滑动方向矿物有明显的定向性外，其余500倍、800倍和1000倍的照片，不论从哪个方向观察，都呈现出鳞片状结构。鳞片排列紧密，鳞片的排列方向大致指向滑动的方向，但不是很明显。黄土滑带土的这种微观特征与其固有结构特点有关，一是其矿物颗粒本身很小，自由度大其次是大孔多孔结构，滑带土在强烈剪切和挤压下，首先是结构变紧密，孔隙闭合或紧缩。在这个过程中，由于有较大的自由空间，矿物受剪定向性不明显。

图3-19 太平滑坡滑带土的微结构图谱

图3-20 修石渡滑坡滑带土的微结构图谱

(3)滑带土最明显的变化是结构变紧密，图3-21分别将原状黄土和滑带黄土500倍照片放在一起比较，可以看出，原状黄土具有大孔隙结构和团粒结构，结构极不均匀而滑带土基本上看不出大孔结构和团粒结构，颗粒排列紧密，明显地受到过动力挤压，而且几乎见不到粗颗粒，所有颗粒都属于粘粒。

图3-21 原状黄土和滑带黄土的微结构对比

综上所述，滑带土在微观结构上具有明显的挤密特征，但宏观上所观察到的片理化、擦痕等特征在微观上不明显。考虑到取样、制样和观察的费用高、时间长，微观结构不宜作为滑带土鉴定的常规方法，对大型滑坡开展专门研究时，做此项工作是可以的。

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