基本介紹
簡介,沉積作用,定義,形成原因,分類,河流作用,洪流及片流,水冰作用,風的沉積作用,湖泊作用,海洋作用,
簡介
套用於化學、冶金、食品、製糖等工業。
沉積作用
定義
沉積作用是指被運動介質搬運的物質到達適宜的場所後，由於條件發生改變而發生沉澱、堆積的過程的作用。
按沉積環境它可分為大陸沉積與海洋沉積兩類；
廣義指造岩沉積物質進行堆積和形成岩石的作用，狹義的指介質(如水)中懸浮狀物質的機械沉澱作用。
形成原因
狹義的指沉積物進行沉積的作用。更為狹義的指介質(如水)中懸浮狀物質的機械沉澱作用。在沉積學中，常使用比較狹義的概念，把沉積作用定義為沉積物質在地表溫度及大氣壓力下以成層方式進行堆積或形成的作用及過程，包括沉積物埋藏以前(即成岩作用開始以前)自風化、搬運以至堆積的全過程。很多人使用廣義的沉積作用的概念，如礦床學中常把沉積演化過程中形成的礦床統稱為沉積礦床，這是相對岩漿作用或變質作用等與內動力有關的作用而言的。
在流水的的搬運途中，由於水的流速、流量的變化以及碎屑物本身大小、形狀、比重等的差異，沉積順序有先後之分。一般顆粒大、比重大的物質先沉積，顆粒小、比重小的物質後沉積。因此，在不同的沉積條件下形成礫石、沙、粉沙、粘土等顆粒大小不同的沉積層。當河流攜帶大量泥沙流動時，由於流速降低、泥沙逐漸沉積，在河流的中下游常常造成寬廣平坦的沖積平原和三角洲，如中國的長江中下游平原和長江三角洲、埃及的尼羅河沿岸平原和尼羅河三角洲等。
我國的黃土高原就是風力沉積的傑作。強勁的西北風從遙遠的蒙古高原搬來粒粒沙塵，經過上百萬年形成深厚的黃土分布區。
在流水的的搬運途中，由於水的流速、流量的變化以及碎屑物本身大小、形狀、比重等的差異，沉積順序有先後之分。一般顆粒大、比重大的物質先沉積，顆粒小、比重小的物質後沉積。因此，在不同的沉積條件下形成礫石、沙、粉沙、粘土等顆粒大小不同的沉積層。當河流攜帶大量泥沙流動時，由於流速降低、泥沙逐漸沉積，在河流的中下游常常造成寬廣平坦的沖積平原和三角洲，如中國的長江中下游平原和長江三角洲、埃及的尼羅河沿岸平原和尼羅河三角洲等。
我國的黃土高原就是風力沉積的傑作。強勁的西北風從遙遠的蒙古高原搬來粒粒沙塵，經過上百萬年形成深厚的黃土分布區。
分類
河流作用
地面流水的沉積作用以機械沉積作用為主，由於地面流水總是處於較快的運動與循環狀態，其中的溶運物在搬運過程中一般不具備沉積條件，故化學沉積作用微弱。
河流的沉積作用
河流的沉積作用，自上游至下游普遍存在。
河流的沉積作用，自上游至下游普遍存在。
發生沉積作用的原因，歸納起來有三點：
一是流速減小；
二是流量減小，這二者都會使河流活力降低而發生沉積；
三是進入河流的碎屑過多，超出河流的搬運能力而發生沉積。
據此分析，河流發生沉積作用有三個主要場所：
一是河流匯入其它相對靜止的水體處，如河流入海、入湖以及支流入主流處；
二是河床縱剖面坡度由陡變緩處，一般來說河流中、下游地勢較平坦，沉積作用明顯；
三是河流的凸岸，由單向環流侵蝕凹岸，其產生的碎屑在凸岸沉積。
滯留礫石沉積在河流上游，由於坡降大，河流具有較大的動能。細粒物質被沖走，粗粒物質留下來成為滯留沉積。其沉積物以河床礫石為主，成分複雜，礫石呈疊瓦狀排列，一般厚度不大，常呈透鏡體分布於河道之中。
邊灘沉積與河漫灘
滯留礫石沉積在河流上游，由於坡降大，河流具有較大的動能。細粒物質被沖走，粗粒物質留下來成為滯留沉積。其沉積物以河床礫石為主，成分複雜，礫石呈疊瓦狀排列，一般厚度不大，常呈透鏡體分布於河道之中。
邊灘沉積與河漫灘
河流在遷移彎曲的過程中，所攜帶的碎屑物在凸岸一側沉積下來。開始僅僅形成淺灘，隨著河流不斷側向遷移，淺灘也不斷增長，最後形成寬闊的邊灘。邊灘沉積物成分複雜，常含有植物碎片。粒度變化範圍大，規模較大河流的邊灘沉積，都是以砂為主，有少量的礫石和粉砂；較小河流的邊灘沉積，粒度可粗至礫石級。
邊灘沉積中的層理以大型板狀交錯層理為主。邊灘沉積是單向環流側向加積的產物，當洪水期來到時，水位增高，邊灘被沒於水下，洪水中的細粒物質(粉砂、亞粘土等)就會疊積在邊灘沉積物之上，形成河漫灘，並一般具有水平薄層層理。因此，河漫灘具有二元結構，即底部為邊灘沉積，頂部為河漫灘沉積。
心灘沉積
心灘沉積
辮狀河或網狀河的特點是發育一系列心灘。心灘形成於洪水期，此期間形成雙向環流，表流從中央向兩側流，底流從兩側向中心匯聚，然後上升，由於水流的相互牴觸和重力作用，使碎屑在河心發生沉積。每一次洪水期，使心灘擴展、加高，最後露出水面，造成河流分叉。這種分叉過程在河道內反覆進行，即形成了心灘密布的、網狀的遊蕩性河流。心灘沉積物成分複雜。粒度變化範圍比邊灘大得多，也更粗一些，可以有礫石、粗砂，有時還有粉砂和粘土夾層。心灘沉積物中的層理髮育，常見大型槽狀交錯層理，層理的底界面常為明顯的沖刷面，並有礫石分布。
天然堤與決口扇沉積
天然堤與決口扇沉積
洪水期河水漫越河岸，由於河水變淺、流速驟減，河水所攜帶的大量懸浮物質，很快在岸邊沉積下來，形成天然堤。天然堤主要發育在蛇曲河流中，沉積物為粉砂和泥，兩者常呈互層。決口扇是洪水衝決天然堤，在天然堤外側斜坡上形成的扇狀堆積物。它在剖面上呈透鏡狀，厚度自數十厘米到幾米。沉積物的粒度比天然堤的粗，主要為細砂和粉砂。
牛軛湖沉積
由河流的改道、截彎取直或由於河流衰老所形成的湖泊稱為牛軛湖。其沉積物底部是側向加積形成的河道沉積物，往上為垂向加積的粉砂和粘土，富含有機質，一般具水平層理。這些垂向加積的細粒物質是由洪水期河流所帶來的。
山口沉積
山口沉積
來自山區的河流，在流出山口時，由於坡降明顯減小，水流無地形約束而散開，河流的搬運能力顯著降低，所攜帶的大量碎屑物便堆積在山口開闊的平地上。沉積物堆積成半圓錐形或扇狀地貌，稱為沖積錐或沖積扇。山口沉積是在水位突然退落，動力變小過程中沉積的。因此在錐頂的沉積物粒度粗，以礫石、砂為主，向邊緣逐漸變細。
河口沉積
河口沉積
河流入海、入湖的地方叫河口，它是河流重要的沉積場所。當河流進入河口時，水域驟然變寬，再加上海水或湖水對河流的阻擋作用，流速減小，機械搬運物便大量沉積下來。所形成的沉積體形態，從平面上看像三角形，故稱為三角洲。三角洲內部從縱剖面上看常具有三層構造，即頂積層、前積層和底積層。
前積層是河水到達河口後，最先在匯水盆地邊緣沉積的較粗泥、砂沉積物，它向海洋(或湖泊)方向傾斜，近岸處較陡，隨著離岸漸遠而逐漸變緩。底積層是河流帶來的懸浮物，在前積層的前方形成的水平沉積層，由粉砂和粘土組成，粒細、層薄。頂積層是前積層增長到河底高度時，隨著三角洲向海推進，在前積層之上沉積的、近水平的沖積物。值得指出的是，三角洲處於海陸過渡地帶，沉積環境較為複雜，既有河流的沉積作用，又有海水的沉積作用，很難把它們分開。
河流的沉積物統稱為沖積物。對於正在形成的沖積物人們很容易認識，但在研究古河流沉積時，就有較大的困難。因為在漫長的地質歷史中，這些沖積物經歷了滄桑之變，因此，掌握沖積物一些最基本的鑑別標誌顯得尤為重要。
前積層是河水到達河口後，最先在匯水盆地邊緣沉積的較粗泥、砂沉積物，它向海洋(或湖泊)方向傾斜，近岸處較陡，隨著離岸漸遠而逐漸變緩。底積層是河流帶來的懸浮物，在前積層的前方形成的水平沉積層，由粉砂和粘土組成，粒細、層薄。頂積層是前積層增長到河底高度時，隨著三角洲向海推進，在前積層之上沉積的、近水平的沖積物。值得指出的是，三角洲處於海陸過渡地帶，沉積環境較為複雜，既有河流的沉積作用，又有海水的沉積作用，很難把它們分開。
河流的沉積物統稱為沖積物。對於正在形成的沖積物人們很容易認識，但在研究古河流沉積時，就有較大的困難。因為在漫長的地質歷史中，這些沖積物經歷了滄桑之變，因此，掌握沖積物一些最基本的鑑別標誌顯得尤為重要。
沖積物的主要鑑別標誌是:
①礫石成分複雜，往往具疊瓦狀排列。砂和粉砂的礦物成分中，不穩定組分較多。
②碎屑物質的分選性較好。碎屑顆粒隨水動力條件的改變，按大小、比重依次沉積。由於這種分選作用，一些比重大而穩定的礦物，如金、錫石、金剛石、鎢砂等，便可富集形成沖積砂礦床。
③碎屑顆粒的磨圓度較高。沖積物通常經過長距離和多次的再搬運，由於磨蝕和碰撞造成較高的磨圓度。
④沖積物層理髮育，類型豐富，層理一般傾向河流下游。
⑤沖積物常呈透鏡狀或豆莢狀，少數呈板片狀。
⑥沖積物往往具有二元結構，下部為河床沉積，上部為河漫灘沉積。
①礫石成分複雜，往往具疊瓦狀排列。砂和粉砂的礦物成分中，不穩定組分較多。
②碎屑物質的分選性較好。碎屑顆粒隨水動力條件的改變，按大小、比重依次沉積。由於這種分選作用，一些比重大而穩定的礦物，如金、錫石、金剛石、鎢砂等，便可富集形成沖積砂礦床。
③碎屑顆粒的磨圓度較高。沖積物通常經過長距離和多次的再搬運，由於磨蝕和碰撞造成較高的磨圓度。
④沖積物層理髮育，類型豐富，層理一般傾向河流下游。
⑤沖積物常呈透鏡狀或豆莢狀，少數呈板片狀。
⑥沖積物往往具有二元結構，下部為河床沉積，上部為河漫灘沉積。
洪流及片流
洪流的沉積作用很普遍，特別是在乾旱和半乾旱地區，洪流是主要的地質營力。它不但具有強大的侵蝕能力，而且具有較強的搬運能力。當洪流攜帶大量碎屑物質，抵達沖溝口時，水流突然分散，碎屑物質便沉積下來。由洪流形成的沉積物叫洪積物。洪積物在沖溝口所形成的扇狀堆積體叫洪積扇。
大型的洪積扇中，洪積物具有明顯的分帶現象。在洪積扇頂部，堆積有粗大的礫石，這是由於水動力在此地帶突然降低所致。在洪積扇邊緣，地形較緩，水動力更弱，沉積物主要為砂、粘土，並具有層理。在扇頂與扇緣之間，沉積物既有礫石，又有砂及粘土。洪積物這種分帶現象是粗略的，各帶之間沒有截然的界線。
洪積物具有如下特點：
①洪積物分布有明顯的地域性，其物質成分較單一，不同沖溝中的洪積物岩性差別較大；
②洪積物分選性差，往往礫石、砂、粘土混積在一起；
③洪積物的磨圓度較低，一般介於次圓狀和次稜角狀之間；
④洪積物的層理不發育，類型單一；
⑤洪積物不具二元結構，在剖面上，礫石、砂、粘土的透鏡體相互交疊，呈現出多元結構。
由片流在坡坳、坡麓地帶形成的碎屑堆積物叫坡積物。坡積物圍繞山麓連續分布所形成的裙裾狀地形為坡積裾。片流是一種面狀水流，水動力本來就較弱，當它到達坡坳、坡麓時，水動力幾乎消失，所攜帶的碎屑物質便堆積下來，故坡積物一般為細碎屑物，如亞砂土、亞粘土等。片流又可看作是由無數股很細小的水流組成，它局部水動力較大，因此在坡積物中會經常見到小的礫石透鏡體。坡積物分布廣，但其厚度小。當山坡岩石風化強烈、碎屑物質豐富、又無植被覆蓋時，坡積物就很發育。
坡積物與洪積物經常共存，在野外工作時，應注意二者的區別：
①由於坡積物來自附近山坡，所以坡積物一般比洪積物成分更單純，另外坡積物中礫石含量少，洪積物礫石豐富；
②片流動力弱而不穩定，故坡積物的分選性比洪積物差；
③坡積物比洪積物的磨圓度低，礫石的稜角較明顯；
④坡積物略顯層狀，不具洪積物的分帶現象；
⑤坡積物多分布於坡麓，構成坡積裾地形，而洪積物分布於溝口形成洪積扇地貌。
洪積物具有如下特點：
①洪積物分布有明顯的地域性，其物質成分較單一，不同沖溝中的洪積物岩性差別較大；
②洪積物分選性差，往往礫石、砂、粘土混積在一起；
③洪積物的磨圓度較低，一般介於次圓狀和次稜角狀之間；
④洪積物的層理不發育，類型單一；
⑤洪積物不具二元結構，在剖面上，礫石、砂、粘土的透鏡體相互交疊，呈現出多元結構。
由片流在坡坳、坡麓地帶形成的碎屑堆積物叫坡積物。坡積物圍繞山麓連續分布所形成的裙裾狀地形為坡積裾。片流是一種面狀水流，水動力本來就較弱，當它到達坡坳、坡麓時，水動力幾乎消失，所攜帶的碎屑物質便堆積下來，故坡積物一般為細碎屑物，如亞砂土、亞粘土等。片流又可看作是由無數股很細小的水流組成，它局部水動力較大，因此在坡積物中會經常見到小的礫石透鏡體。坡積物分布廣，但其厚度小。當山坡岩石風化強烈、碎屑物質豐富、又無植被覆蓋時，坡積物就很發育。
坡積物與洪積物經常共存，在野外工作時，應注意二者的區別：
①由於坡積物來自附近山坡，所以坡積物一般比洪積物成分更單純，另外坡積物中礫石含量少，洪積物礫石豐富；
②片流動力弱而不穩定，故坡積物的分選性比洪積物差；
③坡積物比洪積物的磨圓度低，礫石的稜角較明顯；
④坡積物略顯層狀，不具洪積物的分帶現象；
⑤坡積物多分布於坡麓，構成坡積裾地形，而洪積物分布於溝口形成洪積扇地貌。
水冰作用
水的沉積作用
地下水的沉積作用以化學沉積作用為主，一般只在地下河、地下湖才發育一定數量的碎屑沉積，另外還可形成一些洞穴崩塌碎屑堆積。地下水溶運的各種物質，在滲流過程中，由於水溫及壓力等條件改變，便可發生沉積，有利於化學沉積的場所主要是洞穴和泉口。
溶洞沉積物在灰岩區，當溶有重碳酸鈣的地下水滲入溶洞時，壓力突然降低，水中溶解的二氧化碳逸出，形成碳酸鈣沉澱。地下水在洞頂滲出，天長日久便可在洞頂形成懸掛的錐狀沉積物稱石鐘乳；地下水滴至洞底形成向上增長的筍狀沉積物稱石筍；當石鐘乳和石筍連線在一起時稱為石柱；它們統稱為鐘乳石，其沉積物多呈同心柱狀或同心圓狀結構。若地下水沿洞壁滲出，可形成帷幕狀的沉積物，稱為石幔。
地下水的沉積作用以化學沉積作用為主，一般只在地下河、地下湖才發育一定數量的碎屑沉積，另外還可形成一些洞穴崩塌碎屑堆積。地下水溶運的各種物質，在滲流過程中，由於水溫及壓力等條件改變，便可發生沉積，有利於化學沉積的場所主要是洞穴和泉口。
溶洞沉積物在灰岩區，當溶有重碳酸鈣的地下水滲入溶洞時，壓力突然降低，水中溶解的二氧化碳逸出，形成碳酸鈣沉澱。地下水在洞頂滲出，天長日久便可在洞頂形成懸掛的錐狀沉積物稱石鐘乳；地下水滴至洞底形成向上增長的筍狀沉積物稱石筍；當石鐘乳和石筍連線在一起時稱為石柱；它們統稱為鐘乳石，其沉積物多呈同心柱狀或同心圓狀結構。若地下水沿洞壁滲出，可形成帷幕狀的沉積物，稱為石幔。
當泉水流出地表時，因壓力降低、溫度升高，地下水中的礦物質發生沉澱，沉澱在泉口的疏鬆多孔物質叫泉華。泉華的成分為碳酸鈣時，稱為鈣華或石灰華；以二氧化矽為主時稱為矽華。由於泉華物質成分、沉澱數量及泉口地形的差異，泉華可堆積成錐狀、台階狀或扇狀地貌。
冰川的沉積作用
冰川向雪線以下流動，並不是無休止的。隨著氣溫的逐漸升高，冰川逐漸消融，冰運物也就隨之堆積，所以冰川消融是冰川堆積的主要原因。此外，冰川前進時若底部碎屑物過多或受基岩的阻擋，也會發生中途停積。由此可見，冰川的沉積是純機械沉積。由冰川形成的沉積物統稱為冰磧物。
當氣候條件穩定時，冰川的前端(冰前)穩定於一定地點，那裡冰川的消融量等於供給量，整個冰川雖在流動，但冰前的位置不變。因此，冰川將冰運物源源輸送到冰前堆積，形成弧形的壠崗，稱為終磧堤或終磧壠。其外側較陡，內側較緩，不同類型及規模的冰川所形成的終磧堤規模差異甚大。
冰川的沉積作用
冰川向雪線以下流動，並不是無休止的。隨著氣溫的逐漸升高，冰川逐漸消融，冰運物也就隨之堆積，所以冰川消融是冰川堆積的主要原因。此外，冰川前進時若底部碎屑物過多或受基岩的阻擋，也會發生中途停積。由此可見，冰川的沉積是純機械沉積。由冰川形成的沉積物統稱為冰磧物。
當氣候條件穩定時，冰川的前端(冰前)穩定於一定地點，那裡冰川的消融量等於供給量，整個冰川雖在流動，但冰前的位置不變。因此，冰川將冰運物源源輸送到冰前堆積，形成弧形的壠崗，稱為終磧堤或終磧壠。其外側較陡，內側較緩，不同類型及規模的冰川所形成的終磧堤規模差異甚大。
當全球氣候變冷，冰川擴展時，即冰進時期，冰川供給量大於消融量，終磧堤被推進，可形成寬緩的終磧堤。在大陸冰川終磧堤的內側，冰川流動時，因碎屑物過多並受基岩阻擋，冰運物堆積，形成一系列長軸平行於流向的丘狀地形，稱為鼓丘。
當氣候轉暖，冰川萎縮時，即冰退時期，冰運物不再運往固定的地點堆積，而是隨著冰前的後退廣泛堆積在冰床上，這部分冰磧稱為底磧。山谷冰川的兩側在冰川退縮時，可堆積成側磧堤。在複式冰川中，兩冰川側面的複合部位可堆積成中磧堤。
冰磧物常具有如下特徵：
①山嶽冰川碎屑成分與冰川發育區的基岩成分基本一致，大陸冰川的冰磧物成分複雜，並且細粒碎屑中不穩定的成分較多。
②由於冰川為固體，無分選作用，故冰磧物分選性極差，大至漂礫，小至粘土，混雜堆積在一起，形成“泥包礫”的現象。
③冰川中的碎屑顆粒彼此不相摩擦、碰撞，故冰磧物磨圓度極差。
④岩塊和礫石無定向排列，雜亂無章，亦無層理。
⑤冰磧物表面常有磨光面或交錯的釘頭形擦痕，還可出現凹坑和裂隙。具冰川擦痕的礫石稱為條痕石。
⑥冰磧物內部化石稀少，常保存寒冷型的孢子花粉。
當氣候轉暖，冰川萎縮時，即冰退時期，冰運物不再運往固定的地點堆積，而是隨著冰前的後退廣泛堆積在冰床上，這部分冰磧稱為底磧。山谷冰川的兩側在冰川退縮時，可堆積成側磧堤。在複式冰川中，兩冰川側面的複合部位可堆積成中磧堤。
冰磧物常具有如下特徵：
①山嶽冰川碎屑成分與冰川發育區的基岩成分基本一致，大陸冰川的冰磧物成分複雜，並且細粒碎屑中不穩定的成分較多。
②由於冰川為固體，無分選作用，故冰磧物分選性極差，大至漂礫，小至粘土，混雜堆積在一起，形成“泥包礫”的現象。
③冰川中的碎屑顆粒彼此不相摩擦、碰撞，故冰磧物磨圓度極差。
④岩塊和礫石無定向排列，雜亂無章，亦無層理。
⑤冰磧物表面常有磨光面或交錯的釘頭形擦痕，還可出現凹坑和裂隙。具冰川擦痕的礫石稱為條痕石。
⑥冰磧物內部化石稀少，常保存寒冷型的孢子花粉。
風的沉積作用
渦流還可以將沙堆兩側的砂粒卷進背風區沉積，隨著沉積作用的進行，背風坡逐漸變陡，最後形成沙丘。風將迎風坡上的砂粒帶走，並在背風坡堆積下來，沙丘內部也隨之形成順風向的斜層理。在沙源稀少的地區，如沙漠的邊緣，風沙流在開闊平坦的地面上，所形成的月狀沙丘稱為新月形沙丘。
沙丘和沙堆可以孤立存在，也可以連線起來形成沙壠。當一個地區終年盛行兩個方向相近的風，並且風力一大一小時，沙堆、沙丘則順主風向伸延，形成縱向沙壠。如果兩股相反方向的風交替作用，並以一個方向的作用占優勢，則風沙可聚集成垂直風向的橫向沙壠。在乾旱區，風力和風向變化很複雜，因此形成的沙丘、沙壠形態各異，風積物中也具有不同傾向的斜層理，於是形成了風成交錯層。在風力作用下，沙堆、沙丘和沙壠表面形成起伏的沙波紋，遠遠望去，就像浩瀚的海洋一樣，這種地貌稱為沙漠。
風成砂的特徵：
①砂粒大多為石英，亦有長石、暗色礦物、碳酸鹽等不穩定礦物；
②分選良好；
③磨圓度高，石英砂的表面呈毛玻璃狀，並有小的碰撞坑；
④較粗的砂粒表面常有氧化鐵、氧化錳析出，形成具有油脂光澤的薄膜，稱為沙漠岩漆；
⑤風成砂中有中小型交錯層理，有時出現大型風成板狀交錯層理；
⑥風成砂中生物遺蹟稀少，有時存在蒸發鹽礦物。
風成黃土沉積
黃土是一種灰黃或棕黃色的鬆散土狀沉積物，以粉砂和粘土為主，孔隙及垂直節理髮育。其成因複雜，但以風成為主。
風吹蝕地面時，使大量粉砂和粘土離開地面。在紊流上舉力的作用下，懸浮空中，被風帶出沙漠區，隨著風力的減弱徐徐沉降下來，形成風成黃土。風成黃土沉積基本不受地形影響，山頂、山坡、溝谷中都可發生沉積，降落面積廣大。例如，在我國北方大興安嶺、太行山幾乎連續分布，面積約為631000平方千米。
風成黃土的特徵：
①各地風成黃土的礦物組成基本一致，不受下伏基岩影響。黃土中的礦物碎屑成分有50餘種，石英和長石占90%以上；
②分選性良好，大部分顆粒粒度局限在0.05~0.005mm的範圍內；
③由於黃土顆粒細，又呈懸移搬運，故其磨圓度差；
④黃土層理不明顯，發育垂直節理；
沙丘和沙堆可以孤立存在，也可以連線起來形成沙壠。當一個地區終年盛行兩個方向相近的風，並且風力一大一小時，沙堆、沙丘則順主風向伸延，形成縱向沙壠。如果兩股相反方向的風交替作用，並以一個方向的作用占優勢，則風沙可聚集成垂直風向的橫向沙壠。在乾旱區，風力和風向變化很複雜，因此形成的沙丘、沙壠形態各異，風積物中也具有不同傾向的斜層理，於是形成了風成交錯層。在風力作用下，沙堆、沙丘和沙壠表面形成起伏的沙波紋，遠遠望去，就像浩瀚的海洋一樣，這種地貌稱為沙漠。
風成砂的特徵：
①砂粒大多為石英，亦有長石、暗色礦物、碳酸鹽等不穩定礦物；
②分選良好；
③磨圓度高，石英砂的表面呈毛玻璃狀，並有小的碰撞坑；
④較粗的砂粒表面常有氧化鐵、氧化錳析出，形成具有油脂光澤的薄膜，稱為沙漠岩漆；
⑤風成砂中有中小型交錯層理，有時出現大型風成板狀交錯層理；
⑥風成砂中生物遺蹟稀少，有時存在蒸發鹽礦物。
風成黃土沉積
黃土是一種灰黃或棕黃色的鬆散土狀沉積物，以粉砂和粘土為主，孔隙及垂直節理髮育。其成因複雜，但以風成為主。
風吹蝕地面時，使大量粉砂和粘土離開地面。在紊流上舉力的作用下，懸浮空中，被風帶出沙漠區，隨著風力的減弱徐徐沉降下來，形成風成黃土。風成黃土沉積基本不受地形影響，山頂、山坡、溝谷中都可發生沉積，降落面積廣大。例如，在我國北方大興安嶺、太行山幾乎連續分布，面積約為631000平方千米。
風成黃土的特徵：
①各地風成黃土的礦物組成基本一致，不受下伏基岩影響。黃土中的礦物碎屑成分有50餘種，石英和長石占90%以上；
②分選性良好，大部分顆粒粒度局限在0.05~0.005mm的範圍內；
③由於黃土顆粒細，又呈懸移搬運，故其磨圓度差；
④黃土層理不明顯，發育垂直節理；
⑤孔隙度高達44%~55%，常含鈣質結核。
湖泊作用
湖泊是陸地上的集水窪地，其沉積作用占主導地位。湖泊可分為淡水湖和鹹水湖兩類。前者多發育在潮濕氣候區，不同季節水位有變化，一般為泄水湖；後者發育在乾旱氣候區，一般為不泄水湖。淡水湖以機械沉積為主，鹹水湖則以化學沉積為主。
機械沉積作用
湖水的機械沉積物主要來源於河流，其次為湖岸岩石的破碎產物。碎屑物質從淺水區進入深水區，由於動力逐漸減小，逐步發生沉積。從湖濱到湖心，沉積物粒度由粗變細，呈同心環帶狀分布。
湖水的機械沉積物主要來源於河流，其次為湖岸岩石的破碎產物。碎屑物質從淺水區進入深水區，由於動力逐漸減小，逐步發生沉積。從湖濱到湖心，沉積物粒度由粗變細，呈同心環帶狀分布。
湖泊與海洋相似，粗碎屑物也可以堆積成湖灘、沙壩和沙嘴；細小的粘土級物質被湖流搬運到湖心，極緩慢地沉積到湖底，形成深色的、含有機質的湖泥。湖底較平靜，沉積物不受波浪擾動，因此發育水平層理。一般來說，山區湖泊碎屑沉積物的粒度偏粗，平原區湖泊的沉積物粒度較細。
化學沉積作用
湖水化學沉積作用受氣候條件的控制極為明顯，不同的氣候區化學沉積物差別很大。
潮濕氣候區湖泊化學沉積作用
潮濕氣候區降水充沛，湖泊多為泄水湖。溶解度大的組分如K、Na、Mg、Ca等的鹵化物、硫酸鹽很少發生沉澱，河流及地下水帶入的Fe、Mn、Al等的膠體物質或鹽類物質易受水質變化的影響，成為潮濕氣候區湖泊化學沉積的主要組成部分。這些物質沉積後，常形成湖相的鐵、錳、鋁礦床，其中最常見的是鐵礦床，礦物成分以褐鐵礦、菱鐵礦及黃鐵礦為主。
湖水中的鈣質可以CaCO3的形式沉澱出來，並與湖底淤泥混在一起，形成鈣質泥，成岩後形成泥灰岩，有時鈣質沉澱較少，則形成鈣質結核。
乾旱氣候區湖泊化學沉積作用
乾旱氣候區湖水很少外泄，主要消耗在蒸發上。蒸發作用使湖水的鹽度逐漸增加，變成鹹水湖甚至鹽湖。在湖水逐漸鹹化的過程中，溶解度小者首先沉澱，沉澱的順序大致為碳酸鹽、硫酸鹽、氯化物，據此將鹽湖沉積劃分為四個階段。
碳酸鹽階段
化學沉積作用
湖水化學沉積作用受氣候條件的控制極為明顯，不同的氣候區化學沉積物差別很大。
潮濕氣候區湖泊化學沉積作用
潮濕氣候區降水充沛，湖泊多為泄水湖。溶解度大的組分如K、Na、Mg、Ca等的鹵化物、硫酸鹽很少發生沉澱，河流及地下水帶入的Fe、Mn、Al等的膠體物質或鹽類物質易受水質變化的影響，成為潮濕氣候區湖泊化學沉積的主要組成部分。這些物質沉積後，常形成湖相的鐵、錳、鋁礦床，其中最常見的是鐵礦床，礦物成分以褐鐵礦、菱鐵礦及黃鐵礦為主。
湖水中的鈣質可以CaCO3的形式沉澱出來，並與湖底淤泥混在一起，形成鈣質泥，成岩後形成泥灰岩，有時鈣質沉澱較少，則形成鈣質結核。
乾旱氣候區湖泊化學沉積作用
乾旱氣候區湖水很少外泄，主要消耗在蒸發上。蒸發作用使湖水的鹽度逐漸增加，變成鹹水湖甚至鹽湖。在湖水逐漸鹹化的過程中，溶解度小者首先沉澱，沉澱的順序大致為碳酸鹽、硫酸鹽、氯化物，據此將鹽湖沉積劃分為四個階段。
碳酸鹽階段
湖水在鹹化過程中，溶解度較低的碳酸鹽先達到飽和而結晶沉澱。鈣的碳酸鹽沉澱最早，鎂、鈉碳酸鹽次之，形成CaCO3(方解石)、MgCa(CO3)2(白雲石)、Na2CO3·10H2O(蘇打)、Na2CO3·NaHCO3·2H2O(天然鹼)。若湖水中含硼酸鹽，則可出現硼砂(Na2B4O7·10H2O)，此類湖泊稱鹼湖或蘇打湖。
硫酸鹽階段
硫酸鹽階段
湖水進一步鹹化，深度變淺，溶解度較大的硫酸鹽類沉澱下來，形成CaSO4·2H2O(石膏)、Na2SO4·10H2O(芒硝)、Na2SO4(無水芒硝)等礦物，這類鹽湖又稱為苦湖。
氯化物階段
氯化物階段
湖水進一步濃縮，殘餘湖水便能成為可供直接開採的、以氯化鈉為主的天然滷水。湖水繼續蒸發，食鹽(NaCl)、光鹵石(KCl·MgCl2·6H2O)和鉀鹽(KCl)開始析出，此類湖泊稱為鹽湖。
沙下湖階段
沙下湖階段
當湖泊全被固體鹽類充滿，全年都不存在天然滷水，鹽層常被碎屑物覆蓋成為埋藏的鹽礦床，鹽湖的發展結束。
上述鹽湖發展過程是個理想的過程，只有在氣候長期不變，湖水化學成分多的情況下才能達到。另外，鹽湖除化學沉積外還有機械沉積，因此鹽層常與砂泥層互動出現。
沼澤的沉積作用
沼澤的沉積作用以生物沉積作用為主。沼澤是地表充分濕潤或有淺層積水的地帶，一般喜濕性植被發育。植物死亡後，堆積起來形成泥炭。泥炭沼澤可分為低位、中位和高位三種類型。低位沼澤低於地下水面，由地表水和地下水補給，植物能得到充足的養分；高位沼澤中部隆起，只能從大氣降水得到補給，植物缺乏養分；中位沼澤介於上述兩類型間。低位沼澤泥炭最為發育。泥炭是褐色或暗棕色、相對密度0.7-1.05的疏鬆有機物，可作為燃料，亦可用於化工原料和農業肥料。
上述鹽湖發展過程是個理想的過程，只有在氣候長期不變，湖水化學成分多的情況下才能達到。另外，鹽湖除化學沉積外還有機械沉積，因此鹽層常與砂泥層互動出現。
沼澤的沉積作用
沼澤的沉積作用以生物沉積作用為主。沼澤是地表充分濕潤或有淺層積水的地帶，一般喜濕性植被發育。植物死亡後，堆積起來形成泥炭。泥炭沼澤可分為低位、中位和高位三種類型。低位沼澤低於地下水面，由地表水和地下水補給，植物能得到充足的養分；高位沼澤中部隆起，只能從大氣降水得到補給，植物缺乏養分；中位沼澤介於上述兩類型間。低位沼澤泥炭最為發育。泥炭是褐色或暗棕色、相對密度0.7-1.05的疏鬆有機物，可作為燃料，亦可用於化工原料和農業肥料。
海洋作用
海洋是巨大的匯水盆地，是最終的沉積場所。海洋沉積物主要來源於大陸、河流、冰川和風等營力，每年將數百億噸的物質搬運到海洋沉積下來。另外，海洋侵蝕作用的產物、火山物質、宇宙物質等也是海洋沉積的重要組成部分。
海洋的沉積作用可進一步劃分為濱海、淺海、半深海和深海幾個環境分區。
海濱的沉積作用
濱海是海陸互動地帶，其範圍是最低的低潮線與最高的高潮線之間的海岸地帶。濱海區當潮汐、波浪和沿岸流的搬運動力變小時，就產生機械沉積。濱海區由於潮汐、波浪的作用還可帶來較多的生物碎屑，形成一定的生物沉積。
海灘沉積
海濱的沉積作用
濱海是海陸互動地帶，其範圍是最低的低潮線與最高的高潮線之間的海岸地帶。濱海區當潮汐、波浪和沿岸流的搬運動力變小時，就產生機械沉積。濱海區由於潮汐、波浪的作用還可帶來較多的生物碎屑，形成一定的生物沉積。
海灘沉積
海灘是在海岸地帶由碎屑沉積物堆積而成的平坦地形。在山區河流的入海口或基岩海岸附近，沉積物主要由礫石組成，這種海灘稱為礫灘。礫石具有較高的磨圓度，扁圓形礫石常具定向性排列，礫石長軸基本與海岸平行，最大扁平面傾向海洋。主要由砂組成的海灘叫沙灘。在波浪的長期作用下，砂粒具有良好的分選性和磨圓度，成分單一，不穩定礦物少，以石英砂最為常見。沙灘表面具有不對稱波痕，內部具有交錯層理。由於沙灘經受了波浪的長期篩選，獨居石、鋯石、鈦鐵礦、金等重礦物，易富集形成濱海砂礦。
潮坪沉積
潮坪沉積
在寬闊平緩的海岸地帶，波浪波及不到這裡，只有高潮時海水才能到達，因而這裡以潮汐作用為主，此地帶稱為潮坪。潮流動能小于波浪，僅能把細砂、粉砂和粘土搬運到潮坪上沉積。由於潮水周期性的往復運動，潮坪沉積具有雙向斜層理，沉積物表面發育波痕、泥裂、蟲跡等。
沙壩及沙嘴沉積
沙壩及沙嘴沉積
當海浪從沙質海底的淺水區向岸推進時，在水深約等於兩個波高處，進浪與底流相遇。波浪的破碎使動能減小，所攜帶的泥沙便堆積下來，開始形成水下沙埂，沙埂進一步增高加寬，形成平行於海岸的長條形壠崗，稱為沙壩。沙嘴也是由沙粒堆積而成的長條形壠崗，它一端與海岸相連，另一端伸入海中。它的形成過程與沿岸流有關。由於海岸曲折，每一股沿岸流並不隨之曲折，當沿岸流推動砂粒前進時，因慣性使砂粒進入海灣區，然後減速發生沉積。另外，兩股反向沿岸流相遇時，能量相互抵銷，也能使砂粒沉積形成沙嘴。
貝殼堤
貝殼堤
在平緩而又堅實的海濱帶，牡蠣等軟體動物可以大量繁殖，死亡後，其骨骼被波浪衝到海灘堆積形成貝殼堤或介殼灘，如果富集、規模大，可作為石灰原料。
淺海的沉積作用
淺海是海岸以外較平坦的淺水海域，其水深自低潮線以下至水深200m之間。許多地區的大陸架水深在200m以內，地勢開闊平坦，所以淺海大致與大陸架相當。淺海距大陸較近、各種生物極其繁盛，是海洋中的最主要沉積區，無論沉積物數量及沉積作用的類型都比海洋中的其它環境分區要豐富得多，古代海相沉積岩中絕大部分也為淺海沉積。
淺海的碎屑沉積
淺海中90%以上的碎屑物來源於大陸。當不同粒級碎屑進入淺海時，海水的運動使顆粒下沉速度減慢，一些較細的顆粒處於懸浮狀態，海流將這些懸浮物搬運到離岸較遠的地區；較粗的顆粒沉積在近岸地區。因此從近岸到遠岸，依次排列著礫石、粗砂、細砂、粉砂和粘土等。淺海帶沉積物的特點是：近岸帶顆粒粗以砂礫質為主，具交錯層理和不對稱波痕，含大量生物化石，有良好的磨圓度和分選性，成分較單一；遠岸帶粒度細，以粉砂和泥質為主，具水平層理，波痕不發育，有時有對稱波痕，分選好但磨圓度不高，成分較複雜。
淺海的化學沉積
淺海是化學沉積的有利地區，形成了眾多的化學沉積物，其中許多是重要的礦產。地質歷史時期曾發育過大量淺海化學沉積，現代淺海化學沉積主要發生在中、低緯地區。淺海的化學沉積物主要有碳酸鹽、矽質、鋁、鐵、錳氧化物和氫氧化物、膠磷石和海綠石等。
碳酸鹽沉積
淺海的沉積作用
淺海是海岸以外較平坦的淺水海域，其水深自低潮線以下至水深200m之間。許多地區的大陸架水深在200m以內，地勢開闊平坦，所以淺海大致與大陸架相當。淺海距大陸較近、各種生物極其繁盛，是海洋中的最主要沉積區，無論沉積物數量及沉積作用的類型都比海洋中的其它環境分區要豐富得多，古代海相沉積岩中絕大部分也為淺海沉積。
淺海的碎屑沉積
淺海中90%以上的碎屑物來源於大陸。當不同粒級碎屑進入淺海時，海水的運動使顆粒下沉速度減慢，一些較細的顆粒處於懸浮狀態，海流將這些懸浮物搬運到離岸較遠的地區；較粗的顆粒沉積在近岸地區。因此從近岸到遠岸，依次排列著礫石、粗砂、細砂、粉砂和粘土等。淺海帶沉積物的特點是：近岸帶顆粒粗以砂礫質為主，具交錯層理和不對稱波痕，含大量生物化石，有良好的磨圓度和分選性，成分較單一；遠岸帶粒度細，以粉砂和泥質為主，具水平層理，波痕不發育，有時有對稱波痕，分選好但磨圓度不高，成分較複雜。
淺海的化學沉積
淺海是化學沉積的有利地區，形成了眾多的化學沉積物，其中許多是重要的礦產。地質歷史時期曾發育過大量淺海化學沉積，現代淺海化學沉積主要發生在中、低緯地區。淺海的化學沉積物主要有碳酸鹽、矽質、鋁、鐵、錳氧化物和氫氧化物、膠磷石和海綠石等。
碳酸鹽沉積
在淺海化學沉積物中，碳酸鹽類所占比重最大，主要為灰岩和白雲岩。碳酸鹽沉積的原因是溫度升高或壓力降低，這樣引起海水中CO2含量減少，重碳酸鈣過飽和形成CaCO3沉澱。在海水動盪的條件下，碳酸鈣以一定的質點(如岩屑)為核心呈同心圓狀生長，形成鮞粒狀沉積物，成岩後形成鮞狀灰岩。已固結或弱固結的碳酸鈣被波浪沖碎並搓成扁長形團塊，膠結成岩後，形成竹葉狀灰岩。
矽質沉積
矽質沉積
海水中的矽質一部分來自大陸，它們以溶解矽(H3SiO4-)和懸浮矽兩種形式搬運；另一部分矽質來源於海底火山作用、海水的溶解作用及生物活動。當矽膠進入海洋後，在溫度較低、偏鹼性的環境中，逐步凝聚而沉積下來，形成蛋白石，進一步脫水形成燧石。燧石常呈結核狀、透鏡狀或條帶狀產出，顏色多樣。
鋁、鐵、錳及海綠石沉積
鋁、鐵、錳及海綠石沉積
海水中的鋁、鐵、錳等主要來自大陸。濕熱氣候區強烈的化學風化作用，使Al、Fe、Mn以膠體狀態隨河流遷入海中，在近岸地帶遇電解質而凝聚沉積，在近岸區，因海水動盪，易形成鮞狀結構或豆狀、腎狀結構。海成鋁土礦是由鋁的氫氧化物組成，鐵質沉積物主要為赤鐵礦和褐鐵礦，而錳質沉積物則以水錳礦、硬錳礦的形式出現。海綠石是一種綠色粘土礦物，是由海水中矽、鋁、鐵的膠體吸附鉀離子而成。
磷質沉積
磷質沉積
磷主要以HPO42-的形式存在於海水中，表層海水含磷量低，難以沉積。海洋的下層由於有機物體的分解富含磷質，當富含磷質的海水隨上升洋流到達淺海區後，因壓力減小，溫度升高，CO2的含量降低，磷質發生沉積，形成膠磷石[Ca3(PO4)2]。膠磷石和其它沉積物共同組成磷灰岩。當含磷量較高時形成磷礦床。
淺海的生物沉積
介殼石灰岩和生物碎屑岩淺海帶生活著大量底棲生物，當它們死亡後，生物的殼體與灰泥混雜沉積，可形成介殼石灰岩；生物殼體或骨骼的碎片可以與其它沉積物混雜形成生物碎屑岩。
生物礁
淺海的生物沉積
介殼石灰岩和生物碎屑岩淺海帶生活著大量底棲生物，當它們死亡後，生物的殼體與灰泥混雜沉積，可形成介殼石灰岩；生物殼體或骨骼的碎片可以與其它沉積物混雜形成生物碎屑岩。
生物礁
生物礁是指在海底原地增殖、營群體生活的生物，如珊瑚、苔蘚蟲和層孔蟲等的骨骼、外殼以及某些沉積物在海底形成的隆起狀堆積體。珊瑚礁在淺海沉積中有特殊意義，珊瑚蟲對生活環境有較嚴格的選擇，只能生活在20℃左右的海水中，並且要求水質清澈、鹽度正常，水深不超過20m，水流通暢而不激烈動盪。在這種環境中，珊瑚蟲不斷繁生，其骨骼逐漸堆積成礁。如果珊瑚環繞島的岸邊生長，形成岸礁；如果珊瑚礁平行海岸分布，與岸間有一個較寬的水道，則成為堡礁；珊瑚圍繞海底隆起的邊緣生長則形成環狀的礁體，稱為環礁。
半深海及深海
半深海是從淺海向廣闊深海的過渡地帶，水深一般位於200~2000m之間，在海底地形上相當於大陸坡的位置，通常地形坡度較陡。深海是水深大於2000m的廣大海域，其海底地形主要包括大陸基、大洋盆地及海溝等。
半深海及深海離大陸較遠，一般來說，粗粒物質很難到達這裡，只有濁流、冰川和風以及火山作用，能產生較粗的物質沉積。濁流所懸浮和挾帶的大量物質，在進入大陸坡腳和深海盆地時，因搬運能力劇減發生堆積，所形成的沉積物叫濁積物。由濁積物構成的扇狀地形叫深海扇。扇體的沉積厚度較大，向深海平原厚度減小。濁積物主要由粘土和砂組成，還有礫石、岩塊、生物碎屑等。具分選性和層理。
陸源物質部分沉積於淺海帶，粒徑小於0.005mm的懸浮物質進入半深海和深海區。這些物質雖屬陸源的懸浮物質，但它們幾乎都是膠體性質，可長期懸浮於水中，只有在極安靜的水動力條件下才能沉入海底。由於海洋中波浪和洋流的存在，極安靜的環境幾乎不存在，如果不是膠體物質的凝聚作用，它們可能不會發生沉積。
半深海中的沉積物具有世界共同的特點，即都是一些膠狀軟泥，其成分大體相似。這些軟泥據顏色的差異有藍色軟泥、綠色軟泥、紅色軟泥等。
深海是海洋的主體，但沉積速度較低。化學沉積作用形成了錳結核、多金屬軟泥等。
錳結核
半深海及深海
半深海是從淺海向廣闊深海的過渡地帶，水深一般位於200~2000m之間，在海底地形上相當於大陸坡的位置，通常地形坡度較陡。深海是水深大於2000m的廣大海域，其海底地形主要包括大陸基、大洋盆地及海溝等。
半深海及深海離大陸較遠，一般來說，粗粒物質很難到達這裡，只有濁流、冰川和風以及火山作用，能產生較粗的物質沉積。濁流所懸浮和挾帶的大量物質，在進入大陸坡腳和深海盆地時，因搬運能力劇減發生堆積，所形成的沉積物叫濁積物。由濁積物構成的扇狀地形叫深海扇。扇體的沉積厚度較大，向深海平原厚度減小。濁積物主要由粘土和砂組成，還有礫石、岩塊、生物碎屑等。具分選性和層理。
陸源物質部分沉積於淺海帶，粒徑小於0.005mm的懸浮物質進入半深海和深海區。這些物質雖屬陸源的懸浮物質，但它們幾乎都是膠體性質，可長期懸浮於水中，只有在極安靜的水動力條件下才能沉入海底。由於海洋中波浪和洋流的存在，極安靜的環境幾乎不存在，如果不是膠體物質的凝聚作用，它們可能不會發生沉積。
半深海中的沉積物具有世界共同的特點，即都是一些膠狀軟泥，其成分大體相似。這些軟泥據顏色的差異有藍色軟泥、綠色軟泥、紅色軟泥等。
深海是海洋的主體，但沉積速度較低。化學沉積作用形成了錳結核、多金屬軟泥等。
錳結核
錳結核又稱錳團塊、錳礦球等，它由水針鐵礦、鈉水錳礦和鋇鎂錳礦等礦物組成。錳結核中含30多種元素、除Fe、Mn外，還有Cu、Co、Ni等，其品位均已達到工業品位，而且儲量可觀，所以錳結核的經濟意義很高。錳結核主要為黑褐色，含鐵多時呈紅褐色。結核大小不一，一般為0.5~25cm，個別大於1m。錳結核都具有一個碎屑核心，鐵、錳礦物以同心圓狀包在核外，這些核心可以是火山玻璃、生物骨屑或浮冰岩屑等。錳結核主要分布於水深4000~6000m的深海底，以太平洋深海底為最多。錳結核的形成條件為：有豐富的錳質來源，處於氧化環境，海流不斷補充錳質和沉澱核心。儘管在這種條件下，錳結核的沉積速度仍很小，一般為10-5~3×10-3mm/a。
多金屬軟泥是一種富含Fe、Mn、Al、Zn、Pb、Ag、Au等金屬的未固結沉積物。一般分布在水深2000~3000m處，由於它分布的深度比錳結核淺，是未來有前景的礦產。
半深海及深海的生物沉積主要是一些生物軟泥，尤其是深海區分布較廣，它是深海沉積的重要部分。大量的浮游生物死亡後堆積，與泥質沉積物混在一起形成生物組分超過50%的軟泥。生物軟泥據其成分和生物碎屑的種類，分為以碳酸鈣為主的鈣質軟泥和以矽質為主的矽質軟泥。前者包括抱球蟲軟泥和翼足類軟泥，後者包括硅藻軟泥和放射蟲軟泥。湖泊中的生物作用也可形成腐泥，成岩後稱為油頁岩。
多金屬軟泥是一種富含Fe、Mn、Al、Zn、Pb、Ag、Au等金屬的未固結沉積物。一般分布在水深2000~3000m處，由於它分布的深度比錳結核淺，是未來有前景的礦產。
半深海及深海的生物沉積主要是一些生物軟泥，尤其是深海區分布較廣，它是深海沉積的重要部分。大量的浮游生物死亡後堆積，與泥質沉積物混在一起形成生物組分超過50%的軟泥。生物軟泥據其成分和生物碎屑的種類，分為以碳酸鈣為主的鈣質軟泥和以矽質為主的矽質軟泥。前者包括抱球蟲軟泥和翼足類軟泥，後者包括硅藻軟泥和放射蟲軟泥。湖泊中的生物作用也可形成腐泥，成岩後稱為油頁岩。
