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我想应该是钙华和泉华吧!钙华是由水中所含碳酸钙物质,从水分离出来重新结晶又不断积累称作钙华.我国有大量的钙华（和泉华）景观,如黄龙.泉华是一种与泉水密切相关的矿物质沉积物,它们大多具有多孔甚至泡沫状结构.泉华有两种,一种是硅质的,一种为钙质的.硅质泉华也叫硅华,它是温泉水中所含蛋白石质或某种二氧化硅沉积后形成的,在温泉和间歇泉泉眼周围会形成一个由这种泉华构成的锥形台状沉积或是台阶状沉积.
被运动介质搬运的物质到达适宜的场所后，由于条件发生改变而发生沉淀、堆积的过程，称为沉积作用。按沉积环境可分为大陆沉积与海洋沉积两类；按沉积作用方式可分为机械沉积、化学沉积和物质沉积三类。
广义指造岩沉积物质进行堆积和形成岩石的作用。包括母岩的解离（提供沉积物质）、解离物质的搬运和在适当场所的沉积、堆积，以及经物理的、化学的和生物的（成岩的）变化，固结为坚硬岩石的作用。狭义的指沉积物进行沉积的作用。更为狭义的指介质（如水）中悬浮状物质的机械沉淀作用。在沉积学中，常使用比较狭义的概念，把沉积作用定义为沉积物质在地表温度及大气压力下以成层方式进行堆积或形成的作用及过程，包括沉积物埋藏以前(即成岩作用开始以前)自风化、搬运以至堆积的全过程。很多人使用广义的沉积作用的概念，如矿床学中常把沉积演化过程中形成的矿床统称为沉积矿床，这是相对岩浆作用或变质作用等与内动力有关的作用而言的。
在流水的的搬运途中，由于水的流速、流量的变化以及碎屑物本身大小、形状、比重等的差异，沉积顺序有先后之分。一般颗粒大、比重大的物质先沉积，颗粒小、比重小的物质后沉积。因此，在不同的沉积条件下形成砾石、沙、粉沙、粘土等颗粒大小不同的沉积层。当河流携带大量泥沙流动时，由于流速降低、泥沙逐渐沉积，在河流的中下游常常造成宽广平坦的冲积平原和三角洲，如我国的长江中下游平原和长江三角洲、埃及的尼罗河沿岸平原和尼罗河三角洲等。
我国的黄土高原就是风力沉积的杰作。强劲的西北风从遥远的蒙古高原搬来粒粒沙尘，经过上百万年形成深厚的黄土分布区。
一、地面流水的沉积作用
地面流水的沉积作用以机械沉积作用为主，由于地面流水总是处于较快的运动与循环状态，其中的溶运物在搬运过程中一般不具备沉积条件，故化学沉积作用微弱。
（一）河流的沉积作用
河流的沉积作用，自上游至下游普遍存在。发生沉积作用的原因，归纳起来有3点：一是流速减小，二是流量减小，这二者都会使河流活力降低而发生沉积；三是进入河流的碎屑过多，超出河流的搬运能力而发生沉积。据此分析，河流发生沉积作用有三个主要场所：一是河流汇入其它相对静止的水体处，如河流入海、入湖以及支流入主流处；二是河床纵剖面坡度由陡变缓处，一般来说河流中、下游地势较平坦，沉积作用明显；三是河流的凸岸，由单向环流侵蚀凹岸，其产生的碎屑在凸岸沉积。
滞留砾石沉积 在河流上游，由于坡降大，河流具有较大的动能。细粒物质被冲走，粗粒物质留下来成为滞留沉积。其沉积物以河床砾石为主，成分复杂，砾石呈叠瓦状排列，一般厚度不大，常呈透镜体分布于河道之中。
边滩沉积与河漫滩 河流在迁移弯曲的过程中，所携带的碎屑物在凸岸一侧沉积下来。开始仅仅形成浅滩，随着河流不断侧向迁移，浅滩也不断增长，最后形成宽阔的边滩（图6.5）。边滩沉积物成分复杂，常含有植物碎片。粒度变化范围大，规模较大河流的边滩沉积，都是以砂为主，有少量的砾石和粉砂；较小河流的边滩沉积，粒度可粗至砾石级。边滩沉积中的层理以大型板状交错层理为主。边滩沉积是单向环流侧向加积的产物，当洪水期来到时，水位增高，边滩被没于水下，洪水中的细粒物质（粉砂、亚粘土等）就会叠积在边滩沉积物之上，形成河漫滩，并一般具有水平薄层层理。因此，河漫滩具有二元结构，即底部为边滩沉积，顶部为河漫滩沉积（图6.6）。
心滩沉积 辫状河或网状河的特点是发育一系列心滩。心滩形成于洪水期，此期间形成双向环流，表流从中央向两侧流，底流从两侧向中心汇聚，然后上升，由于水流的相互抵触和重力作用，使碎屑在河心发生沉积（图6.7）。每一次洪水期，使心滩扩展、加高，最后露出水面，造成河流分叉。这种分叉过程在河道内反复进行，即形成了心滩密布的、网状的游荡性河流。心滩沉积物成分复杂。粒度变化范围比边滩大得多，也更粗一些，可以有砾石、粗砂，有时还有粉砂和粘土夹层。心滩沉积物中的层理发育，常见大型槽状交错层理，层理的底界面常为明显的冲刷面，并有砾石分布。
天然堤与决口扇沉积洪水期河水漫越河岸，由于河水变浅、流速骤减，河水所携带的大量悬浮物质，很快在岸边沉积下来，形成天然堤。天然堤主要发育在蛇曲河流中，沉积物为粉砂和泥，两者常呈互层。决口扇是洪水冲决天然堤，在天然堤外侧斜坡上形成的扇状堆积物。它在剖面上呈透镜状，厚度自数十厘米到几米。沉积物的粒度比天然堤的粗，主要为细砂和粉砂（见图6.5）。
牛轭湖沉积 由河流的改道、截弯取直或由于河流衰老所形成的湖泊称为牛轭湖。其沉积物底部是侧向加积形成的河道沉积物，往上为垂向加积的粉砂和粘土，富含有机质，一般具水平层理。这些垂向加积的细粒物质是由洪水期河流所带来的。
山口沉积来自山区的河流，在流出山口时，由于坡降明显减小，水流无地形约束而散开，河流的搬运能力显著降低，所携带的大量碎屑物便堆积在山口开阔的平地上。沉积物堆积成半圆锥形或扇状地貌，称为冲积锥或冲积扇。山口沉积是在水位突然退落，动力变小过程中沉积的。因此在锥顶的沉积物粒度粗，以砾石、砂为主，向边缘逐渐变细。
河口沉积河流入海、入湖的地方叫河口，它是河流重要的沉积场所。当河流进入河口时，水域骤然变宽，再加上海水或湖水对河流的阻挡作用，流速减小，机械搬运物便大量沉积下来。所形成的沉积体形态，从平面上看像三角形，故称为三角洲（图6.8）。三角洲内部从纵剖面上看常具有三层构造，即顶积层、前积层和底积层（图6.9）。
前积层是河水到达河口后，最先在汇水盆地边缘沉积的较粗泥、砂沉积物，它向海洋（或湖泊）方向倾斜，近岸处较陡，随着离岸渐远而逐渐变缓。底积层是河流带来的悬浮物，在前积层的前方形成的水平沉积层，由粉砂和粘土组成，粒细、层薄。顶积层是前积层增长到河底高度时，随着三角洲向海推进，在前积层之上沉积的、近水平的冲积物。值得指出的是，三角洲处于海陆过渡地带，沉积环境较为复杂，既有河流的沉积作用，又有海水的沉积作用，很难把它们分开。
河流的沉积物统称为冲积物。对于正在形成的冲积物人们很容易认识，但在研究古河流沉积时，就有较大的困难。因为在漫长的地质历史中，这些冲积物经历了沧桑之变，因此，掌握冲积物一些最基本的鉴别标志显得尤为重要。冲积物的主要鉴别标志是：①砾石成分复杂，往往具叠瓦状排列。砂和粉砂的矿物成分中，不稳定组分较多。②碎屑物质的分选性较好。碎屑颗粒随水动力条件的改变，按大小、比重依次沉积。由于这种分选作用，一些比重大而稳定的矿物，如金、锡石、金刚石、钨砂等，便可富集形成冲积砂矿床。③碎屑颗粒的磨圆度较高。冲积物通常经过长距离和多次的再搬运，由于磨蚀和碰撞造成较高的磨圆度。④冲积物层理发育，类型丰富，层理一般倾向河流下游。⑤冲积物常呈透镜状或豆荚状，少数呈板片状。⑥冲积物往往具有二元结构，下部为河床沉积，上部为河漫滩沉积。
（二）洪流及片流的沉积作用
洪流的沉积作用很普遍，特别是在干旱和半干旱地区，洪流是主要的地质营力。它不但具有强大的侵蚀能力，而且具有较强的搬运能力。当洪流携带大量碎屑物质，抵达冲沟口时，水流突然分散，碎屑物质便沉积下来。由洪流形成的沉积物叫洪积物。洪积物在冲沟口所形成的扇状堆积体叫洪积扇。大型的洪积扇中，洪积物具有明显的分带现象。在洪积扇顶部，堆积有粗大的砾石，这是由于水动力在此地带突然降低所致。在洪积扇边缘，地形较缓，水动力更弱，沉积物主要为砂、粘土，并具有层理。在扇顶与扇缘之间，沉积物既有砾石，又有砂及粘土。洪积物这种分带现象是粗略的，各带之间没有截然的界线。
洪积物具有如下特点：①洪积物分布有明显的地域性，其物质成分较单一，不同冲沟中的洪积物岩性差别较大；②洪积物分选性差，往往砾石、砂、粘土混积在一起；③洪积物的磨圆度较低，一般介于次圆状和次棱角状之间；④洪积物的层理不发育，类型单一；⑤洪积物不具二元结构，在剖面上，砾石、砂、粘土的透镜体相互交叠，呈现出多元结构。
由片流在坡坳、坡麓地带形成的碎屑堆积物叫坡积物。坡积物围绕山麓连续分布所形成的裙裾状地形为坡积裾。片流是一种面状水流，水动力本来就较弱，当它到达坡坳、坡麓时，水动力几乎消失，所携带的碎屑物质便堆积下来，故坡积物一般为细碎屑物，如亚砂土、亚粘土等。片流又可看作是由无数股很细小的水流组成，它局部水动力较大，因此在坡积物中会经常见到小的砾石透镜体。坡积物分布广，但其厚度小。当山坡岩石风化强烈、碎屑物质丰富、又无植被覆盖时，坡积物就很发育。
坡积物与洪积物经常共存，在野外工作时，应注意二者的区别：①由于坡积物来自附近山坡，所以坡积物一般比洪积物成分更单纯，另外坡积物中砾石含量少，洪积物砾石丰富；②片流动力弱而不稳定，故坡积物的分选性比洪积物差；③坡积物比洪积物的磨圆度低，砾石的棱角较明显；④坡积物略显层状，不具洪积物的分带现象；⑤坡积物多分布于坡麓，构成坡积裾地形，而洪积物分布于沟口形成洪积扇地貌。
二、地下水、冰川及风的沉积作用
（一）地下水的沉积作用
地下水的沉积作用以化学沉积作用为主，一般只在地下河、地下湖才发育一定数量的碎屑沉积，另外还可形成一些洞穴崩塌碎屑堆积。地下水溶运的各种物质，在渗流过程中，由于水温及压力等条件改变，便可发生沉积，有利于化学沉积的场所主要是洞穴和泉口。
溶洞沉积物在灰岩区，当溶有重碳酸钙的地下水渗入溶洞时，压力突然降低，水中溶解的CO2逸出，形成CaCO3沉淀。地下水在洞顶渗出，天长日久便可在洞顶形成悬挂的锥状沉积物称石钟乳；地下水滴至洞底形成向上增长的笋状沉积物称石笋；当石钟乳和石笋连接在一起时称为石柱；它们统称为钟乳石（图6.10），其沉积物多呈同心柱状或同心圆状结构。若地下水沿洞壁渗出，可形成帷幕状的沉积物，称为石幔。
泉华沉积物 当泉水流出地表时，因压力降低、温度升高，地下水中的矿物质发生沉淀，沉淀在泉口的疏松多孔物质叫泉华。泉华的成分为CaCO3时，称为钙华或石灰华；以SiO2为主时称为硅华。由于泉华物质成分、沉淀数量及泉口地形的差异，泉华可堆积成锥状、台阶状或扇状地貌。
（二）冰川的沉积作用
冰川向雪线以下流动，并不是无休止的。随着气温的逐渐升高，冰川逐渐消融，冰运物也就随之堆积，所以冰川消融是冰川堆积的主要原因。此外，冰川前进时若底部碎屑物过多或受基岩的阻挡，也会发生中途停积。由此可见，冰川的沉积是纯机械沉积。由冰川形成的沉积物统称为冰碛物。
当气候条件稳定时，冰川的前端（冰前）稳定于一定地点，那里冰川的消融量等于供给量，整个冰川虽在流动，但冰前的位置不变。因此，冰川将冰运物源源输送到冰前堆积，形成弧形的垅岗，称为终碛堤或终碛垅（图6.11）。其外侧较陡，内侧较缓，不同类型及规模的冰川所形成的终碛堤规模差异甚大。当全球气候变冷，冰川扩展时，即冰进时期，冰川供给量大于消融量，终碛堤被推进，可形成宽缓的终碛堤。在大陆冰川终碛堤的内侧，冰川流动时，因碎屑物过多并受基岩阻挡，冰运物堆积，形成一系列长轴平行于流向的丘状地形，称为鼓丘。
当气候转暖，冰川萎缩时，即冰退时期，冰运物不再运往固定的地点堆积，而是随着冰前的后退广泛堆积在冰床上，这部分冰碛称为底碛。山谷冰川的两侧在冰川退缩时，可堆积成侧碛堤。在复式冰川中，两冰川侧面的复合部位可堆积成中碛堤。
冰碛物常具有如下特征：①山岳冰川碎屑成分与冰川发育区的基岩成分基本一致，大陆冰川的冰碛物成分复杂，并且细粒碎屑中不稳定的成分较多。②由于冰川为固体，无分选作用，故冰碛物分选性极差，大至漂砾，小至粘土，混杂堆积在一起，形成“泥包砾”的现象。③冰川中的碎屑颗粒彼此不相磨擦、碰撞，故冰碛物磨圆度极差。④岩块和砾石无定向排列，杂乱无章，亦无层理。⑤冰碛物表面常有磨光面或交错的钉头形擦痕，还可出现凹坑和裂隙。具冰川擦痕的砾石称为条痕石。⑥冰碛物内部化石稀少，常保存寒冷型的孢子花粉。
（三）风的沉积作用
风的沉积发生在大气介质中，是纯机械的沉积作用。风在搬运过程中，因风速减小或遇到各种障碍物，风运物便沉积下来形成风积物。高空的悬浮物，遇到冷湿气团时，粉砂、微尘可作为水滴的凝聚核心，并随雨滴降落到地面。风的沉积作用具有明显的分带性，干旱的风源地区以风成砂沉积为主，在风源外围的半干旱地区则发育风成黄土。
1.风成砂沉积
风沙流遇到障碍物时，砂粒打在障碍物的迎风面上，因能量消耗，沉积下来。如果障碍物是灌木、草丛，部分砂粒便会沉落于灌木或草丛中，最后把障碍物埋没，形成沙堆。沙堆的出现改变了近地面气流的动力结构，在沙堆的背风面，产生涡流，使风力减弱，发生沉积。涡流还可以将沙堆两侧的砂粒卷进背风区沉积，随着沉积作用的进行，背风坡逐渐变陡，最后形成沙丘。风将迎风坡上的砂粒带走，并在背风坡堆积下来，沙丘内部也随之形成顺风向的斜层理。在沙源稀少的地区，如沙漠的边缘，风沙流在开阔平坦的地面上，所形成的月状沙丘称为新月形沙丘（参见图5.15）。
沙丘和沙堆可以孤立存在，也可以连接起来形成沙垅。当一个地区终年盛行两个方向相近的风，并且风力一大一小时，沙堆、沙丘则顺主风向伸延，形成纵向沙垅。如果两股相反方向的风交替作用，并以一个方向的作用占优势，则风沙可聚集成垂直风向的横向沙垅。在干旱区，风力和风向变化很复杂，因此形成的沙丘、沙垅形态各异，风积物中也具有不同倾向的斜层理，于是形成了风成交错层。在风力作用下，沙堆、沙丘和沙垅表面形成起伏的沙波纹，远远望去，就像浩瀚的海洋一样，这种地貌称为沙漠。
风成砂的特征：①砂粒大多为石英，亦有长石、暗色矿物、碳酸盐等不稳定矿物；②分选良好；③磨圆度高，石英砂的表面呈毛玻璃状，并有小的碰撞坑；④较粗的砂粒表面常有氧化铁、氧化锰析出，形成具有油脂光泽的薄膜，称为沙漠岩漆；⑤风成砂中有中小型交错层理，有时出现大型风成板状交错层理（图6.12）；⑥风成砂中生物遗迹稀少，有时存在蒸发盐矿物。
2.风成黄土沉积
黄土是一种灰黄或棕黄色的松散土状沉积物，以粉砂和粘土为主，孔隙及垂直节理发育。其成因复杂，但以风成为主。
风吹蚀地面时，使大量粉砂和粘土离开地面。在紊流上举力的作用下，悬浮空中，被风带出沙漠区，随着风力的减弱徐徐沉降下来，形成风成黄土。风成黄土沉积基本不受地形影响，山顶、山坡、沟谷中都可发生沉积，降落面积广大。例如，在我国北方大兴安岭、太行山几乎连续分布，面积约为631000km2。
风成黄土的特征：①各地风成黄土的矿物组成基本一致，不受下伏基岩影响。黄土中的矿物碎屑成分有50余种，石英和长石占90％以上；②分选性良好，大部分颗粒粒度局限在0.05～0.005mm的范围内；③由于黄土颗粒细，又呈悬移搬运，故其磨圆度差；④黄土层理不明显，发育垂直节理；⑤孔隙度高达44％～55％，常含钙质结核。
三、湖泊（及沼泽）的沉积作用
湖泊是陆地上的集水洼地，其沉积作用占主导地位。湖泊可分为淡水湖和咸水湖两类。前者多发育在潮湿气候区，不同季节水位有变化，一般为泄水湖；后者发育在干旱气候区，一般为不泄水湖。淡水湖以机械沉积为主，咸水湖则以化学沉积为主。
（一）湖泊的机械沉积作用
湖水的机械沉积物主要来源于河流，其次为湖岸岩石的破碎产物。碎屑物质从浅水区进入深水区，由于动力逐渐减小，逐步发生沉积。从湖滨到湖心，沉积物粒度由粗变细，呈同心环带状分布。湖泊与海洋相似，粗碎屑物也可以堆积成湖滩、沙坝和沙嘴；细小的粘土级物质被湖流搬运到湖心，极缓慢地沉积到湖底，形成深色的、含有机质的湖泥。湖底较平静，沉积物不受波浪扰动，因此发育水平层理。一般来说，山区湖泊碎屑沉积物的粒度偏粗，平原区湖泊的沉积物粒度较细。
（二）湖泊的化学沉积作用
湖水化学沉积作用受气候条件的控制极为明显，不同的气候区化学沉积物差别很大。
1.潮湿气候区湖泊化学沉积作用
潮湿气候区降水充沛，湖泊多为泄水湖。溶解度大的组分如K、Na、Mg、Ca等的卤化物、硫酸盐很少发生沉淀，河流及地下水带入的Fe、Mn、Al等的胶体物质或盐类物质易受水质变化的影响，成为潮湿气候区湖泊化学沉积的主要组成部分。这些物质沉积后，常形成湖相的铁、锰、铝矿床，其中最常见的是铁矿床，矿物成分以褐铁矿、菱铁矿及黄铁矿为主。
湖水中的钙质可以CaCO3的形式沉淀出来，并与湖底淤泥混在一起，形成钙质泥，成岩后形成泥灰岩，有时钙质沉淀较少，则形成钙质结核。
2.干旱气候区湖泊化学沉积作用
干旱气候区湖水很少外泄，主要消耗在蒸发上。蒸发作用使湖水的盐度逐渐增加，变成咸水湖甚至盐湖。在湖水逐渐咸化的过程中，溶解度小者首先沉淀，沉淀的顺序大致为碳酸盐、硫酸盐、氯化物，据此将盐湖沉积划分为四个阶段（图6.13）。
碳酸盐阶段 湖水在咸化过程中，溶解度较低的碳酸盐先达到饱和而结晶沉淀。钙的碳酸盐沉淀最早，镁、钠碳酸盐次之，形成CaCO3（方解石）、MgCa（CO3）2（白云石）、Na2CO3·10H2O（苏打），Na2CO3·NaHCO3·2H2O（天然碱）。若湖水中含硼酸盐，则可出现硼砂（Na2B4O7s·10H2sO），此类湖泊称碱湖或苏打湖。
硫酸盐阶段 湖水进一步咸化，深度变浅，溶解度较大的硫酸盐类沉淀下来，形成CaSO4·2H2O（石膏）、Na2SO4·10H2O（芒硝）、Na2SO4（无水芒硝）等矿物，这类盐湖又称为苦湖。
氯化物阶段 湖水进一步浓缩，残余湖水便能成为可供直接开采的、以氯化钠为主的天然卤水。湖水继续蒸发，石盐（NaCl）、光卤石（KCl·MgCl2·6H2O）和钾盐（KCl）开始析出，此类湖泊称为盐湖。
沙下湖阶段 当湖泊全被固体盐类充满，全年都不存在天然卤水，盐层常被碎屑物覆盖成为埋藏的盐矿床，盐湖的发展结束。
上述盐湖发展过程是个理想的过程，只有在气候长期不变，湖水化学成分多的情况下才能达到。另外，盐湖除化学沉积外还有机械沉积，因此盐层常与砂泥层交互出现。
（三）沼泽的沉积作用
沼泽的沉积作用以生物沉积作用为主。沼泽是地表充分湿润或有浅层积水的地带，一般喜湿性植被发育。植物死亡后，堆积起来形成泥炭。泥炭沼泽可分为低位、中位和高位三种类型。低位沼泽低于地下水面，由地表水和地下水补给，植物能得到充足的养分；高位沼泽中部隆起，只能从大气降水得到补给，植物缺乏养分；中位沼泽介于上述两类型间。低位沼泽泥炭最为发育。泥炭是褐色或暗棕色、相对密度0.7～1.05的疏松有机物质，可作为燃料，亦可用于化工原料和农业肥料。
四、海洋的沉积作用
海洋是巨大的汇水盆地，是最终的沉积场所。海洋沉积物主要来源于大陆，河流、冰川和风等营力，每年将数百亿吨的物质搬运到海洋沉积下来。另外，海洋侵蚀作用的产物、火山物质、宇宙物质等也是海洋沉积的重要组成部分。
海洋的沉积作用可进一步划分为滨海、浅海、半深海和深海几个环境分区。
（一）滨海的沉积作用
滨海是海陆交互地带，其范围是最低的低潮线与最高的高潮线之间的海岸地带（图6.14）。滨海区当潮汐、波浪和沿岸流的搬运动力变小时，就产生机械沉积。滨海区由于潮汐、波浪的作用还可带来较多的生物碎屑，形成一定的生物沉积。
海滩沉积 海滩是在海岸地带由碎屑沉积物堆积而成的平坦地形。在山区河流的入海口或基岩海岸附近，沉积物主要由砾石组成，这种海滩称为砾滩。砾石具有较高的磨圆度，扁圆形砾石常具定向性排列，砾石长轴基本与海岸平行，最大扁平面倾向海洋。主要由砂组成的海滩叫沙滩。在波浪的长期作用下，砂粒具有良好的分选性和磨圆度，成分单一，不稳定矿物少，以石英砂最为常见。沙滩表面具有不对称波痕，内部具有交错层理。由于沙滩经受了波浪的长期筛选，独居石、锆石、钛铁矿、金等重矿物，易富集形成滨海砂矿。
潮坪沉积 在宽阔平缓的海岸地带，波浪波及不到这里，只有高潮时海水才能到达，因而这里以潮汐作用为主，此地带称为潮坪。潮流动能小于波浪，仅能把细砂、粉砂和粘土搬运到潮坪上沉积。由于潮水周期性的往复运动，潮坪沉积具有双向斜层理，沉积物表面发育波痕、泥裂、虫迹等。
沙坝及沙嘴沉积 当海浪从沙质海底的浅水区向岸推进时，在水深约等于两个波高处，进浪与底流相遇。波浪的破碎使动能减小，所携带的泥沙便堆积下来，开始形成水下沙埂，沙埂进一步增高加宽，形成平行于海岸的长条形垅岗，称为沙坝。沙嘴也是由沙粒堆积而成的长条形垅岗，它一端与海岸相连，另一端伸入海中。它的形成过程与沿岸流有关。由于海岸曲折，每一股沿岸流并不随之曲折，当沿岸流推动砂粒前进时，因惯性使砂粒进入海湾区，然后减速发生沉积。另外，两股反向沿岸流相遇时，能量相互抵销，也能使砂粒沉积形成沙嘴。
贝壳堤 在平缓而又坚实的海滨带，牡蛎等软体动物可以大量繁殖，死亡后，其骨骼被波浪冲到海滩堆积形成贝壳堤或介壳滩，如果富集、规模大，可作为石灰原料。
（二）浅海的沉积作用
浅海是海岸以外较平坦的浅水海域，其水深自低潮线以下至水深200m之间。许多地区的大陆架水深在200m以内，地势开阔平坦，所以浅海大致与大陆架相当。浅海距大陆较近、各种生物极其繁盛，是海洋中的最主要沉积区，无论沉积物数量及沉积作用的类型都比海洋中的其它环境分区要丰富得多，古代海相沉积岩中绝大部分也为浅海沉积。
1.浅海的碎屑沉积
浅海中90％以上的碎屑物来源于大陆。当不同粒级碎屑进入浅海时，海水的运动使颗粒下沉速度减慢，一些较细的颗粒处于悬浮状态，海流将这些悬浮物搬运到离岸较远的地区；较粗的颗粒沉积在近岸地区。因此从近岸到远岸，依次排列着砾石、粗砂、细砂、粉砂和粘土等。浅海带沉积物的特点是：近岸带颗粒粗以砂砾质为主，具交错层理和不对称波痕，含大量生物化石，有良好的磨圆度和分选性，成分较单一；远岸带粒度细，以粉砂和泥质为主，具水平层理，波痕不发育，有时有对称波痕，分选好但磨圆度不高，成分较复杂。
2.浅海的化学沉积
浅海是化学沉积的有利地区，形成了众多的化学沉积物，其中许多是重要的矿产。地质历史时期曾发育过大量浅海化学沉积，现代浅海化学沉积主要发生在中、低纬地区。浅海的化学沉积物主要有碳酸盐、硅质、铝、铁、锰氧化物和氢氧化物、胶磷石和海绿石等。
碳酸盐沉积在浅海化学沉积物中，碳酸盐类所占比重最大，主要为灰岩和白云岩。碳酸盐沉积的原因是温度升高或压力降低，这样引起海水中CO2含量减少，重碳酸钙过饱和形成CaCO3沉淀。在海水动荡的条件下，碳酸钙以一定的质点（如岩屑）为核心呈同心圆状生长，形成鲕粒状沉积物，成岩后形成鲕状灰岩。已固结或弱固结的碳酸钙被波浪冲碎并搓成扁长形团块，胶结成岩后，形成竹叶状灰岩（图6.15）。
硅质沉积 海水中的硅质一部分来自大陆，它们以溶解硅（H3SiO4-）和悬浮硅两种形式搬运；另一部分硅质来源于海底火山作用、海水的溶解作用及生物活动。当硅胶进入海洋后，在温度较低、偏碱性的环境中，逐步凝聚而沉积下来，形成蛋白石，进一步脱水形成燧石。燧石常呈结核状、透镜状或条带状产出，颜色多样。
铝、铁、锰及海绿石沉积海水中的铝、铁、锰等主要来自大陆。湿热气候区强烈的化学风化作用，使Al、Fe、Mn以胶体状态随河流迁入海中，在近岸地带遇电解质而凝聚沉积，在近岸区，因海水动荡，易形成鲕状结构或豆状、肾状结构。海成铝土矿是由铝的氢氧化物组成，铁质沉积物主要为赤铁矿和褐铁矿，而锰质沉积物则以水锰矿、硬锰矿的形式出现。海绿石是一种绿色粘土矿物，是由海水中硅、铝、铁的胶体吸附钾离子而成。
磷质沉积 磷主要以HPO42-的形式存在于海水中，表层海水含磷量低，难以沉积。海洋的下层由于有机物体的分解富含磷质，当富含磷质的海水随上升洋流到达浅海区后，因压力减小，温度升高，CO2的含量降低，磷质发生沉积，形成胶磷石[Ca3（PO4）2]。胶磷石和其它沉积物共同组成磷灰岩。当含磷量较高时形成磷矿床。
3.浅海的生物沉积
介壳石灰岩和生物碎屑岩 浅海带生活着大量底栖生物，当它们死亡后，生物的壳体与灰泥混杂沉积，可形成介壳石灰岩；生物壳体或骨骼的碎片可以与其它沉积物混杂形成生物碎屑岩。
生物礁 生物礁是指在海底原地增殖、营群体生活的生物，如珊瑚、苔藓虫和层孔虫等的骨骼、外壳以及某些沉积物在海底形成的隆起状堆积体。珊瑚礁在浅海沉积中有特殊意义，珊瑚虫对生活环境有较严格的选择，只能生活在20℃左右的海水中，并且要求水质清澈、盐度正常，水深不超过20m，水流通畅而不激烈动荡。在这种环璋中，珊瑚虫不断繁生，其骨骼逐渐堆积成礁（图6.16）。如果珊瑚环绕岛的岸边生长，形成岸礁；如果珊瑚礁平行海岸分布，与岸间有一个较宽的水道，则成为堡礁；珊瑚围绕海底隆起的边缘生长则形成环状的礁体，称为环礁。
(一)泉华的野外分布特征
具有不同颜色与特征的硅华主要分布于桑曲西岸的南北两区(图5-1)，两区相隔300～400m。根据其野外分布的地貌部位和特征，可将其划分为如下5套。
第Ⅰ套硅华(图5-2中Ⅰ)，分布于南区最大的泉华台地之下，主要由泉华胶结的砾石层即泉胶砾岩所组成(图版GLⅠ-4)。砾石粒径多在0.5～5cm间，磨圆度中等，显然来自桑曲或其支沟的河流或冰水堆积物。在台地东南、横穿桑曲的小桥边，该套泉胶砾岩组成拔河1～2m的“阶地”，它穿过桑曲河底(桑曲在此形成急滩)，向东与东北方向延伸到河东岸，构成爬然冰期与拉曲冰期冰水扇的基底。
第Ⅱ套硅华(图5-2中Ⅱ)，构成南区最大的泉华台地，分布在桑曲谷底及其西侧的斜坡上，大部直接与基岩接触，仅西缘昔覆于宁中冰期的冰水砾石层之上。该台地呈EN向延伸，长约150～200m，宽约100～150m，前缘高出桑曲15～20m，后缘高出桑曲约50m，除台地北部有6～7个现今仍有微弱水热活动、直径仅1m左右的小泉华锥外，目前没有活动的喷泉。硅华外表为灰色。主要矿物有玉髓:含量为35%±，隐晶质，无色透明，呈纤维状集合体，部分呈纤维球状集合体。方石英:含量为50%～60%±，隐晶质，无色透明，无一定形态边界，见有全消光蛋白石过渡而来的特征。蛋白石:含量为8%±，均质性。另有约5%的陆源碎屑物，其大小不等，分布不均匀，多集中在一起，呈断续条带状分布于蛋白石中。为隐晶质结构、致密块状构造及多孔状构造(空洞占据的空间约2%～3%)。
第Ⅲ套硅华(图5-2中Ⅲ)，分布于北区的泉华台地之下，主要由泉华胶结的砾石层即泉胶砾岩所组成。砾石粒径多在0.5～5cm间，磨圆度中等，显然也来自桑曲或其支沟的河流或冰水堆积物。该套泉胶砾岩既组成拔河1m左右的阶地，也穿过桑曲河底(也形成急滩)，向东与东北方向延伸到河东岸，并构成拉曲冰期冰水扇的基底。
第Ⅳ套硅华(图5-2中Ⅳ)，主要为由多列泉华锥组成的北区的泉华台地，又被一条东西走向的小沟分隔为南、北两部分。南区大泉华台地北部的几个小泉华锥应与这套硅华同期形成。该套泉华的矿物成分为蛋白石，根据颜色将蛋白石分为灰黄色与无色两种。在灰黄色蛋白石中，含有较多的硅藻生物，而无色的蛋白石，则干净透明，没有生物出现。在这套硅华中含有大量的陆源碎屑物，主要成分为石英、长石及少量的白云母，主要分布于蛋白石中或角砾状蛋白石之间。呈角砾状与多孔状构造(孔洞占据的空间约10%～15%)，非晶质与硅藻生物结构。
第Ⅴ套硅华(图5-2中Ⅴ)属于现代温泉沉积物，为现今仍在活动的泉水沉积物，其外表呈浅褐色。蛋白石呈胶状、似流纹状。含有硅藻生物化石(约占20%)。同时，硅华中含有少量的陆源碎屑物(含量约1%)，主要成分为石英、碳酸盐及少量的白云母。呈多孔状构造(孔洞占据的空间约10%～12%)，非晶质与硅藻生物结构。
(二)U系法测年及结果
在仔细研究上述各套泉华的分布与特征的基础上，除第一套泉华尚未取得分析结果外，其他4套泉华共采集了9件代表性样品进行U系法年龄测定，有关样品的U系法测年结果与其他作者的有关年龄数据如表5-1所示。
可以看出，对于同一样品进行两次U系法测年结果较为吻合，例如，样号GL-1(1)和GL-1(2)，测定结果分别为25.4±2.6kaBP和29.0±2.8kaBP，表明U系法测年结果有较好的重现性，其结果是可以接受的。
另外，从野外产状与测年结果(表5-1)看，可以看出，对泉华样品所测U系法年龄大小绝大多数与野外同一套泉华中的上下层位关系基本一致。仅有样品GL-1与GL-2的测年结果与野外划分的上下关系相矛盾。在野外，GL-1位于GL-2的底部，从沉积顺序看，GL-1应形成于GL-2之前，GL-1年龄应比GL-2老。但是，GL-1的测年结果为25.4±2.6kaBP或29.0±2.8kaBP，而GL-2的为218.7±28.9/23.7kaBP，二者正好上下颠倒。这可能是由于GL-1形成后受后期的热水活动影响而变得年轻所致，这一点从铯含量较高也可得到证实。
(三)矿床的形成阶段
热泉特别是喷泉的泉水，与河水不但在温度与成分上不同，其流动与堆积机理也明显不同。河流的沉积作用只能在河床与河漫滩上进行，一旦河流下切，原先的河床与河漫滩沉积便被相对抬高，后来的河流沉积再也不能堆积于其上，于是便成为河流阶地。这种堆积与切割过程多次轮回所造成的多级河流阶地，具有阶地愈高年龄愈老的规律。而热泉和喷泉则不同，它可以在河谷中下部的不同地貌部位上同时出现，既可以在河床上，也可以在不同高度的河流阶地上，还可以在基岩斜坡或其他成因的沉积物上。例如笔者研究过的搭格架地区，现代喷泉、热泉和喷气孔，既可出现在长马曲河边，长马曲的5级河流阶地上，也可出现在打加峰东南麓、小沟长马奴北的冈底斯冰期的冰碛物之上，且具有穿时的特点(赵元艺等，2006a;2006b)。因此，我们在讨论谷露热泉华的时代、分期与演化时，既要遵循河流沉积的堆积规律，又要考虑热泉华沉积自身的特点来加以具体的分析。
表5-1 谷露地区泉华的U系法测年结果
续表
注：样品编号中有（1）、（2）者表示同一样品的重复分析；样品编号后加有a、b、c者为同一样品的等时线法测年结果。GL-1（1）、GL-1（2）、GL-5、GL-28和GL-29样品的年龄是假定其在久期平衡时Th/U＝3.8进行校正获得的。年龄右上角标★者为ESR年龄；其余均为U系法年龄。
根据野外观察与U系法测年结果(表5-2，图5-2)，谷露地区硅华的形成可分为5个阶段:第1阶段为形成南部区硅华台地下伏的第Ⅰ套硅华———水下泉胶砾岩形成时期，目前尚未获得我们自己的年龄数据。第2阶段为形成南部区的第Ⅱ套硅华台地的堆积时期，其两件样品(GL-29号和GL-28号样品)的U系年龄分别为＞350kaB P和248.0+88.5－48.7kaB P。第3阶段为形成北部区的第Ⅲ套硅华体的水下泉胶砾岩台地，其U系样品(GL-2号样品)的年龄测定结果为218.7+28.9－23.7kaB P。第4阶段为形成北部区的南、北两个硅华台地的数列突出于水下泉胶砾岩台地之上的一个个硅华锥，也包括南部区的六七个小硅华锥。本书测定了同一硅华锥不同部位和不同硅华锥的U系年龄，所获年龄分别为108.6±17.8kaB P(GL-7号样品)，49.6±3.1ka BP(GL-6号样品)和22.8±1.2kaB P(GL-5号样品)，以及38.6±3.1kaB P(GL-10号样品)。第5阶段为现代泉华形成时期，其活动以北部区为主。
表5-2 西藏谷露与搭格架热泉沉积年代(kaBP)对比
据此，谷露地区硅华的形成同样可划分为5个阶段:第1阶段时间虽然不明，但根据层位关系可判断其为倒数第三次冰期即宁中冰期以后，很可能为0.5～0.4MaB P之间的大间冰期早中期;第2阶段为0.38～0.25MaBP，相当于大间冰期晚期至爬然冰期早期;第3阶段为0.22MaBP前后的爬然冰期中期;第4阶段为108.6～17.2kaB P的晚更新世(末次间冰期与拉曲冰期);第5阶段为5.3kaBP的全新世中期以来。
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