图426广西凌云背斜轴部的角砾灰岩体及沉积灰岩脉（广西第八地质队，1978）1.中泥盆统东岗岭组灰岩；2.上泥盆统融安组灰岩；3.茅口期古岩溶沉积灰岩脉；4.茅口期古岩溶沉积角砾灰岩；5.断层同样的情况还见于贵州—织金寒武纪至中石炭世古岩溶面上原生充填的铝土矿（刘巽峰等，1990）。其锯齿状岩溶面及错综复杂的矿层结构都是岩溶蚀余堆积的结构特点。此处其实没有必要强调岩溶蚀余堆积与矿产，因为多种多样的成壳岩石都能形成蚀余堆积—风化壳矿床。
风化残余铝土矿成分是铝硅酸盐，多为湿热气候下岩溶蚀余产物，与其共生的还有褐铁矿，故常呈红色，也常称为红土型铝土矿。此处由碳酸盐溶蚀蚀余而形成的铝土矿富钙，也可称为岩溶型铝土矿，实为典型的岩溶蚀余堆积。在中国，大部分此类铝土矿均位于下古生界碳酸盐岩古夷平面上，也多位于古陆的边缘及凹陷地区。
矿床总体表现为风化淋溢型或风化残积型。它们都是岩溶蚀余堆积的标志，也是古夷平面存在的标志，有重要的古地理指示意义（图427）（崔之久等，2001）。
同样在华北燕山、太行山雾迷山组和铁岭组碳酸盐岩顶部之古夷平面上。均常见被青白口系碎屑岩填充之洞穴及洼地，也都是当时岩溶蚀余混杂堆积（图428—图430）。它不但构成铝土矿，也可以形成铁矿。
在此作者仍想强调：夷平面是地质地貌学中的一种“抽象的”地层，可以进行区域对比，甚至洲际对比，因为夷平面多形成于地壳稳定期和高海面期（崔之久等，1996a、b，2001）。而岩溶蚀余堆积和花岗岩蚀余堆积所构成的风化壳（混杂堆积）是双层夷平面存在的重要标志（崔之久等，1996a、b，2001）。夷平面形成时间与海侵期吻合不是偶然的，而是一种规律，因为在大陆一般都处于稳定的状态下，海面波动是全球性海侵的原因。夷平面是真正的“时间凝缩面”，在一般需经历10Ma时间段才会形成可供区域对比的跨流域的“面”。仅仅局限在流域以内的“面”，再广再大，也只能是剥蚀面或剥夷面。
现在广西灵渠所在地段，湘江、漓江所代表的两大水系长江和珠江的分水地段，河流在很近的空间上相间平行流动，分水岭高地相对高度仅30m，颇有一点“夷平面”的风范，但还不能说是现代夷平面。大部分地貌学家认为没有真正的现代夷平面（李吉均，1999）。
（第四节）花岗岩类蚀余堆积及蚀余堆积的地带性
一、花岗岩蚀余堆积
由于风化壳有明显的地带性，所以花岗岩等之风化及其蚀余堆积在不同地带就有完全不同的表现。在热带亚热带，有一套完整剖面结构和不同的风化阶段，而在温带和寒带，却没有类似的表现，因此，当你发现在现在内蒙古的大青山麓有一套比较完整的花岗岩风化壳剖面，那只能是该地过去曾有过湿热气候的记录（照片46）。因为在现代大青山地区，花岗岩经历的是强烈的物理风化，大量砂子从花岗岩体中产生并直接以砂粒参与到坡下的沉积物中，所以华北一带老乡称作沙山的地方，多半就是花岗岩露头所在。所以，我们在北京西山可以看花岗岩和千枚岩砂岩的化学风化蚀余堆积的剖面都是上新世的产物，剖面记录如下。
在北京周口店新庄村附近，花岗闪长岩小型岩株组成的丘陵顶面，保留了比较完整的风化壳剖面（图431）。丘陵顶面，高出周口河约50m，呈波状起伏。风化壳厚度约1.5m，呈波状，顶部遭受剥蚀未保存。剖面自上而下：
第四纪（Q）：
（1）褐黄色含碎石角砾的黏土质砂坡积层0.1m。
（2）紫红色含碎石坡积红土，0.17m。
上上新统（东岭子组）风化壳（N22d），总厚为1.5—4m。
（3）—1红色粉砂质黏土，系红色黏土夹粉砂及砂颗粒，砂粒由母岩中未风化的石英组成，黏土碎裂构造明显，在裂隙表面沉淀了铁质胶膜。黏土矿物的X衍射分析表明主图431周口店西南新庄村花岗闪长岩红色（高岭土）风化壳（a）（杨子赓等，1985）及其对比的江西九江的网纹红土风化壳（b）（谢又予，2000）a.下更新统砂层中，中更新统网纹红土充填之裂隙；b.下更新统砂砾石层中之搅动现象；1.砂砾石层；2.黄砂层；3.网纹红土夹小砾要黏土矿物为高岭石类（高岭石、埃洛石），次要黏土矿物为水云母（含量18.6%—19.4%）及蒙脱石，还有少量的三水铝石及针铁矿，厚约0.23m。
（3）—2红色粉砂质黏土，长石已风化为黏土，暗色矿物风化成褐铁矿、绿泥石，残存的石英很少，有极少量残留长石，部分尚可见到原来花岗闪长岩的结构。沿裂隙风化形成红色黏土细脉。黏土矿物主要成分是高岭石，次要成分是水云母、蒙脱石，厚约0.35m。
（4）—1棕黄色构造残积层亚带，长石多数黏土化，少数残留，暗色矿物及云母绿泥石化，石英颗粒变化很少，花岗闪长岩原岩结构清晰。沿裂隙形成红色黏土细脉。偶然有些微风化的原岩夹于其中，形成可剥离出来的花岗闪长岩块。黏土矿物仍以高岭石为主，水云母及蒙脱石含量增加，厚约0.25m。
（4）—2黄色构造残积层亚带，长石风化成黏土，但残留的长石较多，云母尚未完全风化，线质呈星点状侵染，偶夹风化较深的黏土团块，黏土细脉。向下逐渐过渡为半风化及微风化的母岩。上部黏土矿物以蒙脱石、水云母为主，高岭石成为次要矿物，1—3m。
同样，现在在广东、江西（图431b）、海南岛北部所见的各个花岗岩类风化壳蚀余堆积，却都是现代气候条件下的产物（图432）。遵循热带、亚热带花岗岩风化的共同步骤，保有大量网纹状，而北京周口店剖面中的网纹则是几百万年前上新世残留的，已很不易察觉。此图所示，其中一大部分已是坡积物，在图432（b）阶段应该有细粒物先被蚀、被搬运到坡下，而后原风化壳剖面的下部石蛋则会被搬至坡下而盖在剖面上部的“倒置”现象（参阅图22和照片46）。
对于花岗岩风化壳的研究，工程地质人员贡献较大，因为各风化带有完全不同的力学性质（表412），桩基落在哪一风化层，如何处理，是绝对不能疏忽的。
花岗岩蚀余堆积的发育过程与地表地貌演化密切相关。不同的演化阶段均体现不同地貌类型与蚀余堆积的存在规模和剖面结构特征，一般认为花岗岩地貌与蚀余堆积之间的关系可分为三个阶段。
（1）完整花岗岩蚀余堆积阶段：花岗岩地貌无论是岩穹（dome）或突岩（tor）都埋于地表以下。此类完整的蚀余堆积实际上并非到处都完好保存，因为蚀余堆积发育的同时，地表已开始剥蚀。自然界不会等剖面结构完全成型时，地表才开始剥蚀（图432a）。
（2）岩穹和突岩出露阶段：此时花岗岩正地貌出露地表，花岗岩蚀余堆积也遭受侵蚀，地表出露原始风化剖面中的中等—弱风化带的大量石蛋。此时剖面还基本完整。
（3）弱风化带出露阶段：随着地面抬升，地表剥蚀进一步加强，有大量石蛋发育的基岩风化带基本出露，红色黏土和砂屑层还有部分残留，尤其是在裂隙部位，风化壳根部可以深入基岩很深（图432d）。这部分可以长期保存，如青藏高原风化壳。
图433反映了以花岗岩为主体的湖南衡山花岗岩风化壳在山地抬升前后的情景，也反映了蚀余堆积在抬升过程中的遭遇剥蚀的过程。可见，在构造稳定的情况下，夷平面及其风化壳发育良好，这对任何岩性都是同样的。注意所见到的风化壳不同风化部位的出现，可以推测该剖面所在位置的构造运动情况，如安徽黄山，1800m高度的诸山顶，只有个别石蛋（如猴子望太平、飞来石……）保留，表示原来抬升前的蚀余堆积已基本剥蚀殆尽，只剩下个别的石蛋则标志风化壳的根部还存在，这表示该处的抬升是比较强烈的（照片45）。同理如照片46所示，大青山前花岗岩风化壳剖面还保留有强风化带结构说明该处的抬升是轻度的，并未遭受强烈的剥蚀。当然，该处很少的降水也有助于剥蚀的减弱（崔之久等，2007）和原始剖面的保存。
二、花岗岩蚀余堆积的地带性
花岗岩蚀余堆积有地带性特征。首先，其风化壳厚度在不同气候带就有不同（表413）。中国以广东最厚（可达80m），江西、福建次之（可达70m），到了湖南（20—30m）和安徽（10m）就更薄了。这都体现在温度高低和降水多少上。广东、福建、江西是我国季风气候，水热同季（最热之时也是降水最多之时），给该处的化学风化提供了极好的条件，随着向高纬、向北而去，气温、降水条件改变，各种化学风化的指标都有明显变化，如硅铝率，从南部的五华、腾冲之0.1—0.2，向北去到南昌，可达0.75，大别山可达0.9。而铝铁率从五指山的0.3到都庞花岗岩蚀余堆积的地理地带性分布体现在温带，寒温带甚至寒带皆有不同。在华北地区，已如前述，花岗岩沿节理可发生球状风化，这完全不同于热带亚热带地区花岗岩蚀余堆积中弱风化带的“石蛋层”，球状风化直接出现于地表，如北京周口店燕山期花岗岩体。由于强烈的物理风化使花岗岩很易按不同矿物颗粒直接风化成砂粒，再被流水和风带走，整个花岗岩体成了地区的负地形，其西北边的古生代灰岩砂岩则成为高峰，因为石灰岩、砂岩的抗物理风化比花岗岩强。而抗物理风化弱的花岗岩成为低丘。这与南方热带亚热带环境完全相反，相对而言抗化学风化强的花岗岩成为高山，而抗化学风化很弱的石灰岩成为低丘，如安徽黄山及其周边地区。
花岗岩在比较干寒环境下（温带、寒带）抗物理风化弱还表现在其他方面，如近年多有报道的赤峰地区巴林左旗和克什克腾旗的大量“窝穴”地貌和石林地貌，两者虽一负一正，但都是抗物理风化弱的表现。如巴林左旗以七锅山为代表的“锅穴”、“壶穴”（也有人叫“冰臼”，此词条已从新版《地质科学大辞典》中被删除）。此类穴状实为寒冷环境下强烈物理风化再加上即时的风力搬运和磨蚀而成，故花岗岩薄弱部位很易造成负地形，加之时有积水，贴水面处有盐风化作用，花岗岩更易被碎化；而风力淘磨过程更使穴内直径大于穴的上部，造成“肚大口小”的特点。Ollier曾对此运用“负球状风化”一词（1969）。作者在此想强调的是，在寒冻风化和风蚀的作用下，此处在穴底形成了另类的风蚀蚀余堆积——穴底砂砾层，厚20—30cm，由细砾粗砂组成。
测定该砂层年龄为（2.44±0.19）—（3.93±0.32）kaBP，即相当于新冰期时残余的风蚀物。它与沙漠中“戈壁”一样都是经风蚀未被搬走而留下的蚀余堆积，只不过粒径小些而已（崔之久等，1999）。
在内蒙古巴林左旗、克什克腾旗等花岗岩山顶面上发育众多风蚀锅穴，有人认为是冰川融水冲蚀所成。其实它们都是风化风蚀的产物。尤其是在末次冰期时，当地处在冰缘环境下，花岗岩的寒冻风化十分强烈，再加上当地常年西风的吹蚀，从而形成大量风化风蚀锅穴，并且在锅穴内留下醒目的风蚀蚀余砂层（图435a、b；照片48）。
三、寒冻风化与冰川侵蚀蚀余堆积
Andr（2004）报道了瑞典北部Aurivaara高原冰川作用区，及花岗岩蚀余堆积形成的全过程（图436）。非现代环境下形成的花岗岩风化的完整剖面经冰川侵蚀以后，在各个阶段均通过成为冰川漂砾的方式被逐渐带向远方，期间一直保留突岩（tor）的形成（图436（4））；直到最后，仅在冰川羊背石表面留下花岗岩漂砾。这种形式在我国各大山地冰川作用区多有所见，即原岩成分的冰川漂砾矗立在羊背石顶部，这就是花岗岩（或其他岩性）在寒冷气候带经冰川侵蚀后留下的蚀余堆积。这是一种混杂堆积，形成过程中有一个很有趣的现象，即各种不同成因的混杂堆积之间时常转换且频率较高。如此处，原本属混杂堆积的花岗岩风化壳——蚀余堆积，经又一类混杂堆积制造者——冰川作用转换成冰川堆积，且最后回到花岗岩羊背石上的花岗岩漂砾又再次成为经冰川改造的花岗岩蚀余堆积。这种反复转换的堆积现象在其他沉积相中也会出现，但转换频率似乎没有如此高。
其实不论是何种岩石，在寒冷环境下，都以物理风化为主，其风化壳的表现形式多为石海——一种冰缘地貌类型，也是寒冷环境下的蚀余堆积。它们不是在冰雪覆盖下，那样反而受到保护，而是在雪线以下数百米的高度出现的（照片49，照片410），而在干旱区基岩表面的物理风化还会遭遇风和水的侵袭。各种各样的风蚀花岗岩地貌，如内蒙古赤峰地区、新疆东天山那样在干热或寒冻环境下物理风化上叠加的。基岩容易保持更多新鲜面，不会像湿热区那样形成已完全经历化学风化而改变性质的深厚风化残留体——风化壳分带现象，它们只有不厚的因干裂或冻裂而出现时布满纵横裂隙的风化剖面，深不及数米，也不具备明显的分层，但此类蚀余堆积也是遍布全球地面的风化壳的一种——碎屑风化壳（照片49，照片410）。
四、风蚀与干旱区蚀余堆积
戈壁也叫荒漠铺石（desertpavement），是干燥区较常见的混杂堆积之一。如我国吐鲁番盆地周边，尤其是北侧（图437，图438）。扇形地中上部经过长年风蚀把洪积—冲积砾石层中的细粒物全部吹走而留下被扰动砾石层，而原来的流水冲积的水平层理已不复存在。另在干燥区盆地中，还广泛发育钙结层或盐壳层及钙质壳经扰动而形成类似混杂堆积的钙质砾岩（照片47）。此外，还有因地面干旱开裂膨胀而形成的干裂隙也可干扰原本并不混杂的沉积物，而造成混杂现象。此类钙结层仅限于干旱地区（年降水400mm以下的地区），不同于岩溶洞穴内的钙化等洞穴（化学）沉积，钙结层、钙质砾岩、钙质壳等（caliche，calcrete，calcicrete）其成分含：CaCO379.8%（CaO42.62%），SiO212.30%，MgO3.05%，Al2O32.12%，Fe2O32.03%。有时这也叫白云砾岩，白云质壳（delocretes），即钙加石英、黏土、蛋白石、盐等而成，也有叫白垩质钙质砾岩（chalkycaliche）。原本有水平层理结构，但经后期风化、坡地搬运等过程后，变得十分混杂，硬盘和团块（结核）钙质砾岩被一假背斜干扰而变形等。此外，松散细粒的结核钙质壳经历后期改造也可称为另一类混杂堆积。
一些盐类成分高使地面干裂，也会破坏原有冲积砾石层或淤积盐壳变成多边形结构，形成新的混杂结构。