岩溶地貌与岩溶作用-地貌学教程

第五章　岩溶地貌

在石灰岩大面积出露的地区，常常山水奇特，风景秀丽，这种奇丽的山川地貌是由特殊地质作用——岩溶作用造成的。岩溶作用是指地表水和地下水对可溶性岩石进行的以化学溶蚀作用为主，机械侵蚀和重力崩塌作用为辅，引起岩石的破坏及物质的带出、转移和再沉积的综合地质作用。

由岩溶作用所形成的地表形态、地下洞穴系统和沉积物，称为岩溶地貌和岩溶堆积物。岩溶则是岩溶作用及由此所产生的现象的统称。有的岩溶区地表水贫乏，石山树少，土层薄，但地下水丰富。奇特景观是重要的旅游资源。此外，发育在非可溶性岩层（碎屑岩等）中的类似岩溶的形态称假岩溶的碎屑岩岩溶和黄土岩溶，冰川、冻土小的热溶现象亦视为岩溶。

岩溶也称喀斯特（Karst）。喀斯特原是南斯拉夫西北部石灰岩高原的地名，19世纪末，南斯拉夫学者Cvijic研究了喀斯持高原奇特的石灰岩地形，并把这种地貌叫做喀斯特，以后喀斯特一词便成为世界各国通用的专门术语。1966年我国第二次喀斯特学术会议决定将喀斯特一词改为岩溶。1981年在山西召开的“北方岩溶学术讨论会”上，议定“岩溶”和“喀斯特”二者皆可通用。

岩溶地貌在世界范围内分布非常广泛。较著名的岩溶区有我国广西壮族自治区、亚得里亚海东岸、法国中央山地之科斯区、英法白垩纪地层海岸、美国肯塔基州，其次有阿尔卑斯山区、乌拉尔、澳大利亚南部、越南北部、我国云贵高原及古巴、牙买加等。我国碳酸盐类岩石的出露面积约125万余平方千米，其中广西、云南和贵州几省的石灰岩分布面积达55万多平方千米，是中国岩溶主要分布区。我国的岩溶现象远在晋代（265—420aA D）就有文字记载，在17世纪初，明代地理学家徐霞客（1587—1641aA D）考察了湖南、广西、贵州、云南一带的岩溶地貌，并详细记述了岩溶地区的地貌特征，现在我国桂林已有专门从事岩溶研究的研究所。

第一节　岩溶地貌的形成条件

由于可溶性盐岩在水中的溶度与水中的二氧化碳含量有关，而水中的二氧化碳含量又受温度、气压以及土壤中有机质的氧化和分解等因素控制，此外，可溶性盐岩在水中的溶解度还受岩石的成分、结构和构造的影响。因此，整个岩溶作用过程会受到很多因素的影响，岩溶的形成必须具备以下条件。

一、岩石的可溶性

岩石的可溶性主要取决于岩石成分、结构和构造。

1.岩石成分对溶蚀率的影响

可溶性岩石大致可以分为3类：碳酸盐类岩石（石灰岩、白云岩、硅质灰岩、泥质灰岩）；硫酸盐类岩石（石膏、芒硝）；卤盐类岩石（石盐、钾盐）。其相对溶解度依次为：卤盐类岩石＞硫酸盐类岩石＞碳酸盐类岩石。

碳酸盐类岩石的矿物成分主要是方解石（CaCO3）或白云石［CaMg（CO3）2］，含有SiO2、Fe2O3、Al2O3及黏土等杂质。石灰岩的成分以方解石为主，白云岩的成分以白云石为主，硅质灰岩是含有燧石结核或条带的石灰岩，泥灰岩则为黏土物质与CaCO3的混合物。一般来说，碳酸盐类岩石溶解度从大到小依次为：石灰岩＞白云岩＞硅质灰岩＞泥灰岩。

实验表明，碳酸盐类岩石的相对溶解度与岩石中CaO/MgO比值密切相关。在含CO2的水溶液中，若以纯方解石的溶解度为1，可溶岩石的相对溶解度随CaO/MgO比值增大而变大（图5－1）：当CaO/MgO比值在1.2～2.2之间时（相当于白云岩），相对溶解度在0.35～0.80之间；当CaO/MgO比值在2.2～10.0之间时（相当于白云质灰岩），相对溶解度介于0.80～0.99之间；当CaO/MgO比值大于10.0时（相当于石灰岩），相对溶解度趋近于1。

图5－1　CaO/MgO比值与相对溶解度关系曲线图

（据杨景春等，1984）

随着溶蚀时间的延续，上述关系的相关性越来越不明显。这是因为溶蚀作用取决于溶解度和溶解速度两个方面，刚开始溶解时，溶液中溶质含量较少，浓度较低，方解石和白云岩都是未饱和的，说明两者溶解速度有着明显差异；随着溶液趋于饱和，溶解度将是控制溶液浓度的主要因素，再加上结构、构造及其他因素的影响。因此，碳酸盐岩的成分与溶蚀率的相关性是复杂多变的。

2.岩石结构对溶蚀率的影响

岩石结构对溶蚀率的影响主要体现在岩石结晶颗粒的大小、结构类型及原生孔隙性。

结晶岩石的晶粒越小，相对溶解速度越大，隐晶结构一般具有较高的溶蚀率。因为小晶粒较之大晶粒而言，单位面积内有较多的边和角，非中和键的浓度则大，且很多微晶是磨蚀的产物，表面保持着残余的弹性应变，因此溶解度较大。

岩石的组织结构和相对溶解度有密切关系。根据广西碳酸盐岩实验表明，鲕状结构与隐晶—细晶质结构的石灰岩有较大的溶解速度，不等粒结构石灰岩比等粒结构石灰岩的相对溶解度大（表5－1）。

表5－1　广西不同结构的碳酸盐类岩石的相对溶解度

注：据金玉璋资料，1984。

岩石的原生孔隙度对岩溶的影响甚大。孔隙度越高，越有利于岩溶的发育。一般来说，原生的碳酸岩比变质的碳酸岩孔隙度大；盆地或大陆架深水区沉积生成的碳酸盐岩比过渡性沉积区生成的碳酸盐岩的孔隙度大。

二、岩石的透水性

只有当岩石具有透水性时，含CO2的水才能在岩石中流动，与岩石发生作用，进行溶蚀而不易饱和。岩石的透水性主要取决于岩石的孔隙度和裂隙度，其中裂隙度更为重要，它与岩石的成分、结构和构造破裂程度有关。

1.岩石成分

成分纯、刚性强的岩石透水性好，如纯灰岩刚性强，裂隙开扩，长而深，因而透水性好，可形成大型溶洞；而泥质灰岩刚性弱，节理比较紧闭，经溶蚀后又会残留很多黏土，常阻塞裂隙，因而透水性差。

2.岩石结构

厚层的可溶性岩石较薄层可溶性岩石的透水性好，这是由于前者的隔水层较少，岩性均一，往往形成深而宽的裂隙。

3.岩石构造

构造发育的地段岩溶作用强，褶皱和断裂作用使岩石的破裂程度加大，从而使岩石透水性增强。所以构造线的方向往往控制了溶洞的延伸方向。

三、水的溶解性

水对碳酸盐的溶蚀能力主要是由水中所含CO2决定的。纯水的溶蚀力是极其微弱的，只有含CO2的水才具有溶解性，CO2含量越高，其溶解性越强。

水中CO2的含量受空气压力和温度的影响，据实验，大气中CO2的局部气压与水中CO2的含量成正比。一般空气中CO2含量约占空气体积的0.03%，因此在自由大气下，空气中CO2的分压力为0.000 3atm^[1]。此时渗流于碳酸盐中的水溶解力为100～150mg/L；当水流向下渗透由于压力的增加，CO2浓度加大，水的溶解力可达150～300mg/L。当空气中CO2压力不变时，水中CO2的含量和CaCO3的溶解度均随温度升高而降低（表5－2）。但温度升高，水的电离度大，对溶蚀作用有利，同时温度升高也使得化学反应的速度加快。此外，土壤中有机质的氧化与分解也可产生大量的CO2，通常含量达1%～2%，在高温区通过有机质氧化作用，CO2将大量增加，对促进CaCO3溶解起着重要作用。因此，亚热带和热带岩溶作用比寒冷区和干燥区发育。

表5－2　Pco2＝0.000 3atm时水中CO2含量及CaCO3溶解度

注：引自曹伯勋，1995。

四、水的流动性

滞留的水，由于不能及时补给CO2，其溶解力是有限的，CaCO3很容易达到饱和。流动的水，由于水温、水流及气压条件的不断改变，可保持水的溶解性能。特别是不同CO2浓度的地下水混合，会大大提高水的溶解力。

地下水的流动性一方面取决于岩石的透水性，另一方面取决于降水量，而后者与气候相关。在湿热地区，雨量丰富，地表水不断渗入地下，地下水经常得到补充，使溶液不易饱和，常保持较高的溶蚀力。在干旱地区，降水很少，地下水常年得不到补充，流动缓慢，溶液容易饱和，溶蚀力较低。在寒冷区，由于以固体降水为主并发育冻土，阻碍了地下水的流动，溶蚀力亦较低。

地下水的流动方式是多种多样的。在厚层的石灰岩区，沿主要河谷地区岩溶水的流动状态可分为4个带（图5－2）。

1.垂直循环带

垂直循环带又称包气带。位于地表以下，最高岩溶水位之上。为雨雪水向地下垂直渗流地带、水流以垂直运动为主。当遇到局部隔水底时，形成局部上层滞水，当上层滞水在谷坡上出露时形成“悬挂泉”。垂直循环带的厚度取决于当地主要排水基面的位置。在地壳上升剧烈区、河谷下切深度大，此带厚度也大。如鄂西山区的垂立循环带厚度达数百米以上，而广西的岩溶平原区仅数十米。

2.季节变化带

季节变化带为最高岩溶水位及最低岩溶水位之间的地带。旱季时为包气带的一部分，而雨季时又成为饱水带的一部分。水流呈垂直运动及水平运动交替出现。其厚度在滨河岸地带受河流高、低水位控制。在分水岭地带，受岩溶化程度影响，如岩溶化程度较强，季节变化带厚度就很小，甚至缺失；反之则厚。

图5－2　岩溶水的垂直分带图

（引自原北京地质学院，1959）
1.隔水层；2.平水位；3.洪水位；4.最高岩溶水位；5.最低岩溶水位；6.上层滞水；7.水流方向；8.悬挂泉。
Ⅰ.包气带；Ⅱ.季节变化带；Ⅲ.饱水带；Ⅲa.水平流动亚带；Ⅲb.虹吸管式流动亚带；Ⅳ.深部循环带

3.饱水带

饱水带为在最低岩溶水位以下，受主要排水河道所控制的饱水层。根据水流方向不同可分两个亚带，上部为水平流动亚带（Ⅲa），地下水流向河谷方向，大致呈水平方向运动，水流以管流及脉流形式为主，水平岩溶通道发育；下部为虹吸管式流动亚带（Ⅲb），大致位于河床以下，地下水具承压性质，水流以虹吸管式沿裂隙向谷底减压区排泄。两亚带之间没有明显的界线。水平流动亚带的厚度，有的地区有从补给区向排泄区加大的现象，如贵州猫跳河两侧，此带厚度为5～10m，而近谷坡地段则厚达20～30m。虹吸管式亚带的深度受岩溶水位、水力坡度的影响，水力坡度越大，这一亚带的深度越大。因此，在弱岩溶化地区，此亚带深度较大，而强岩溶区情况则相反。

4.深部循环带

此带地下水的流动方向不受附近水文网排水作用的直接影响，而是由地质构造决定。深部水流运动缓慢，岩溶作用一般微弱，但有时也强烈。

在上述各带中，地下水的流动方式、方向及强度不同，因此对浅层岩溶的意义也不同。其中岩溶作用最强烈的地方是地下水面附近，因此季节变化带（Ⅱ）及水平流动亚带（Ⅲa）是岩溶作用强烈的地方。

五、溶蚀基准面

岩溶作用的下限面称溶蚀基准面。在厚层均一的石灰岩区，大规模溶蚀作用的基准面与当地大型水体面（主要河流水面、大湖水面等）位置大体相当；但在有些地区河床以下10～80m（或更深）仍有溶洞发育。地壳上升，溶蚀基准面相应下降，岩溶化层加厚。在石灰岩与不透水岩层（页岩、黏土层）互层地区，厚层无裂隙贯通的不透水层顶面称为当地溶蚀基准面。若地下水沿贯通不同性质岩层的断裂带下渗，岩溶可以在地下深处灰岩中沿张开的断裂带发育，直到断裂封闭处而止，称深部岩溶，在巨厚层不同岩溶化程度的碳酸盐岩岩系中，相对溶解度小的碳酸盐层是岩溶作用较弱的层位，相对于其上的岩溶化强烈的碳酸盐层也具有一定的溶蚀基准意义。构造破裂带与硫化矿床氧化带的灰岩溶蚀作用则受当地条件制约。

第二节　岩溶地貌类型

岩溶作用的结果使可溶性岩石形成一系列独特的岩石地貌，其地貌形态是十分复杂的（图5－3）。按出露情况可分为地表岩溶地貌和地下岩溶地貌。地表岩溶地貌主要由地表水作用所形成，地下岩溶地貌主要为地下水所雕塑。

图5－3　岩溶地貌示意图

（引自曹伯勋，1995）
形态组合：Ⅰ.岩溶高原；Ⅱ.峰丛－洼地；Ⅲ.峰林－洼地（谷地）；Ⅳ.岩溶平原。岩溶形态：1.岩溶塌陷；2.石林；3.溶蚀洼地；4.落水洞；5.暗河；6.地下湖；7.溶隙；8.溶蚀残丘；9.石柱；10.石钟乳；11.石笋；12.石幕；13.洞穴角砾；14.抬升的溶洞；15.岩溶泉；16.陡崖。A.地表岩溶；B.地下岩溶

一、地表岩溶地貌

（一）溶沟和石芽

溶沟和石芽是石灰岩表面的溶蚀地貌。地表水流沿石灰岩表面流动，溶蚀、侵蚀出许多凹槽，称为溶沟。溶沟宽十几厘米至几百厘米，深以米计，深浅不等。溶沟之间的突出部分，称为石芽。石芽除有裸露型之外，还有埋藏型。埋藏型石芽多是在地下水渗透过程中溶蚀而成。在热带，地面植被生长茂密，土壤中CO2含量较多，入渗水流的溶蚀力特别强，形成规模很大的埋藏石芽，其上覆盖有溶蚀残余红土和少量石灰岩块。通常，从山坡上部到下部，石芽类型依次为全裸露石芽、半裸露石芽和埋藏石芽（图5－4）。

图5－4　石芽剖面示意图

（据潘凤英等，1984）

石芽的发育与可溶性岩石的纯度及厚度有关。在厚层，质纯的石灰岩上可以发育出高大而尖锐的石芽；在薄层，泥质和硅质灰岩或者白云岩上发育的石芽比较低矮圆滑。其原因是不纯的石灰岩很难产生溶沟，或者溶沟被难于溶解的蚀余物质覆盖，石芽不显露，即使已成的石芽也容易崩落。

（二）石林

石林是一种非常高大的石芽，或称石芽式石林，它在热带多雨气候条件下形成。石林式石芽在我国云南路南发育最好，最高达30余米（图5－5），它是在厚层、质纯、倾角平缓和具有较疏垂直节理的石灰岩中，以及湿热气候条件下形成的。它们挺拔林立，方圆数十里，蔚为壮观。

图5－5　云南路南石林剖面图

（据曾克峰等，2013）

石林在国内外都有分布。中国石林地貌主要分布在N25°～26°以南（部分达到N28°，甚至N31°）的热带、亚热带地区。例如贵州思南石林，面积约有5.2km2。石林与地表的相对高差为3～17m，单体1m处周长0.8～2.9m，单体形态多样（有针状、塔状、柱状、城堡状等），纤细如小家碧玉。植被覆盖率较高，多以树林、石林“双相林”和谐共生。该石林岩性单一，主要为二叠系灰岩，多燧石团块、眼球状构造，石林岩体多空洞、孔隙，组合形态奇异犹如雕刻，形成众多象形景观。

（三）岩溶漏斗

漏斗是岩溶地貌中的一种口大底小的圆锥形洼地，平面轮廓为圆形或椭圆形，直径数十米，深十几米至数十米。漏斗下部常有管道通往地下，地表水沿此管道下流，如果通道被黏土和碎石堵塞，则可积水成池。

漏斗按成因可分为溶蚀漏斗、沉陷漏斗和塌陷漏斗3种。溶蚀漏斗是地面低洼处汇集的雨水沿节理裂隙垂直向下渗漏不断溶蚀形成的［图5－6（a）］。在有较厚的松散沉积物或砂岩覆盖的岩溶地区，如有通往地下的裂隙，水流在下渗过程中，带走一部分细粒的砂和黏土物质，使地面下沉形成沉陷漏斗［图5－6（b）］。塌陷漏斗多是溶洞的顶板受到雨水的渗透、溶蚀或强烈地震发生塌陷而成［图5－6（c）、（d）］。

漏斗是岩溶水垂直循环作用的地面标志，因而漏斗多数分布在岩溶化的高原面上。例如宜昌山原期地面上，漏斗很发育，溶蚀洼地和落水洞等很多，平均每平方千米达30多个。这是由于长江的一些支流已溯源侵蚀伸入该区，地下水垂直循环作用强烈，发育有较密集的岩溶漏斗和洼地。如果地面上有呈连续分布的成串漏斗，这往往是地下暗河存在的标志。

图5－6　漏斗的种类

（据曹伯勋，1995）

（四）落水洞

落水洞（图5－7）是岩溶区地表水从谷地流向地下河或地下溶洞的通道，它是岩溶垂直流水对裂隙不断溶蚀并伴随坍陷而成。它是从地面通往地下深处的洞穴，垂向形态受构造节理裂隙及岩层层面控制，呈垂直的、倾斜的或阶梯状的。洞口常接岩溶漏斗底部，洞底常与地下水平溶洞、地下河或大裂隙连接，具有吸纳和排泄地表水的功能，故称落水洞。落水洞大小不一，形状也各不相同。按其断面形态特征，可分为裂隙状落水洞、竖井状落水洞和漏斗状落水洞等；按其分布方向有垂直的、倾斜的和弯曲的。在广西一带，许多落水洞的洞口直径为7～10m，深度为10～30m，最深可达百米以上。

图5－7　漏斗与落水洞

（据曹伯勋，1995）

竖井又称天坑（图5－7）。当地壳上升，地下水位也随之下降，落水洞进一步向下发育而成竖井，深度可达数百米。

（五）峰林、峰丛、孤峰、溶蚀洼地与坡立谷

由碳酸盐岩石发育而成的山峰，按其形态特征可分为孤峰、峰丛和峰林（图5－8）。它们都是在热带气候条件下，碳酸盐岩石遭受强烈的岩溶作用后所造成的特有地貌。这些山峰峰体尖锐，外形呈锥状、塔状（圆柱状）和单斜状等。山坡四周陡峭，岩石裸露，地面坎坷不平，石芽溶沟纵横交错，而且分布着众多漏斗、落水洞和峡谷等。山体内部发育有大小不等的溶洞和地下河，整个山体被溶蚀成千疮百孔。

图5－8　峰丛、峰林和孤峰的分布图

（据北京大学等，1978）

1.峰林

峰林是成群分布的石灰岩山峰，山峰基部分离或微微相连。它是在地壳长期稳定状态下，石灰岩体遭受强烈破坏并深切至水平流动带后所成的山群，其形成过程如图5－9所示。与峰林相随产生的多是大型的溶蚀谷地和深陷的溶蚀洼地等，我国峰林地貌以桂林、阳朔等地最为著名。

图5－9　峰林形成示意图

（据曹伯勋，1995）
a.落水洞或脚洞；b.石芽和溶沟；c.多层溶洞；d.砂页岩丘陵；e.峰林；f.积水洼地；g.脚洞

2.峰丛

峰丛是一种连座峰林，顶部山峰分散，基部连成一体。当峰林形成后，地壳上升，原来的峰林变成了峰丛顶部的山峰，原峰林之下的岩体也就成了基座。此外，峰丛也可以由溶蚀洼地及谷地等分割岩体形成。在我国南方喀斯特区，峰丛分布很广，高度较大，如广西西北部的峰丛海拔达千米以上，相对高度超过600m，而且许多成行排列，显示它的发育与构造线一致（图5－10）。一般峰丛位于山地中心部分，峰林在山地边缘，而孤峰则分布于溶蚀平原或溶蚀谷地上。

3.孤峰

孤峰指散立在溶蚀谷地或溶蚀平原上的低矮山峰，它是石灰岩体在长期岩溶作用下的产物（图5－10），如桂林的独秀峰、伏波岩等。孤峰形态主要受岩石纯度和构造影响。锥状孤峰是顶部小、基部大的山峰，峰脚坡积物较多，它生成于岩层水平的不纯石灰岩区。塔状孤峰为圆柱形，山坡陡直，它是在层厚、质纯而产状水平的石灰岩上形成的。单斜状孤峰的山坡两侧不对称，一坡陡峭而另一坡缓和，其形态与岩层的单斜产状有关。

图5－10　峰丛、峰林和孤峰剖面示意图

（据曹伯勋，1995）

4.溶蚀洼地与坡立谷

溶蚀洼地与坡立谷是地表岩溶地貌中主要的负地形。

1）溶蚀洼地

溶蚀洼地是由四周为低山丘陵和峰林所包围的封闭洼地。其形状和溶蚀漏斗相似，但规模比溶蚀漏斗大许多。平面形状有圆形、椭圆形、星形和长条形，垂直形状有碟形、漏斗形和筒形，由四周向中心倾斜。溶蚀洼地底部较平坦，直径超过100m，最大可达2km。

溶蚀洼地是由漏斗进一步溶蚀扩大而成。其底部常发育落水洞和漏斗，此外，还发育一些小溪。从洼地四壁流出的泉水，经小溪汇流进入落水洞中。溶蚀洼地常发育于褶皱轴部或断裂带中，沿大断裂带发育的溶蚀洼地，常呈串珠状排列。如果溶蚀洼地底部被黏土或边缘的坠积岩块所覆盖，底部的溶蚀漏斗和落水洞被阻塞，就会形成岩溶湖。洼地是包气带岩溶作用下的产物，也是岩溶作用初期的地貌标志，因此它在岩溶高原上发育最为普遍。洼地的发展，最初是以面积较小的单个漏斗（溶斗）为主，随着多个漏斗不断融合扩大，形成面积较大的盆地。它的发展不但使地面切割加剧，而且还促进了正地貌的形成，如洼地越发育，峰丛石山越明显。溶蚀洼地在云贵和广西等地分布广泛，如贵州思南的溶蚀洼地。

2）坡立谷

坡立谷（Polje）一词源自南斯拉夫语，原意为可耕种的平地，即溶蚀平原或岩溶盆地，代表岩溶发育的晚期阶段。其主要特征是面积大，超过数十平方千米。底部平坦，地下河转化为地上河，地表接近水平径流带，形成冲积坡积、溶蚀残余堆积平原。其延伸方向与构造线一致，周围发育峰林地形，内部峰林稀疏或只有孤峰、溶丘。因而从包括周边整个视域来看，它是一个盆地或谷地。将Polje译成坡立谷是音译与意译相统一的结果。

（六）干谷、盲谷和断头河

在岩溶作用晚期，由于落水洞和地下溶洞的发育，地表河流逐渐转入地下，常出现一段有水、一段无水的现象。有水河段流入落水洞，过渡为无水河段，地面河由此嵌入地下，在一定的条件下又流出地表。在岩溶地区，有的河流突然终止于石灰岩壁，有时又会从岩壁另一侧流出。前方没有出口的河流成为盲谷；而由岩壁下流出或由地下河补给的地表河流，则称为断头河。地表河因水流转入地下，所遗留的高于地下水位的干涸河道称为干谷（图5－11）。断续的地表河、盲谷、湖沼和干谷组成岩溶区地表特有的水系。盲谷在贵州思南十分发育，其与地下岩溶地貌交替出现。

图5－11　盲谷与干谷

（据曹伯勋，1995）

二、地下岩溶地貌

（一）溶洞及溶洞堆积物

溶洞又称洞穴，是地下水沿着可溶性岩石的层面、节理或断层进行溶蚀和侵蚀形成的地下孔道。当地下水流沿着可溶性岩石的较小裂隙和孔道流动时，其运动速度很慢，这时只进行溶蚀作用。随着裂隙的不断扩大，地下水除继续进行溶蚀作用外，还产生机械侵蚀作用，使孔道迅速扩大为溶洞。

1.溶洞的形态

溶洞的形态多种多样，规模亦不相同（图5－12）。根据溶洞的剖面形态可分为水平溶洞、垂直溶洞、阶梯状溶洞、袋状溶洞和多层状溶洞等。这些形态各异的溶洞或是与地下水动态有关，或是与地质构造有关。在垂直循环带中发育的溶洞多是垂直的，规模较小；在水平循环带中形成的溶洞多是水平的，有时受断层面倾向或地层产状的影响，也可能是倾斜的。有些溶洞发育还受岩层中节理的控制，经常见到溶洞的方向与某一组特别发育的节理方向一致。

图5－12　溶洞形态类型剖面图

（据杜恒俭等，1981）
（a）管道状；（b）阶梯状；（c）袋状；（d）多层洞穴；（e）水平盲洞；（f）地下长廊；（g）地下厅；（h）通天洞；（i）通山洞

溶洞内经常充满水，形成地下河、地下湖和地下瀑布。当地壳上升，地下水水位下降，溶洞将随之上升，使洞内水溢出。地壳多次间歇抬升，就会出现多层溶洞。溶洞在我国各地都有分布。

2.溶洞堆积物

溶洞堆积物多种多样，除了地下河床冲积物如卵石、泥砂（其中有砂矿、黏土矿物等）外，还有崩积物、古生物以及古人类文化层等堆积。但最常见和最多的是碳酸钙化学堆积，并且构成了各种堆积地貌，如石钟乳、石笋、石柱、石幔等。

石钟乳：它是悬垂于洞顶的碳酸钙堆积，呈倒锥状。其生成是由于洞顶部渗入的地下水中CO2含量较高，对石灰岩具有较强的溶蚀力，呈饱和碳酸钙水溶液。当这种溶液渗至洞内顶部出露时，因洞内空气中的CO2含量比下渗水中CO2含量低得多，所以水滴将失去一部分CO2而处于过饱和状态，于是碳酸钙在水滴表面结晶成为极薄的钙膜，水滴落下时，钙膜破裂，残留下来的碳酸钙便与顶板联结成为钙环。由于下渗水滴不断供应碳酸钙，所以钙环不断往下延伸，形成细长中空的石钟乳。如果石钟乳附近有多个水滴堆积，则形成不规则的石钟乳（图5－13）。

图5－13　石钟乳（甘肃漳县）及其形成过程图(www.xing528.com)

（据曹伯勋，1995）

石笋：它是由洞底往上增高的碳酸钙堆积体，形态呈锥状、塔状及盘状等。其堆积方向与石钟乳相反，但位置两者对应。当水滴从石钟乳上跌落至洞底时，变成许多小水珠或流动的水膜，这样就使原来已含过量CO2的水滴有了更大的表面积，促进了CO2的逸散。因此，在洞底产生碳酸钙堆积。石笋横切面没有中央通道，但同样有同心圆结构。

石柱：石柱是石钟乳和石笋相对增长，直至两者连接而成的柱状体。由洞顶下渗的水溶液继续沿石柱表面堆积，使石柱加粗。

石幔：含碳酸钙的水溶液在洞壁上漫流时，因CO2迅速逸散而产生片状和层状的碳酸钙堆积，其表面具有弯曲的流纹，高度可达数十米，十分壮观。

3.溶洞崩塌地貌

溶洞内部周围岩石的临空和洞顶的溶蚀变薄，会使洞穴内的岩石应力失去平衡而发生崩塌，直到洞顶完全塌掉，变为常态坡面为止。崩塌是溶洞扩大和消失的重要作用力，形成的地貌主要有崩塌堆、天窗、天生桥、穿洞等。

崩塌堆：洞顶岩层薄、断裂切割强以及地表水集中渗入的洞段容易发生崩塌，洞底就会出现崩塌堆；洞内化学堆积的发展也会引起溶洞的崩塌，如巨大的石钟乳坠落。

天窗：洞顶局部崩塌并向上延及地表，或地面往下溶蚀与下部溶洞贯通，都会形成一个透光的通气口，称为“天窗”。若天窗扩大，及至洞顶塌陷时，地下溶洞则称为竖井。

天生桥、穿洞：溶洞的顶部崩塌后，残留的顶板横跨地下河河谷两岸中间悬空，称为天生桥，呈拱形，宽度数米至百米。有些天生桥是由于分水岭地区地下河流溯源侵蚀袭夺而形成的。穿洞是桥下两头可以对望的洞。

贵州六盘水乌蒙山国家地质公园内的金盆天生桥位于六盘水市的最北端，是世界最高的可通公路天生桥，也是世界上桥拱高度最大的天生桥。桥高136m，跨度60m，桥宽35m，桥拱拱顶厚15m。国内外主要的天生桥形态特征对比见表5－3。

表5－3　国内外主要的天生桥对比

注：据网络资料整理。

（二）地下河、伏流和岩溶泉、岩溶湖

1.地下河

地下河又称暗河，是石灰岩地区地下水沿裂隙溶蚀而成的地下水汇集和排泄的通道。地下河的水流主要由地表降水沿岩层渗流或由地表河流经落水洞进入地下河组成，少数地下河水流由深源和远源地下水补给组成。地下河具有和地表河一样的主流、支流组合的流域系统，水文状况也随地表河洪枯水期的变化而变化。地下河分布深度常和当地侵蚀基准面相适应，如果有隔水层的阻挡，或者第四纪地壳上升幅度大于溶蚀深度，地下河则高于当地侵蚀基准面，形成悬挂式的地下河。

地下河常引起地表塌陷而造成灾害，在工业基地、交通枢纽和人口密集地区研究地下河的分布和发育，进行灾害评价尤为重要。另外，地下河蕴藏丰富的地下水资源，也是价值很高的旅游资源，科学开发地下河资源是重要的研究课题。

2.伏流

伏流为地表河流经过地下的潜伏段。与地下河的主要区别在于伏流有明显的进出口，且进口水量为出口水量的主要来源，而地下河则无明显进口。有些伏流的规模很大，如长江支流清江，在湖北利川地下伏流长达10余千米。国外，著名的希腊斯缇姆法布斯河伏流长30km以上。伏流常形成于地壳上升、河流下切、河床纵向坡降较大的地方。在深切峡谷两岸及深切河谷的上源部分，伏流经常发生。如嘉陵江观音峡左岸的学堂堡没水洞伏流，伏流长仅1.3km，而进出口落差达100余米。

3.岩溶泉

岩溶地区常有泉水出露，按泉的涌水特征和成因可分为：

（1）暂时性泉。这一类泉多分布在垂直循环带或过渡带，只在雨季或融雪季节，垂直循环带充水以及洪水期受河水上涨影响，地下水位上升成暂时泉。

（2）周期性泉。这类泉多形成在过渡带和水平循环带之间，它的形成机理类似虹吸管原理，泉的涌量呈周期性变化，有时水量很大，有时水量很小。例如贵州省猫跳河红板桥附近的周期泉，最大涌水量达22.5～88.5L/s，最小涌水量才0.45L/s，每一周期相隔30～35min。

（3）涌泉。这类泉水主要来自水平循环带的深部或深部的层间含水层，流量大且较稳定。

4.岩溶湖

岩溶湖有地表岩溶湖和地下岩溶湖。根据存在的时间可分为暂时性岩溶湖和长期性岩溶湖。

地表暂时性岩溶湖，如漏斗湖、溶蚀洼地湖，湖底位于潜水面以上，岩溶进一步发育管道穿透湖底，水就会全部漏走。

地表长期性岩溶湖，如岩溶发育晚期溶蚀洼地湖，湖底处于潜水面以下，有地下水补给。

地下岩溶湖常见于较大的溶洞中，多为湖底处于稳定水位以下的长期性岩溶湖。上层滞水所形成的岩溶湖和地壳上升被抬高的岩溶湖比较少见。

第三节　岩溶发育规律及其地貌组合

任何事物都有其一定的内在规律性，岩溶地貌发育也不例外，主要体现在岩溶地貌的气候分带性、发展阶段性和发育过程的复杂性。

一、岩溶发育的气候分带性

（一）热带岩溶

热带地区气温高，虽不利于CO2在水中的溶解，但热带地区雨量充沛，年降水量达1 500mm，年均气温15℃，生物作用强烈，土壤中生物CO2及有机酸丰富，水循环不断更替CO2和有机酸的含量，不仅加大了溶蚀作用的速度，而且还加大了机械侵蚀能力，因而热带地区地表、地下岩溶地貌和岩溶塌陷地貌都十分发育。如我国南方地区峰林地貌、溶蚀洼地、干谷、盲谷、坡立谷都十分发育；漏斗、落水洞串珠状排列，预示着地下溶洞的存在，地下洞穴相互贯通，伏流、暗河广为存在。

（二）温带岩溶

温带地区岩溶由于降水量不同可分为温带季风气候区岩溶和温带干旱区岩溶。

1.温带季风区岩溶

温带季风气候区年降水量分布不均匀，具有明显的雨季。虽然气温有利于岩溶发育，然而雨季降雨集中，历时短，地表岩溶地貌不发育，和非岩溶区相似，只存在一些溶沟、石芽和干谷、半干谷。如山东淄河，在朱崖－贾庄46km范围内，丰水期河水近一半渗入地下，有“十八漏”之称，枯水期干谷全长达85km。

温带季风气候区，虽然地表岩溶不发育，但地下岩溶作用仍十分强烈，地下裂隙和地下洞穴很发育，岩溶泉是我国北方岩溶的最大特征。如山东济南号称“泉城”，有72名泉，总涌水量达4.2m3/s。山西高原深切河谷和山前地带，可见多层溶洞（太原地区的汾河两岸），有涌水量达0.5m3/s的大型泉45处，著名的山西娘子关泉群，多年平均流量13.7m3/s，泉水的补给面积大于3 560km2，碳酸盐岩面积达1 840km2。

2.温带干旱区岩溶

温带干旱气候区降水稀少，植被稀疏，难觅现代地表岩溶地貌。地下岩溶作用也很微弱，只发育一些溶孔、溶隙和溶穴。如柴达木盆地西北部寨东沟和拉乌地区发育的一些直径0.1～0.5m的溶穴。

（三）寒带和高寒山区岩溶

寒带和高山寒冷地区，气温极低，有永久冻土和季节冻土存在，不利于岩溶作用，但仍有冰雪融水，在长期岩溶作用下，仍有一些岩溶地貌发育，如一些小规模溶洞和岩溶泉。祁连山现代冰川下白水河的岩溶泉仍在堆积泉华，形成了长425m、宽20～30m、高5.2m的泉华台地。

二、岩溶发育的阶段性

岩溶发育的阶段性即“喀斯特轮回”，在湿热气候条件和地质条件不变的情况下，由石灰岩高原开始，一个完整的岩溶演化序列要经历幼年期、壮年期、壮年晚期和老年期4个阶段，各个阶段有相应的地貌组合。

1.幼年期

在原始的可溶性岩体面上，岩溶开始发育，地表面上以石芽、溶沟和漏斗［图5－14（a）］发育为特征；该时期以垂直岩溶作用为主，地表水系变化不大。

2.壮年期

垂直岩溶作用进一步加强，水平岩溶作用也迅速发展。漏斗、落水洞、溶蚀洼地、干谷、盲谷广泛发育［图5－14（b）］。地下溶洞廊道彼此贯通。这时，大部分的地表水都通过落水洞汇入地下。

3.壮年晚期

地下岩溶洞穴进一步发展、扩大，洞穴顶板不断塌陷，许多地下河又转为地上河，大量的溶蚀洼地和溶蚀谷地出现［图5－14（c）］。

4.老年期

地表水系又广泛发育，岩溶平原与孤峰、残丘组成地貌景观［图5－14（d）］。

图5－14　岩溶发育阶段示意图

（据锐茨，1962）

岩溶旋回受间歇性新构造运动影响，在岩溶地块隆起时期，以各种垂直岩溶形态发育为主；在岩溶地块稳定时期，以水平岩溶发育为主。地壳稳定时间越长，地下溶洞与通道的规模越大，随之洞顶板的崩落也越多，于是出现了大型的溶蚀洼地、溶蚀谷地，最后发展成岩溶平原。如果该区可溶性岩层很厚，地壳再一次抬升，则可开始第二次岩溶旋回。早期岩溶平原及其残留岩溶形态被抬升而形成的岩溶夷平面（或岩溶准平原），与一定的构造运动旋回相适应，在区域上可以对比。如在我国南方的各岩溶发育区，均存在着多期岩溶夷平面（表5－4），说明岩溶发育的多旋回性，形成多期岩溶地貌的重叠。在厚层可溶性岩层区，当河流阶地与地下层状溶洞同步发育时，河流阶地系统可与多层溶洞作时代的对比（表5－5），但二者高度有差距。在上述情况下，阶地系列可以作为推断该区地下可能有成层溶洞存在的依据之一。

表5－4　我国南方岩溶期划分

注：引自曹伯勋，1995。

在岩溶化强烈地区，有时地形分水岭和地下水文地质分水岭位置不同。若通过地下洞穴（或暗河）系统水文地质分水岭移向位置较高的一条河，则该河水将通过地下洞穴系统往另一条位置较低的河流排水，在修坝蓄水时应注意研究。

表5－5　桂林地区阶地与溶洞高程对比

注：引自曹伯勋，1995。

三、岩溶发育的复杂性

岩溶轮回是一种在特殊条件下才能完成的理想模式。由于岩溶发育受地质条件、气候条件、构造运动等多种条件的制约，而这些条件的多样性，以及这些条件的变化速度往往超过岩溶发育速度，从而使岩溶发育呈现出千变万化、十分复杂的特点。

1.气候条件使岩溶发育复杂化

气候是影响外动力地质作用性质的主因，研究证明，峰林是湿热气候条件下的产物，也就是说在喀斯特地区，岩溶作用是湿热的热带气候区的主要外动力地质作用。只有在这样的气候条件下，才能完成峰丛—峰林，孤峰—溶丘的岩溶地貌演化序列。

温带干旱气候区，降水稀少，植被稀疏，物理风化盛行，风力作用强劲，岩溶作用几乎被完全中止。在新疆阿尔金山、天山等有残存的石林、峰林、天生桥等古岩溶，说明新疆曾是湿热气候。气候的变化终止了岩溶的演化。我国北方温带季风气候区、高寒山区也类似这种情况。我国北方虽未见古峰林，但有残留的湿热气候条件下的古溶洞，如长约600m的北京房山云水洞。在喜马拉雅地区有残留的古峰林和溶洞，如达马拉山的古峰林与穿山洞。说明气候由湿热向干冷的转化，外力地质作用由岩溶作用转化为冰川冻土作用。

2.地质条件使岩溶作用复杂化

地球上的可溶性岩石有碳酸盐岩、硫酸盐岩和卤盐类岩石，后两者由于易溶而只分布于较干旱地区，能完成岩溶演化序列的只有碳酸盐类岩石。由于一个岩溶轮回需要漫长的地质时期和巨大的垂向上的变化，因此要求碳酸盐岩必须是厚层的块状地质体。薄层石灰岩和层间石灰岩，即使满足其他条件，也不能完成岩溶演化序列，而只能形成某一发展阶段的岩溶地貌。

地质构造、地形条件的影响更加复杂。岩层的产状，断层、节理的密度、性质与产状，褶皱的性质与类型以及它们所处的地形位置，都会产生不同的岩溶地貌效果，甚至出现峰丛、峰林为同一系统中的两个子系统，相互不存在演化序列（见本章第三节）。当地形过低时也不存在演化序列。

3.构造运动使岩溶发育复杂化

构造运动可以打乱岩溶演化序列，既可以使其沿演化序列倾向发展，也可以使其逆向发展。如对峰丛、峰林地貌和岩溶负地形的分形研究，峰丛地貌具有峰林地貌和洼地盆地双重结构分形的特征。当构造运动比较稳定时，随时间的推移，峰丛地貌结构层会向下扩张，导致洼地平原结构层向下压缩，峰丛地貌向峰林地貌演化。当构造运动处于上升阶段，洼地平原结构面向上扩张，峰林结构面向上延伸，形成峰林盆地向峰丛洼地的转化，如贵州南部岩溶地貌就经历了漏斗洼地阶段、峰丛洼地阶段、峰林盆地阶段和由于地壳上升引起的回春峰丛—洼地或峡谷阶段。

构造运动亦可改变气候使外力地质作用发生质的变化，从而阻碍岩溶作用的进行。如青藏高原由于第四纪以来的强烈隆升，南来的印度洋湿热空气受阻，气候由湿热转化为干冷，冰川冻土作用替代了岩溶作用。受喜马拉雅山的影响，我国西北气候也由湿热转化为温干，风力作用、洪流作用取代了岩溶作用。

4.水文地貌场的变化使岩溶发育复杂化

峰丛、峰林地貌的发育取决于充气带的厚度。当以内源水为主，充气带很厚时发育峰丛地貌；当充气带很薄或地下水位埋藏很浅时发育峰林地貌。当充气带由薄增厚，峰林地貌将向峰丛地貌逆向演化。依据水文地貌场理论和对贵州典型地区的研究，锥状岩溶地貌可以在正向演化中通过山体边坡平行后退、底面扩大，由峰丛演化为峰林；也可以由峰林台地的漏陷化开始，由峰林逆向演化为峰丛。充气带的变化可由构造运动、气候等诸因素引起，由此使岩溶发育更加复杂化。

第四节　岩溶研究的发展趋势及实际意义

一、岩溶研究的发展趋势

1.岩溶地质灾害的评估与预防

岩溶水的利用、岩溶矿产的开发和岩溶景观的旅游开发，给人们带来了巨大的经济效益；然而，岩溶地质灾害又时刻威胁着人类生命财产的安全。

岩溶地质灾害主要表现在岩溶地面塌陷、水库渗漏和矿井突水等方面。

我国是世界上岩溶地面塌陷范围最广、危害最严重的国家之一，全国共发生岩溶塌陷2 800多处，陷坑33 000多个，塌陷面积33 000多平方千米，其中以南方桂、黔、湘、赣、川、滇、鄂等省为最，北方冀、鲁、辽等省也发生过严重的塌陷灾害。1977年，武汉中南轧钢厂因过量开采岩溶水，厂区发生塌陷，150t煤和600t钢坯陷入地下。同年桂林市雁山区栝木镇岩溶地面塌陷，破坏近100间民房，直接经济损失300多万元。贵昆铁路云南境内1976年岩溶塌陷中断行车61小时40分，1979年塌陷使2502次列车颠覆，断道14小时25分，两次塌陷直接经济损失3 000万元。1962年9月29日晚，云南个别岩溶塌陷使尾矿坝突然垮塌，坝内15× 104m3泥浆水咆哮而出，毁坏农田近8万亩和部分村庄、道路、桥梁等，造成174人死亡，89人受伤。

矿井突水以煤矿居多，其他还有硫化矿、风化矿的矿井突水。全国每年矿井突水事故造成经济损失平均达3亿元以上，不但经济损失巨大，且极易造成人员伤亡。1990—1994年全国煤矿一次死亡10人以上的突水事故45起，共死亡892人。矿井突水还可能引起岩溶地面塌陷，1978年，湖北大门铁矿平巷突水，造成地面塌陷，河流断流，4 000m2建筑被毁，专用铁路和高压输电线遭到破坏。我国北方岩溶区煤矿和铁矿储量分别约有150×108t和3×108t因受岩溶水威胁而难以开采。因此，对岩溶地质灾害的详实评估、科学监测和预防必须引起足够的重视，为科学开采矿产铺平道路。

2.旅游洞穴景观的保护

我国观光旅游洞穴开放了250多个，95%位于岩溶区。溶洞的神秘性、洞内景观鬼斧神工的艺术性、人文性吸引了大量游客。如桂林芦笛岩1998年游客达96万人次，浙江瑶琳洞曾一天最高游客量达13 370人，游人使洞穴CO2含量急骤增加，温度升高。洞内用电设施的增加，既提高了洞内温度、昼夜温差，又增加了光照，促进了藻类、茵类、苔藓类、蕨类等可以靠灯光进行光合作用的植物生长。这一切使洞内自然环境发生了翻天覆地的变化，岩溶景观惨遭破坏，如贵州织金洞和北京石花洞内的卷曲石、石针等均受到严重破坏。如何保护洞穴景观是一个重要课题，否则我们的自然遗产就会遭受灭顶之灾。

3.岩溶区生态系统的平衡

由于历史的原因，岩溶区森林覆盖率急剧下降，许多地区由新中国成立初期30%～50%的森林覆盖率下降到目前的10%～20%，甚至有的地区不到5%。造成水土严重流失，岩漠化面积迅速扩大。如贵州岩漠化面积从1975年的8 806.6km2扩大到1985年的13 888km2，平均每年扩大508.2km2，令人触目惊心。生态严重破坏，造成泉干水断，如遇暴雨，洪涝、泥石流、滑坡等灾害接踵而至，真是“屋漏偏逢连夜雨”，人民生活将会受到严重影响。

要发展经济必须首先改善生态环境，维护生态平衡，在传统技术恢复生态的同时，大力开展生物基因研究，培养耐碱、喜钙、抗旱的生态经济作物，既改善生态环境，又加速了农村经济的发展。

要保护水源，科学处理三废。合理利用水源，科学开采地下水。加强水资源管理，严禁过量开采地下水，否则不但会引起岩溶地面塌陷，而且会导致地表水枯竭，严重破坏生态平衡，功亏一篑。千万不要只顾眼前的一点经济利益而遗祸后人。

4.岩溶古环境的研究

石笋作为古环境研究的重要材料，已得到认可。石笋微层的灰度、厚度分别与形成温度、降水量成正相关。然而石笋还与表层岩溶、充气带的性质有关，石笋滴水能否正确反映表层岩溶和充气带裂隙流特征还有待深入研究。此外石笋生长过程中滴水的速度和方位，可因水中悬移物质、微生物、藻、菌类、CaCO3的沉积状况而发生转移，在丰水期由于原处渗水通道堵塞而滴水减少或间断，因此，必须进行多个石笋年层对比和寻找多元环境示踪物质全方位分析，才不至于将丰水期误以为干旱期。

胡里酸和富里酸是否是产生发光层的唯一物质？石笋中有机质含量极少，采用什么技术、何种仪器准确测量这些极微量的有机质，有待发展。

石笋中无机质的研究，已知从下层到上层，Ca/Mg、Ca/Ba、Ca/Sr作有规律的变化，但它们与古环境的关系尚不清楚。如何利用石笋微层中的各种信息建立热带、亚热带季风区古气候标尺，也有待深入研究。

5.实验和数字化岩溶地貌研究进展

袁道先、潘兴根等的土壤生物溶蚀实验，结果表明覆盖石灰岩的土壤溶蚀潜能为22.88mg/d。对于不同土壤、植被、湿热条件下的土壤溶蚀潜能和溶蚀动力学过程，尚需更多的模拟实验。

宋林华等利用碱性钙溶液吸收洞穴CO2，取得很好的效果，为保护洞穴景观迈出了可喜可贺的第一步。如何采用新技术、新方法保护旅游洞穴的宝贵自然景观，还需积累更多的经验和进一步地探索。

如何模拟深部岩溶动力学过程，探索岩溶发育和油气深部运移、赋存规律是一个重要课题。

宋林华、李文兴、肖鸿林等对岩溶地貌形态进行了分形研究和数字表达及模型建立，岩溶地貌的数字化研究，必将导致更多数学模型的建立。

二、岩溶研究的实际意义

1.岩溶与矿产

我国的岩溶固体矿产主要分布在西南几省的石灰岩区，在广西贺县、富县与钟山一带古溶洞或地表岩溶凹地中，主要有第四纪砂锡矿，其次有磷矿、辰砂矿、铝土矿、芒硝和砂金等沉积矿产。云南、贵州、湖南等地还存在着岩溶热液型的固体锡矿、有色金属矿、汞矿床等（表5－6）。在含油区的前第四纪石灰岩古岩溶洞穴中赋存石油。

表5－6　喀斯特固体矿产的类型与种类表

注：引自曹伯勋，1995。

2.岩溶与工程建议

岩溶区的漏斗、落水洞、溶洞、溶蚀裂隙等，常可导致地基塌陷、水库渗漏、岩溶涌水等危害。因此，在施工前一定要通过地质、地貌和物探、钻探手段，并利用航空照片、卫星照片查明地表塌陷地貌、潜伏洞穴及隐伏岩溶地貌的发育特征和分布规律。大型地下溶洞在工业、农业、军事上有广泛用途。

3.岩溶水的利用

岩溶区，地表径流少，而地下水十分丰富。我国广西年降雨量达1 200～1 500mm，但地表只有较大的河流才经常有水，小河常年干涸或仅在雨季有水，而地下喀斯特水的总量达38.97×108m3。华北的许多地区，岩溶水已成为工农业生产的重要水源，山西省仅根据72个流量大于0.1m3/s的大型涌泉统计，每年总流量达5×108m3。全省利用喀斯特泉灌溉农田总面积已达200多万亩，太原、阳泉、长治等工业重镇，也已大量利用喀斯特泉水。

在岩溶地区，褶皱轴部、断裂带、可溶岩与非可溶岩接触带、串珠状洼地轴线等，都可能是岩溶水的集中地带。

4.岩溶旅游资源

我国石灰岩分布广泛，瑰丽多姿的奇峰异洞遍布各地，是一笔重要的旅游资源，目前被辟为旅游胜地的景区已达30余处。这些岩溶风景区，不仅有美丽的自然景色，还有宝贵的古文化遗产、人文景观，更有发人深思的自然现象，给人以美的享受、知识的扩大和科学的启迪。

思考题

一、名词解释

岩溶作用；岩溶地貌；岩溶堆积物；峰林；峰丛；孤峰；溶沟；石芽；溶蚀洼地；溶洞；地下河；岩溶漏斗；落水洞；溶丘；溶蚀洼地；坡立谷；暗河；泉华；岩溶泉；岩溶湖；岩溶旋回。

二、简述

1.岩溶地貌的形成条件有哪些？

2.岩溶地貌有哪些类型？

3.岩溶发育的规律特征有哪些？

4.造成我国南、北方岩溶发育差异的主要原因是什么？

5.地表岩溶的发育与地下岩溶发育有无联系？

6.岩溶地貌发育分几个阶段？每个阶段的特征有哪些？

7.岩溶发育的气候分带特征有哪些？

8.岩溶基准面与侵蚀基准面有何异同？

9.在岩溶地区进行城市建设应注意什么问题？

三、对比题

峰丛与峰林；伏流与暗河；多级阶地与多级溶洞；岩溶与岩溶作用；溶沟与干沟；落水洞与溶洞。

【注释】

[1]1atm（标准大气压）＝1.013 25×105Pa。