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可溶性岩石指可以被溶蚀的岩石。其中硝酸盐、硫酸岩和硅酸盐类(例如石膏、岩盐)可溶性岩石及其形成的地貌，因分布面积小、形体规模小、发育变化特别快，地表少见地貌形体。在中国，碳酸盐类岩石出露面积达125×10⁴km²左右，占全国面积的1/7左右，主要分布于广西、贵州和云南东部，其中在广西壮族自治区的碳酸盐类岩石出露面积约占全区总面积的41％左右。明代地理学家徐霞客(1586～1641)曾大范围探险考察，并详细记述了中国石灰岩区独特的地貌特征。19世纪末，南斯拉夫学者司威治(J. Cvijic)曾在喀斯特(Karst)高原研究这类岩石地貌，自那以后国际上把这类岩石地貌称为“喀斯特”。1966年，中国学者在一次岩石地貌的学术会议上决定称这类地貌为“岩溶地貌”，也称“石灰岩地貌”。

岩溶地貌的发育首先在于该类岩石的可溶。可溶性岩石的溶蚀速率，一方面取决于岩石本身的化学成分、岩石结构和岩石裂隙发育的程度，如石灰岩比白云岩易受溶蚀，白云岩(白云石，CaMg(CO₃)₂)又比硅质石灰岩易受溶蚀，背斜轴部或破碎带中的石灰岩因张性破裂构造密集，利于地下水运动而易被溶蚀，而发育典型的岩溶地貌。另一方面取决于水的溶蚀能力。水的溶蚀能力既与水中的CO₂含量有关，还与水的流通量有关。水中的CO₂来自于大气及土壤。水的流通量则与降水量、渗透量以及岩石的裂隙程度有关。

石灰岩出露区的溶蚀速率变化很大(见表6-1、表6-2)。暖湿地区出露石灰岩的溶蚀剥蚀速率是冷湿地区的10倍左右。实际情况是，一个地区的年降水量即水的流通量对该地区出露石灰岩的溶蚀速率有比较大的影响。

饱和溶液混合溶蚀作用是指两种或两种以上已失去溶蚀能力的饱和水溶液，在碳酸盐岩体内某一点相遇，并发生混合，混合后的溶液由原先的饱和状态又变成不饱和状态，从而产生新的溶蚀作用。

(二)岩溶地貌形体

地表水与地下水在可溶性岩石区的溶蚀、侵蚀作用发育岩溶地貌形体。其中，在地表有石芽、溶沟、漏斗、落水洞、岩溶洼地、岩溶盆地(坡立谷)、干谷、盲谷、峰丛、峰林、孤峰以及岩溶山地、岩溶高原、岩溶丘陵、岩溶平原、岩溶海岸等，隐蔽在地面以下的有岩溶管道、地下河(湖)、溶洞等地下水溶蚀侵蚀等蚀空形体以及其中的化学堆积物组成的各种形体如石钟乳、石笋、石柱、石灰华，等等。

它是溶蚀侵蚀遗留在可溶性岩石表面的沟壑凹槽与沟槽间的岩凸。单个石芽的长度、宽度与相对高度自几十厘米到20～30m不等。云南路南石林即为连片展布的高大的石芽(见图6-3)。基于土壤层下与岩石接触的界面部位的地下水的CO₂含量较高而溶蚀力强，所以许多地方目前裸露的石芽、溶沟本是处于土壤层下发育的。因此，按石芽、溶沟的生成环境和目前保存状态，可以分为全裸露的、半裸露的和埋藏的三种状态，并顺坡向下连续地过渡分布。

漏斗是起伏和缓的石灰岩分布区的大致呈圆形的洼地，直径数十米。特点是漏斗底部与地下管道相沟通并将地表汇水转入地下，若它被堵塞则成为较深的积水潭——岩溶湖泊。按漏斗的成因，可分为溶蚀漏斗、潜蚀漏斗和塌陷漏斗等。多数漏斗位于节理裂隙的交叉部位，或者顺主要的断裂构造线成串分布。

落水洞是岩溶区地表河水注入地下河或地下溶洞的通道。洞口高、宽数米至十数米，洞深几米至百米不等。

4.溶蚀(岩溶)洼地

它是四周由低丘包围的封闭洼地，空间规模远大于溶蚀漏斗，直径可达几百米到千米，深几十米到百米，且底部比较平坦，被溶蚀残余的堆积物填塞，这也是与漏斗的差别。洼地往往是由漏斗扩大而来的。

岩溶盆地的规模宽自数百米至数千米，长可达几十千米。它的形体特点是：因溶蚀残留黏土的覆盖而底部平坦，其内有间断不连续且蜿蜒的河流(也称为岩溶河)，有的盆地中还有孤耸的孤峰残丘；盆地边坡为陡坡，有时其一侧坡为非可溶性岩石组成的缓坡。岩溶盆地多数是顺断裂构造破碎带或可溶性岩区与非可溶性岩区相交接地带发育的，有的是在向斜谷地的基础上发育的。破裂构造的交织又常使岩溶盆地的外廓边界极不规则。徐霞客曾把岩溶盆地称为“坞”，中国西南地区常叫“坝”或“坝子”，如贵州安顺周围的坝子、重庆的沙坪坝等。

干谷中常有漏斗、落水洞。盲谷为岩溶区似没有出口的地表河谷，水流消失在该河谷末端的落水洞中，并转为地下暗河，如清江之源流经利川之后注入腾龙洞。

峰丛是指连座的石灰岩山(丘)峰，即三五个山峰耸立在一个共同的石灰岩基座上。峰林则是成群分散分布的孤立的石灰岩(丘)峰。石灰岩山峰相对高度一般在100～200m，山坡倾角大于45°。中国桂林、阳朔、贵阳、柳州、肇庆、云浮等地有典型的峰林，国外学者称为塔状岩溶、中国式岩溶等。古巴和牙买加的一些峰林，岩丘高100～160m，坡陡60°～90°，直径0.75～1km，围绕星形的封闭洼地(周坡倾角30°～40°)。

孤峰是岩溶区广阔平原上孤立的岩峰，相对高度数十米至百余米不等，外形则千姿百态，如桂林的独秀峰。孤峰的岩块崩塌或被进一步蚀低则成为蚀余残丘。

岩溶丘陵的特点是岩丘的坡地倾斜一般小于45°，岩丘的相对高度多小于100m。岩溶高原海拔500m以上，顶面为波状起伏的峰林或岩溶丘陵，四周为陡崖深谷，如鄂西南鹤峰与恩施间有地名叫“高原”的岩溶高原。

任美锷教授等(1983)把流水强烈深切留下的高数十米的石灰岩丘称岩溶石柱，水冲蚀形成的洞穴特称岩洞或岩屋，地下暗河顶塌留下的小段顶板称天生桥，小块顶塌称岩溶天窗，顶塌后的箱形谷称岩溶嶂谷或岩溶箱状谷，等等。

即流动于地表以下的河流，也称暗河或伏流。利川腾龙洞从落水洞口到地下河出口的直线距离约12km，希腊的斯提姆法布斯河伏流段长30km以上。地下水流经的管道是溶蚀侵蚀的产物，常有天窗、深潭与岩坎飞瀑相连接。

溶洞(洞穴)是地下水顺可溶性岩石的层面、节理裂隙或断裂破碎部位进行溶蚀侵蚀而形成的地下洞(穴)道，通常是地下岩溶管道或地下河的蚀空产物。溶洞的空间形体复杂多变并构成十分复杂的网络。广西桂林七星岩为地下廊道式的溶洞，由窄道连通宽敞的“厅”，最大的宽70m，高约15m。在洞顶与洞壁常见地下河水流冲蚀溶蚀形成的圆弧型的穴或槽。大部分近水平溶洞形成于当地地下水面高度，有的则因地下水位下降或构造运动的抬升，使溶洞成为高悬的干洞。美国肯塔基州马莫士(Mammoth)洞已勘察的长度为72km，最大的单厅是卡尔斯巴德(Carlsbad)洞窟的大室(Big Room)，500m长，90m高，面积约0.84km²。已知最深的洞穴在法国格勒诺布尔附近，在地面以下1130m。地下深部洞穴也是溶蚀形成的，理论上，它可能是埋藏的地质历史时期形成的古溶洞。

洞穴堆积物分为化学堆积、机械堆积与生物堆积三类。溶解Ca(HCO₃)₂的地下水进入洞穴，因二氧化碳分压降低和温度升高，水中CO₂逸出而产生CaCO₃的析出和淀积，形成自上向下顶挂式的堆积体称为石钟乳，从地面往上增长的堆积体称为石笋，石笋与石钟乳的连接体称为石柱，CaCO₃在洞壁连片成层聚积形成帷幕状堆积体称石幕(幔、帘、屏、裙)等。机械堆积包括崩塌堆积、地下河湖堆积和溶蚀残余的黏土堆积以及混杂堆积，这些堆积物常被钙质胶结成岩。生物堆积中常见鸟粪、蝙蝠粪和生物遗体(化石)。许多溶洞曾是古人类生息的场所，因此在洞穴堆积中有时能发掘到灰烬、石器、骨器、壁画以及古人类化石。北京周口店猿人化石、湖北长阳人化石、广西柳江人化石等均出自岩溶洞穴堆积。

(三)岩溶地貌形体组合

各种岩溶个体形体，在特定的地域有不同的组合形式(见图6-4)。

数个岩溶山峰丛拥在一起，其间为漏斗，组成丛峰与漏斗的组合。

峰丛与其间的岩溶洼地组合而成。这两种组合主要分布在中国云贵高原的边缘地带，海拔1000m左右，峰丛相对高度可达600m，以红水河上游最为典型，当地称其为“麻窝地”。

峰林与其间的负向地貌组合而成。负向地貌在相对封闭的圆洼地、盆地都有。主要分布在中国广西盆地四周，此外，广东、云贵高原上也有分布。

4.残丘与岩溶平原

低矮零星的岩溶山丘孤立分散在岩溶平原之上，相对高度在100m以下，以中国广西黎塘、宾阳一带较为典型。

以上几种组合类型都是在热带气候条件下形成的。

5.岩溶丘陵洼地

石灰岩丘陵和岩溶洼地及干谷组成的一种地形。这种组合形体是亚热带地区岩溶地貌的特征，常分布在河谷地带和分水岭地带，例如长江三峡与清江的分水岭地带，鄂西高原与黔北高原。

岩溶类型可以按照可溶性岩石的出露状况、气候带、岩石标志和水文标志划分类型。热带岩溶有规模较大的溶蚀盆地和洼地、锥状峰体或塔状峰体、高大的石芽、大量的漏斗、落水洞和地下溶蚀形体等，同时常见由溶蚀残余红土堆积的平坦地面或台地。

亚热带以丘陵洼地为主要特征。

温带湿润气候区的岩溶发育以地下溶洞为特色，并多岩溶泉，如济南被称为泉城。

干旱地区以发育地下岩溶为主。

在西藏高原海拔4800～5000m的遮普惹山和昂章山上，有低矮的峰林(高30～40m)以及近垂直的管道、落水洞等，有的学者认为“它们显然是第三纪的古热带岩溶形体”。其实在高寒条件下依然会有岩溶发育。

岩溶发育受到岩性、构造、构造活动、气候和水文等多因素的影响。在垂直方向上，以最大降水高度与接近地下水面高度为相对溶蚀速率和溶蚀量最大的高度，理论上溶蚀作用下限应是非可溶性岩石的顶面。