第三节岩溶（喀斯特）地貌岩溶又称喀斯特。
凡是地下水和地表水对可溶性岩石所产生的作用叫岩溶作用。
岩溶作用包括化学过程（溶蚀和沉淀）和机械过程（流水的侵蚀和沉积，重力崩塌、坍陷和堆积等）。
这种作用所造成的地貌，称为岩溶地貌或喀斯特地貌。
我国岩溶地貌分布广泛，以广西、贵州和云南为最普遍。
西南地区的岩溶区面积就有55×104km2。
一、岩溶作用（一）岩溶作用的化学过程岩溶作用主要是水与可溶性岩石之间的一系列化学反应过程。
这种过程又为机械侵蚀和重力崩塌等创造了条件。
就水对石灰岩的溶解而言，当水中含有CO2时，溶解能力就大为提高。
CO2与水化合成碳酸，碳酸电解析出H+离子，与石灰岩中的离子起化学作用：这种离子状态的溶解物质（）随水流排泄而流失。
上述化学反应过程是可逆的，如果空气中CO2减少，或者水中游离CO2减少时，化合的CO2就要向相反方向转化，使水中碳酸含量减少，这时CaCO3就要发生沉淀作用。
水中CO2的含量随空气中CO2的分压加大而增加，随水温增加而减小。
但温度的升高可加速化学反应。
通常温度每升高10℃，反应速度约提高一倍。
土壤中有机质的氧化和分解可产生大量CO2，所以土壤中CO2的含量大大高于大气中的含量。
特别是热带和亚热带森林、竹林中，土壤中CO2含量更高，可比大气中的含量多数十倍。
（二）岩性与构造条件可溶性岩石可分为碳酸盐类（石灰岩、白云岩、泥灰岩等）、硫酸盐类（石膏、硬石膏）和卤化物盐类（岩盐、钾盐）。
卤化物盐类的溶解度最大，硫酸盐类次之，碳酸盐类最小。
石灰岩的矿物成分以方解石为主。
泥灰岩中除方解石外还含有大量不溶解粘土。
白云岩以白云石为主。
一般说来，石灰岩比白云岩易受溶蚀，白云岩又比泥灰岩易受溶蚀。
地质构造对溶岩的发育有密切关系。
从大地构造来看，地台区碳酸盐类岩石分布面积广，岩性变化小，单层厚度大，有利于岩溶的发育。
而地槽区的岩性很不稳定，多紧密褶皱，岩溶发育将受到一定的限制。
在石灰岩地层中节理发育的地段以及区域性的大断裂带（特别是张性断裂），岩溶比较发育。
厚层或巨厚层的灰岩地层（质纯，多为中、粗粒晶体），岩溶化程度也较高。
（三）水动力条件岩溶作用主要取决于水的溶蚀能力和岩石的化学性质及透水性。
因此，水流的活动与岩溶作用有密切的关系。
流动的水饱和度低，溶蚀能力强。
在湿热气候区，雨量丰富，地表水和地下水流量大，流动快，故岩溶作用强烈。
相反，在干旱和寒冷地区，水流的活动性差，岩溶作用减弱。
在受大河深切的岩溶地区，地下水的运动大致可分为四个带（图6－28）。
（1）垂直流动带（充气带）：这带位于地下水面以上，平时地下水较缺乏，地下水以垂直向下运动为主，岩溶以向下发育为特征。
在深切河谷区，这带的厚度较大，形成的落水洞等也较深。
（2）水平流动带（浅饱水带）：位于地下水面以下，地下水常年存在，主要以水平方向向河床排泄，愈近主河谷，水平运动愈明显。
该带常发育水平溶洞、通道和暗河。
（3）过渡带（季节变动带）：由于地下水面随季节而升降，因此在垂直流动带和水平流动带之间，形成一个过渡带。
地下水位上升时，这里表现为水平流功；地下水位降低时，则为垂直流动。
过渡带的厚度变化不一，在年降水量分配很不均匀的地区，变动带较厚。
（4）深部流动带（深饱水带）：这带位于水平流动带之下，地下水在水文网的直接影响范围以外运动，其流向受地质构造的控制，以承压水流向远方排泄区。
这带地下水的补给范围要比其上的各带大得多，不同来源的地下水，其中化合的CO2平衡值各不相同，混合后可引起碳酸的不饱和，因此具有一定溶蚀能力，而形成深部岩溶。
地下水的垂直分带可以因地貌和构造不同而异。
在长期稳定的、有河流深切的高原地区，垂直分带比较明显；在新构造强烈上升地区，石灰岩岩层中没有形成统一的地下水位，垂直分带就不显著，并且原先的水平流动带或深部流动带可以转化为垂直流动带。
二、岩溶地貌岩溶作用在地表和地下形成岩溶地貌。
（一）地表岩溶地貌1.石芽与溶沟地表水沿着可溶性岩石的裂隙进行不断的溶蚀和侵蚀，使岩石表面形成沟槽状溶沟和沟间突起部分的石芽。
深度数厘米至3 米。
在热带厚层的纯石灰岩地区可发育成形体高大的石芽，称为石林，这是石芽的一种特殊类型。
云南的路南石林最为典型，最高可达50 米，犹如许多巨型的石柱。
石林是一种热带岩溶地貌。
2.岩溶漏斗岩溶漏斗是一种碟形（图6－29）或倒锥形洼地，宽数十米，深数米至十余米，底部有垂直裂隙或落水洞与地下河相通。
漏斗由流水沿裂隙溶蚀而成。
3.落水洞落水洞是地表水流入地下河的主要通道。
其宽度比深度小得多，很少超过十米，是流水沿裂隙溶蚀、侵蚀而成。
落水洞进一步发展，形成深达数十米至数百米的井状管道，称为竖井。
落水洞多分布在较陡的谷坡、山坡两侧和谷地、洼地底部。
4.溶蚀洼地溶蚀洼地主要是溶蚀作用形成的小型封闭洼地（图6－30）。
面积约数平方公里，一般认为它是岩溶漏斗溶蚀扩大或相邻的漏斗合并而成。
5.岩溶盆地与岩溶平原岩溶盆地是大型的岩溶洼地，又名坡立谷。
其面积约十余至上百平方公里，边缘较陡并有峰林分布，底部平坦，地表覆盖溶蚀残留的红土，有少数孤峰残丘，并有泉水和暗河出没。
岩溶盆地多分布于地壳相对稳定的地区，在有利的构造条件下，如向斜、断陷及可溶性和非可溶性岩层接触地带，经流水长期溶蚀、侵蚀而成。
我国云南的砚山、罗平，贵州的安顺等都是较大的岩溶盆地。
岩溶平原是由岩溶盆地不断扩大而成，地表覆盖一层红土和散立的孤峰残丘，以广西的黎塘、贵县等地最为典型。
6.峰丛、峰林与孤峰峰丛是成簇相连或同一基座而峰顶分散的石灰岩山峰（图 6－30）。
峰丛内部的洼地、漏斗和落水洞很发育，在地貌上成为峰丛-洼地组合类型。
这类地貌以广西红水河上游最典型。
峰林是成群或分散的石灰岩山峰（图6－30）（图6－31），通常是峰丛进一步发展的结果。
峰林受构造的影响而形态多变。
在水平或微倾斜岩层发育的峰林，多成圆柱形或锥形；倾角较大的岩层发育的峰林，常成单斜式。
我国的峰林主要形成于第三纪，是一种古热带峰林。
峰林形态因受各地气候条件等的影响也有很大的不同。
云贵高原属亚热带气候，在现代地貌过程下，高原面上的峰林已逐渐受到破坏，而变得较浑圆矮小，高仅几十米。
在云贵高原向广西盆地降落的斜坡上，气候较为炎热，且处于地下水的强烈垂直循环带，古峰林在现代条件下得到进一步发展，形成高大的峰林，高达三、四百米。
藏南的古峰林，在高寒气候条件下，受寒冻风化作用，正在受到比云贵高原更为强烈的破坏，峰林低矮，仅30—50 米，峰林的基部堆积大量剥落的石灰岩岩块。
溶沟底部往往被泥土或碎石层所充填，它的宽度一般十余厘米至2 米，孤峰是孤立分散的石灰岩山峰，是峰林进一步发展的结果。
在岩溶山区，通常峰丛位于山地的中心部分，峰林位于山地或盆地的边缘，而孤峰、残丘则分散在岩溶盆地底部或岩溶平原上。
（二）地下岩溶地貌1.溶洞与地下河溶洞又称洞穴。
地下水沿岩层裂隙、落水洞向下流动，同时进行岩溶作用，扩大空间，形成大小不一、形态多样的管道和洞穴。
起初它们多数是孤立的。
随着岩溶作用的不断进行，它们逐渐沟通，小溶洞合并为大溶洞，形成一个统一的地下水面。
以后如果地壳上升，则河流下切，地下水位下降，使洞穴脱离地下水面而成为干溶洞。
洞内堆积有化学沉积和其他堆积物。
例如，地下水从干溶洞顶的裂隙渗出，遇到温度升高、压力降低、水分蒸发时，使水中CaCO3 沉淀而形成自洞顶向下增长的钟乳石。
水滴从钟乳石上滴到洞底，CaCO3沉淀而形成自下而上增长的石笋。
钟乳石和石笋相接则形成石柱，等等（图6－32）。
此外，还有地下河和地下湖的沉积、生物堆积、崩塌堆积等。
由于这些堆积物的填充或洞顶的崩塌，溶洞的面貌和性质也会发生改变。
岩溶发育的地区，在岩溶水水平流动带内，多发育与侵蚀基面（大河河面）相适应的水平溶洞。
这类溶洞可与阶地或现在的河面相对比。
在垂直流动带和深部流动带内，发育着大致呈垂直的溶洞或管道，洞穴的水平方向延长不远，深度则可达数百米，甚至千米以上。
2.暗湖即岩溶作用形成的地下湖。
它与地下河相通，起着储存和调节地下水的作用。
三、岩溶地貌地带性与岩溶地区地貌发育过程（一）岩溶地貌地带性岩溶地貌的发育受自然地理因素，特别是生物气候因素的影响，因此，岩溶地貌具有一定的地带性。
1.热带岩溶气候湿热的热带地区，高温多雨，微生物作用强烈，植物茂盛，水中含有大量的CO2和有机酸，因此，地表和地下的岩溶作用都很强烈，而且河水经常泛滥，所以溶蚀洼地、岩溶盆地、岩溶平原和锥状、塔状峰林等地貌都比较普遍。
如广西一带的岩溶。
亚热带因气温仍较高，雨量较多，岩溶作用也较强烈，以岩溶丘陵和溶蚀洼地为主要特征，地下岩溶也较发育。
如我国华中一带的岩溶。
2.温带岩溶温带季风气候区，气温较低，有一定量的降水但较集中，因而不利于地表岩溶发育。
地表水渗入地下，有利于地下岩溶发育，故又称为隐伏岩溶。
温带干旱区降水量小，地面植物稀少，所以地表岩溶不发育，但地下岩__溶作用则较强烈，因为干旱地区地下水富含SO 等，有利于岩溶作用的进行。
3.寒带岩溶气候寒冷，冻土发育，地表水下渗不深，水中CO2含量较多，地表发育小型溶沟和浅洼地，在永冻层以下常有地下水流和通道，溶洞仍有发育。
（二）岩溶地区地貌发育过程就整个岩溶地区来说，地貌的发育与地下水面有密切关系，而地下水面又随当地河流或海平面的变化而变化。
因此，可以认为整个岩溶地区地貌发育的基面是河流或海平面，但就岩溶地区地下岩溶来说，其发展深度是以可溶性岩石底板为下限。
因此，可溶性岩石的底板就是地下岩溶发育的基面。
假定有一个上升的宽平高地，地壳上升以后，长期稳定，且由产状平缓、岩性致密和厚层的石灰岩所构成，则岩溶地貌的发育大致如下。
开始发育成石芽、溶沟、漏斗和落水洞。
地表水部分转入地下，循裂隙进行溶蚀。
此时裂隙扩大不多，地面河流仍居优势。
随着裂隙的不断扩大，岩体内形成许多独立的洞穴系统。
在较大的洞穴系统内，地下水面的位臵较低；较小的洞穴系统内，地下水面的位臵较高，一般无统一的地下水面（图6－33a）。
随着地下洞穴充分发育，独立的洞穴逐渐归并，成为一个完整的系统，并形成一个统一的地下水面。
地下水面以上的溶洞干涸，地下水面附近的洞穴内有地下河。
此时，地下水的垂直分带十分明显，地面河流已大部转入地下，成为非常缺水的蜂窝状地面（图6－33b）。
后来，由于长期的溶蚀和侵蚀，地面逐渐被蚀低，离地面较浅的溶洞，因洞顶崩塌而出露地表，地下河的某些河段，也因地下河不断扩大和顶板的崩塌，出露地表，成明流与暗流交替出现。
最后，地下河就逐渐转变为地面河。
在地下河转化为地面河的过程中，地下河的顶板崩塌愈多，破坏及搬运作用也愈强烈，地面破碎，形成大型的溶蚀洼地和峰林等地貌（图6－33c）。
由于地下河道及溶洞的大量崩塌形成了地表水系，岩溶盆地不断蚀低扩大，这时地面降低了，在岩溶盆地底部或平原上堆积石灰岩残余堆积物——红土，溶蚀平原上残留有石灰岩残丘及孤峰，地面起伏已很小，接近于准平原（图6－33d）。
