溶蚀地貌

一、喀斯特作用：1884年戴维斯指出：喀斯特作用指水和重力对碳酸盐为主的可溶岩的溶蚀与侵蚀搬运与沉积作用之总称。
二、喀斯特作用的化学过程
CO2 CO20 CO2扩散入水（水中CO2含量与温度成反比，与压力成正比） （1）
CO20 +H2O H2CO3 物理水合 （2）
H2CO3 H+ + H2CO3– 碳酸离解 （3）

CaCO3 Ca2+ + CO22– 钙离子从晶格中游离（4）

CO22– + M+ MCO3
综合 CaCO3 + CO2 + H2O 2 HCO3– + Ca2+ （5）
三、喀斯特作用的基本条件（89页）
（一）岩石要形成Karst首先必须
1、岩石的可溶性 岩石的可溶性取决于其化学成份、矿物组成和岩石结构。根据岩石的可溶性可将其分为：
碳酸盐类：石灰岩 方解石
白云岩 白云石
硫酸盐类：石 膏
芝 硝
卤化物类：食 盐
钾 盐
从溶解度来看，卤性物质和硫酸盐要比碳酸盐类高。但地球上岩溶地貌为什么主要形成于石灰岩地区，这主要是因为石灰岩分布广，厚度大。
就碳酸盐类岩石的溶解性看，它主要取决于CaO/MgO.该比值越高，溶解度越高。
岩石的结构对岩石的可溶性也有重要影响。一般来说晶粒越小，溶解度越大。对于白云岩来说，微粒的（CaO/MgO=2.15）相对溶解度为0.82。细粒的（CaO/MgO=2.11）为0.74。中粒的（CaO/MgO=2.02）为0.65。不等粒结构的岩石比等粒结构的岩石相对溶解度要大。.
2、.岩石的透水性。岩石的透水性决定于其裂隙度和孔隙度。一般的可溶性岩石的孔隙度较低，如表的石灰岩孔隙放在2—7%，对岩石透水性的影响较小，影响岩石透水性的因素主要是岩石的裂隙度。
岩石的裂隙度大小与岩石的构造、纯度和厚度有关：
构造 张性断裂带，背斜的轴部和向斜的深部，裂隙度大。
纯度 纯度高，刚性强，裂隙易扩张深长。
厚度 厚度大，隔水层少，裂隙深长较大，有利于岩石的溶解。
（二）水的因素
1、水的溶蚀力，纯水的溶解能力是极其弱微的，只有当有CO2加入时，水的溶解能力有很重要的岩溶意义。所以水的溶蚀力的大小取决于水中CO2含量的多少。水中CO2的来源主要有三个方面： 大气中的CO2 、有机成因的CO2 、无机成因的CO2
水中CO2含量的多少与水温和大气CO2的分压力有关。水温高，CO2含量少。水温低，CO2含量高。大气中CO2的分压力越大，水中的CO2越高。反之则水中含量就低。
据研究CO2含量： PCO2=0.0003大气压 PCO2=1个大气压
0℃ 1.02 mg/kg 3347 mg/kg
10℃ 0.7 mg/kg 2319 mg/kg
20℃ 0.52 mg/kg 1689 mg/kg
30℃ 0.39 mg/kg 1250 mg/kg
温度的影响: 有两种作用,影响水中CO2的含量，影响化学反映的速度
压力的影响：在土壤中PCO2的压力高，CO2含量高，岩溶能力强。
水的溶蚀力随深度增大而降低
2、水的流动性
在自然界不流动的水质很容易达到饱和状态。但是由于流动性使不同浓度的饱和水溶液相混合产生混合溶蚀作用。故自然界的水才具有较强的溶蚀能力。
沿途温度升高或压力降低时，也会使水中CO2含量减少，故造成碳酸钙的重新沉积，这就是洞穴中宽广的地方沉积景观丰富、而狭窄地方沉积少的缘故。
三．岩溶水的动态
在岩溶地区，地表水大多通过各种裂隙和孔隙进入地下，形成地下水流，故地表水比较缺乏，相反则地下水比较丰富。因此岩溶作用不仅发生在地表，更主要的是发生在地下。通常把可溶岩石内所含的一切地下水总称为Karst水或岩溶水。
岩溶水的运动直接影响着岩溶作用的进行和岩溶地貌的形成，故有十分重要的意义。岩溶水具有多种形式，如孔隙水、裂隙水、溶洞水等。有的有自由水面。而有的呈承压状态。在被大河深切的岩溶地区，岩溶水根据他们的运动方向自地表而下可分为四个带：

1、渗透带：地表以下至丰水期潜水面以上，有利垂直洞穴发育
2、季节变动带：丰水期潜水面至枯水期潜水面，丰水期呈水平流动，枯水期呈垂直流，发育垂直和水平溶洞。
3、水平流动带：枯水期潜水面以下，直到低谷能补给河流的深度。水流呈水平流动补给河流、常年流动、并且有自由水面。十分有利于水平发育大规模的水平溶洞。
4、深部滞留带：位于水平流动带以下，水流动慢、水质交替弱、岩溶作用微弱。
参考资料：大学地理专业中的地貌一书及我导师的笔记

试题答案：A 试题解析：峡谷和河流阶地都是常见的流水侵蚀地形；喀斯特地貌也受到流水侵蚀作用，但不属于常见的流水侵蚀，而是溶蚀作用；坡地在干旱地区也常有分布。冲积扇和河口三角洲主要是流水沉积作用形成的；角峰、“U”形冰川谷是由冰川侵蚀作用形成的。

溶蚀地貌是岩溶地貌中最常见的，在地表和地下都有发育，其形成过程有所不同，因此溶蚀地貌又可分为地表溶蚀地貌(bare karst)和地下溶蚀地貌(underground karst)(图 5-2)。

1. 地表溶蚀地貌

地表溶蚀地貌是由岩溶作用形成的出露地表的地貌，但实际上这些岩溶地貌不完全是由地下水溶蚀作用形成的，地面流水也参与其中，其实有些地貌就是由片流和洪流形成的，如溶沟、石芽等，之所以把这些地貌归入岩溶地貌是因为构成地貌的岩性是可溶性岩石，其发育位置处在地表水与地下水作用的过渡带。

地表溶蚀地貌的形成和特征与地下水的运动特点有关。地表溶蚀地貌主要分布于包气带中，由包气带水溶蚀作用形成。包气带水以垂向运动为特征(图 5-1)，因此这类岩溶地貌都是沿着垂向发展的(图 5-3)，形成突起和下凹的地形，主要类型有以下几种。

图 5-1 岩溶地貌示意图(据曹伯勋等，1995)形态组合: Ⅰ—岩溶高原; Ⅱ—峰丛-洼地(谷地); 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;

图 5-2 地下水的运动特征与岩溶地貌的形成

(1)石芽与溶沟

石芽(stony sprout)就是发育于灰岩表面的小型石质突起，而石芽之间的凹槽就是溶沟(karren)(图5-2)。石芽可以是锥状突起，也可以是长条状突起，相对高度在几厘米到几米。若是长条状突起，它的水平延伸方向与坡向、岩石倾向或岩石的节理方向平行。这两种地貌的形成与地面流水关系密切，是片流沿着岩石表面流动及向地下水的转换过程中对灰岩溶蚀的结果。石芽和溶沟是岩溶地貌发育的初期阶段产物，也可见于其他岩溶形态的表面，随着石芽和溶沟的发展可形成规模更大的石林和溶蚀漏斗。

图 5-3 云南石林县石林素描图(据李维能等，1983)

(2)石林和岩溶漏斗

石林(stone forest)是由众多密集的锥状、锥柱状或柱状、塔状的灰岩柱体组成的地貌形态，远观似一片 “森林”，由此而得名。柱体间溶隙窄、深、陡，连接成复杂的网状，形成柱高隙幽的景观。我国以云南石林县(原称路南县)的石林最为典型和壮观(图 5-3)，石柱高一般在10～20m，高者可达 40～50m，形状各异，有的形似一把利剑直冲云霄，有的貌似白族少女婀娜多姿，还有曲径通幽的溶沟。石林的形成应具备这几个条件: ①纯而厚层状的灰岩; ②岩层产状近于水平; ③发育垂向节理; ④炎热湿润的气候; ⑤处于新构造运动的抬升区。

岩溶漏斗(karst funnel)是一种碟形、碗形或倒锥状的岩溶封闭洼地，在岩溶地区比较常见。其规模不一，直径几米到数百米，深几米到几十米。岩溶漏斗的中部有一地表水泄漏的地下通道，流入地下河、地下湖或溶洞。岩溶漏斗的成因有两类: 一类是地表水沿着节理或断层的交叉点逐渐溶蚀形成，这样的岩溶漏斗的壁比较缓，底部没有粗大的角砾石; 另一类是溶洞顶板崩塌而成的塌陷漏斗，这类漏斗的壁陡，底部有粗大的角砾堆积。

(3)峰丛、峰林和溶蚀洼地

峰丛(series of peaks)是分布在岩溶地貌区的山体部位，由一系列高低起伏的山峰连接而成，峰与峰之间常形成 “U”形的马鞍地形，其基部相连，有时三个山峰相连形似笔架。山峰的相对高差为 200 ～300m，在峰丛之间可发育溶蚀洼地、漏斗或落水洞。

峰林(hoodoo)是成群的山体基部分离的石灰岩山峰，与峰丛的最大区别是山峰的基部被第四纪沉积物覆盖而成分离状态。另外峰林常分布在山区到岩溶平原的过渡带(图 5-4)。山峰的相对高差为 100 ～200m，坡度陡，一般在 45°以上。峰丛和峰林形成于气候温暖湿润地区，降雨量大，在干旱和半干旱地区很难形成。

图 5-4 峰丛、峰林及孤峰(据北京大学等，1978)

溶蚀洼地(ouvala)溶蚀洼地是与峰丛、峰林基本同期形成的一种低洼的岩溶地貌。其平面近圆形或椭圆形，直径在 100m 以上，发育有落水洞、溶蚀漏斗等，底部较平坦，并覆盖有溶蚀残余物或少量的流水沉积物，可居住和耕种。在大型的溶蚀洼地中有小溪流入，从落水洞或溶蚀漏斗流出(图 5-5)。溶蚀洼地与溶蚀漏斗和岩溶平原在结构、规模、形态等方面是不同的(表 5-1)。溶蚀洼地常与峰丛共生，构成峰丛-洼地组合。

图 5-5 溶蚀洼地及其内部结构

表 5-1 溶蚀漏斗、溶蚀洼地、岩溶平原之比较

(4)孤峰与岩溶平原

孤峰(isolated peak or tower karst)孤峰由峰林经进一步溶蚀演化而来，是矗立在岩溶平原上的孤立灰岩山峰。峰体的相对高度在几十米到几百米，周围为地面流水沉积物覆盖，与其他灰岩山峰相距较远。如果孤峰进一步溶蚀变小，高度降到仅有几米或十几米，就形成石丘。在平面上，峰丛、峰林、孤峰是从山区到岩溶平原中心依次分布的(图 5-4)。

岩溶平原(polje)也称坡立谷或岩溶盆地，是岩溶地貌发展的晚期，在规模上比岩溶洼地大，在结构上比岩溶洼地复杂(表 5-1)的一种组合地貌。岩溶平原一般为椭圆形或长条形，宽度在数百米到几千米，长度从几千米到数十千米，底部平坦，有地表河流穿过，发育河漫滩和阶地，覆盖溶蚀残余红土，保存有孤峰或石丘，在广西的黎塘、贵县等地区的岩溶平原发育较好。岩溶平原的形成需要较长时间的新构造运动处于稳定状态，经长期的溶蚀作用，地面降低，暗河裸露，地表水体接近溶蚀基准面，发育河流沉积作用，峰丛消失并演化成孤峰和石丘，才形成岩溶平原。

(5)盲谷、干谷和断头河

在岩溶地貌区，由于落水洞、溶蚀漏斗发育，它们常成为一些地表河水转入地下的通道，造成一些地表河流的干枯，或河水的突然消失，又突然复出，在岩溶作用区形成一些特有的地貌。当河流的下游被石灰岩陡崖或山体所挡，河水就从陡崖底部或山脚的落水洞潜入地下而从地表消失，变为地下河，其地表的谷地就称为盲谷(blind valley)，因此盲谷是一种死胡同式的谷地(图 5-5，图 5-6)。潜入地下的河流(伏流)会从陡崖或山体的另一侧流出，补给下游的河流，这种河流称为断头河(beheaded river)，或由暗河补给的河流也属断头河。当地表河水沿着落水洞、溶蚀漏斗转入地下，又无水源补给，留下了高于地下水位的干涸河谷称干谷(dry valley)。

图 5-6 湖北利川市的清江形成的盲谷、伏流和断头河

(6)落水洞与竖井

落水洞(sinkhole or swallow hole)是地表岩溶地貌到地下岩溶地貌的一种过渡类型，是地表水流入地下的不规则、近于直立或倾斜的通道。落水洞是地下水沿灰岩的节理、断层等溶蚀而成，其特点是窄深(深可达 100m 以上)、弯曲，形态各异。竖井(shaft)是两壁陡直直达溶洞或暗河的落水洞，它即可由落水洞进一步溶蚀、崩塌扩大而来，也可由溶洞的顶板崩塌形成，它与落水洞的区别在于洞壁陡直，在地表可看见溶洞洞底或暗河水面。

2. 地下溶蚀地貌

(1)溶洞

溶洞(karst cave)是在灰岩地区由岩溶作用形成的地下洞穴的通称，地下水沿着灰岩的一些软弱带，如节理、断层、岩层面、角度不整合面等，尤其是在断层、节理的交叉部位，不断溶蚀、侵蚀和崩塌而成。在溶洞形成的早期，主要是地下水的溶蚀作用，但随着溶洞的扩大，或者有暗河发育，其侵蚀作用加强，伴随有重力的崩塌作用。

溶洞主要形成于潜水面附近，但在包气带以及潜水面以下也可形成，但其规模小且数量少，所以有人把它们分为包气带洞、饱水带洞和深部承压带洞。在古水文研究中，溶洞可作为古潜水面的标志。在第四纪常发生新构造运动，潜水面位置也不断发生变化，形成多层溶洞，它们之间有通道相连，如北京房山区的石花洞至少可分出四层溶洞。

溶洞的形态和规模差别很大，如有的溶洞水平延伸，有的倾斜伸展，有的溶洞较平直，而有的高低起伏，有的溶洞为桶状，而有的为串珠状，等等。这主要受节理、断层、岩性、地层产状等因素的影响。在规模上，有的溶洞宽、高不过 1m，而有的宽、高达几十米，如湖北利川市的腾龙洞长 8694m，宽 62m，高 70m。

(2)暗河、伏流和暗湖

暗河(underground river)也称地下河或阴河，是指位于地表以下具有河流特征的水流。暗河多是溶洞、地下湖、溶隙连接而成的，因此不同的暗河河段其特征差别甚大，如暗河的宽窄、水流速度、水深等都有显著的差异。暗河的水源主要来自地表水通过落水洞、溶蚀漏斗、竖井等补给。

伏流(subterranea or sinking stream)是具有明显进口和出口的地下河流，或说是地表河流在地下的潜伏段(图 5-5 及图 5-6)，它不同于暗河在于后者没有明显的进口。伏流的通道一般是溶洞。由于新构造运动抬升，地表河流下切，溶洞露出地表，地表河水穿流而过就形成伏流。伏流的水流特点与地表河流接近，但有时受溶洞形态的影响，造成水流急，进口和出口落差大，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 多米。有的伏流比较长，如清江在湖北利川的北侧伏流长 10 余千米。

暗湖(underground lake)是指天然溶洞中具有开阔自由水面的比较平静的地下水体。暗湖既可由暗河扩大形成，也可由单独封闭的溶洞积水而成。由于暗湖的水流平静或封闭，沉积物质都非常的细，以粘土和粉砂质粘土为主，水平纹层发育，其特点近似季候泥。