岩溶是可溶性岩石长期被水溶蚀以及由此引起各种地质现象和形态的总称。它既包括了地表和地下水流对可溶性岩石的化学溶蚀作用，也包含有机械侵蚀、溶解运移和再沉积等作用，并形成了各种地貌形态、溶洞、溶隙、堆积物、地下水文网，以及由此引起的重力塌陷、崩塌、地裂缝等次生现象。岩溶作用与其他作用的显著区别，在于以化学溶蚀为特征，并在岩体中发育了时代不同、规模不等、形态各异的洞隙和管道水系统。
2.2.3.1 中国岩溶区域分布概况
我国碳酸盐岩系分布面积约为136万km2，占全国总面积的14%。其中尤以黔、滇、桂等地区分布最为集中，如云南省碳酸盐岩出露面积占全省土地面积的52%；广西碳酸盐岩出露面积占全区土地面积的43%；贵州省碳酸盐岩出露面积最大，约占全省土地面积的74%。
根据气候、大地构造以及岩溶发育特点，可将我国划分为三个区：大致以六盘山、雅砻江、大理、贡山一线为界，以西为青藏高原西部岩溶区；以东分为两个区，以秦岭、淮河为界，北部为中温、暖温带亚干旱湿润气候型岩溶区，即华北岩溶区；南部为亚热带、热带湿润气候型岩溶区，即华南岩溶区。根据岩性、地貌及岩溶发育特征等因素，又可细分为黔桂溶原—峰林山地亚区、滇东溶原—丘峰高原亚区、晋翼辽旱谷—山地亚区、横断山溶蚀侵蚀区等亚区（表2.2-11）。
表2.2-11 中国岩溶区域分区简表
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注 引自沈春勇主编《水利水电工程岩溶勘察与处理》[18]。
2.2.3.2 岩溶发育基本条件
岩溶发育的基本条件为：①岩石具有可溶性；②水具有溶蚀性和流动性；③具备水体渗流的通道。
岩石具有可溶性才会产生岩溶现象，同时岩石还须具有透水性，使水能够渗入其中并流动，从而在岩石内部产生溶蚀作用。水具有一定的溶蚀力才能对岩石产生溶蚀，当水中含有CO2或其他酸性成分时，其溶蚀力较强。产生溶蚀作用的水还需要有流动性，使其保持不饱和溶液状态和溶蚀能力，岩溶作用才会持续不断。
除此以外，气候、地形、生物、土壤等自然条件对溶蚀作用也有不同程度的影响。
（1）岩石的可溶性。
1）可溶岩的分类。可溶岩按矿物面分可以分为4类：
A.碳酸盐岩类，常见的有：石灰岩、灰质白云岩、白云岩、白云质灰岩、含泥质灰岩、泥灰岩、大理岩等。
C.卤素类岩石，即岩盐、钾盐等。
2）岩石的可溶性。按可溶性排序，依次为：卤素岩、硫酸盐岩、碳酸盐岩、钙质胶结碎屑岩。在同类碳酸盐岩中，因矿物成分、结构等不同，岩石的可溶性存在明显的差异。
碳酸盐岩一般以钙、镁为其主要成分，通常由方解石和白云石两种矿物组成。试验研究表明，在纯碳酸盐岩中随白云石成分的增多其溶解速度降低，相比方解石为易溶成分，白云石则相对较难溶解。碳酸盐岩中夹有不同成分、不同数量的不溶物质（如泥质与硅质），对岩石的可溶性影响较大，使溶蚀度明显降低。一般石灰岩的可溶性较白云岩强，也强于硅质灰岩、泥灰岩等。
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度三个方面。一般岩石结晶颗粒越小，相对溶解速度越大，隐晶结构一般具有较高的溶蚀率；鲕状结构与隐晶一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要大。但岩石的原生孔隙度对岩溶的影响更显著，通常孔隙度越高，越有利于岩溶的发育，因此结晶灰岩可溶性较隐晶质灰岩强，粗晶灰岩较细晶灰岩强。
岩石因变质重结晶对岩石的溶解速度也有明显的影响，其中大理岩的溶解速度较非变质灰岩低一半左右，白云岩的差异没这样显著。
3）可溶性分类。卤素类及硫酸盐类岩石在地表分布有限，石灰岩分布很广，在很多工程中通常遇到碳酸盐类岩石，故本节中的可溶岩均指碳酸盐类岩石。碳酸盐岩的可溶性分3类：
A.强可溶岩：主要为纯碳酸盐岩类的均匀石灰岩，如泥晶灰岩、亮晶灰岩、鲕状灰岩、生物碎屑灰岩等，通常循层面或断层带发育规模较大的洞穴管道系统以及溶隙。
B.中等可溶岩：主要为次纯碳酸盐岩、变质重结晶的碳酸盐岩，如灰质白云岩、白云质灰岩、泥质灰岩、硅质灰岩、大理岩等。通常循层面或断层带发育单个溶洞及溶隙。
C.弱可溶岩：主要为纯碳酸盐岩类的均匀白云岩、次纯碳酸盐岩夹碎屑岩、不纯碳酸盐岩类的碎屑岩与酸盐互层，主要有白云岩、泥灰岩、硅质白云岩、石灰岩夹碎屑岩、石灰岩与碎屑岩互层等。岩溶发育微弱、极微弱或不发育。
根据岩性组合划分，常见碳酸盐岩岩组类型见表2.2-12。
表2.2-12 碳酸盐岩岩组类型划分
续表
注 变质碳酸盐类岩石可参照上表进行分类。
（2）岩石的透水性。
1）岩石的透水性。岩石的透水性是指岩石允许水透过本身的能力。对灰岩、白云岩及之间的过渡灰岩石，在构造不发育、岩溶不发育的情况下，其本身不透水；其透水性的强弱主要取决于岩石中裂隙的发育程度及溶蚀化程度，当可溶岩岩体不完整、岩溶发育强烈时岩石透水性强，反之微弱。因此，对碳酸盐岩来说，其透水性主要指岩体的透水性。
原生结构面：如层面或层理裂隙等，是在岩石形成过程中产生的。在构造变动微弱的地台区，层面或层理裂隙对岩石透水性起着决定性作用。
构造结构面：如构造裂隙，是岩石受构造应力作用而产生的裂隙。其特点是延伸远，成组分布，是水对碳酸盐岩作用的主要通道。其方向、性质及密度，在很大程度上决定于该区的褶皱与断裂错动的关系，以及岩层的产状等。在背斜顶部张裂隙带（常常宽而深）、向斜轴部下方张裂隙带，以及大型断裂带与交汇部位，岩石破碎，或裂隙密集分布，岩石透水性均较好，是岩溶强烈发育地区。
次生结构面：如边坡剪切裂隙、风化裂隙等，由边坡卸荷与风化作用在边坡表层或岩石圈上层构造裂隙或层理裂隙变宽形成。这些岸剪裂隙带、风化裂隙带岩石透水性亦较强，岩溶较为发育。
2）透水性分类。
A.岩溶含水层组。按岩石可溶性与非可溶岩的组合关系以及可溶岩或非可溶岩能否构成独立的含水层或具有可靠的隔水性能等划分为以下5种基本类型：①均匀状的岩层组合的强岩溶含水层组；②中等岩溶含水层组；③弱岩溶含水层组；④相对隔水层组；⑤可溶岩与非可溶岩为间互状岩层组合的多层次含水层组。岩溶含水层组类型划分见表2.2-13。
表2.2-13 岩溶含水层组类型
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注 引自欧阳孝忠《岩溶地质》[17]。
可溶岩夹非可溶岩、可溶岩与非可溶岩互层、非可溶岩夹可溶岩等三种间互状岩层组合，当非可溶岩被构造、侵蚀、岩溶塌陷等破坏不起隔水层的作用情况下，可单独构成强、中等、弱岩溶含水层组，其类型需视非可溶岩的连续性与百分含量，以及可溶岩的可溶性强弱来确定。如可溶岩为强可溶岩，非可溶岩不连续、厚度百分含量小于5%，可定为强岩溶含水层。
B.岩溶透水层组。岩溶透水层组类型与岩溶含水层组类型基本对应，一般情况下强岩溶含水层组即为强岩溶透水层组，弱岩溶含水层组即为弱岩溶透水层组。但其差别在于某些岩溶含水层组的透水性具有方向性，即垂直与平行岩层层面方向的透水性能不同，甚至相差悬殊。往往建于水平状岩溶层组的水库很有可能发生渗漏，而且难于治理，而建于岩溶层组倾角陡倾的横向谷水库发生渗漏的可能性相对较小。
（3）溶蚀作用。
1）溶蚀作用类型。
A.碳酸盐溶蚀：侵蚀性二氧化碳对碳酸盐岩的溶蚀，取决于其中碳酸含量，即水中游离CO2的含量。它与碳酸盐作用，转化为重碳酸，水的溶蚀力就可大大增加。
B.硫酸盐溶蚀：侵蚀性水对硫酸盐岩的溶蚀。
C.氯化物溶蚀：侵蚀性水对氯化物岩的溶蚀。
D.混合溶蚀：两种或两种以上不同水温、不同水质的水混合后溶蚀作用加强。
E.接触溶蚀：可溶岩与非可溶岩接触带，往往溶蚀作用加强，形成串珠状洼地及岩溶管道。
2）溶蚀作用与侵蚀作用。如果说，在岩溶发育的初期（岩溶裂隙发育阶段），侵蚀作用只是起辅助作用，到了岩溶发育后期（地下河发育阶段），就很难说是以溶蚀作用为主还是以侵蚀作用为主。不难看出，砂卵砾石在侵蚀过程中起着重要的磨蚀作用；从洞顶分布的锅背状冲坑光滑面不难看出，有压漩涡流在侵蚀过程中也起着重要作用。在广西漓江桂林至阳朔河段两岸，平枯河水位高程断续分布的某些凹槽，显然也是侵蚀作用的结果。
3）溶蚀作用与崩塌作用。当溶洞发育达到一定规模后，重力引起的崩塌作用不仅存在，甚至占据主导地位。表现在：大型溶洞底部无不分布有孤石、块石及碎石；天生桥塌陷不仅形成堰塞湖，而且还改变溶蚀作用的环境条件；岩溶塌陷导致上覆非可溶岩塌陷，形成天窗。
4）溶蚀作用与堆积作用。岩溶塌陷与堆积作用的因果关系是不可分割的，有塌陷便有堆积；地下河中不仅有冲洪积形成的松散堆积物，而且还可以形成漫滩、台地，如同地表河；溶洞中的化学堆积物则更是塑造了溶洞的别有洞天。
总之，溶蚀与侵蚀、崩塌、堆积作用是很难分开的，只是在某一时期谁占主导地位，谁处次要地位。譬如南盘江的天生桥峡谷、坝索峡谷，北盘江的板江峡谷、六冲河的重阳峡谷、两扇门峡谷，猫跳河的窄巷口峡谷等，这些峡谷不仅两岸壁立，而且河谷深邃、水流暗涌，当出现崩塌后，又转而成为险滩急流。
2.2.3.3 影响岩溶发育的因素
影响岩溶发育的因素主要有地层岩性、地形地貌、构造特征、新构造运动、气候、水的腐蚀性等，其中以地层岩性、构造、地形地貌及气候影响最为突出。
（1）地层岩性。地层岩性是岩溶发育的物质条件。同一地区不同地层时代和地层组合岩溶发育程度也会出现差异。岩性决定岩石的可溶性，碳酸盐岩地层中岩性越纯越易溶蚀，岩溶越发育。根据试验资料，作为碳酸盐可溶程度主要标志的比溶解度随岩石中方解石含量的增加而增高，随着白云岩含量的增加而减小。
地层厚度对岩溶发育的影响主要表现为岩溶作用的深度和规模。碳酸盐岩地层厚度大，不受非可溶性岩层的阻隔，地下水运移和岩溶发育就可以进行得很深，发育岩溶的规模也较大，较深长。若碳酸盐岩地层厚度较小，则只能形成一些小规模的浅层岩溶或层间岩溶。因此从地层层组来看，厚层岩层的岩溶较薄层岩层发育，单一地层结构较互层或夹层状结构岩体溶蚀强烈。(www.daowen.com)
可溶岩的上部，若无其他岩层或松散堆积物覆盖，可溶岩直接裸露于地表，岩溶就比较发育。因此可溶岩居上时岩溶强烈发育，反之则发育弱。
从地层时代来讲，老地层经历的构造运动多，完整性差，透水性好，易于岩溶发育。如贵州的寒武系石灰岩地层普遍较三叠系石灰岩地层溶蚀强烈。
（2）地质构造。褶皱、断层、节理裂隙等主要地质构造对地下水的入渗和循环运动的途径、方向起着明显的诱导作用，从而控制岩溶发育的方向和格局。
1）层面构造是可溶岩的基本构造结构面，一般延伸较长，是地下水渗流的主要结构面，其倾角对岩溶发育影响较大，陡倾岩层较缓倾岩层溶蚀强烈，而水平岩层溶蚀相对较弱。
2）褶皱构造影响岩溶发育的方向和部位，岩溶发育方向多平行于褶皱轴向，发育部位向斜核部较两翼强烈，倾伏端较扬起端强烈，背斜核部受张开结构面的影响表层溶蚀强烈，深部及两翼发育相对较强烈；向斜总体较背斜溶蚀强烈。
3）断层或构造破碎带，是地下水集中渗入和循环地带，是岩溶现象密集分布的地带。总体上，张性断层比压性断层的岩溶发育，陡倾断层比缓倾断层的岩溶发育。
4）节理、裂隙，是地下水入渗的基本结构面，与断层构造相似，倾角越陡溶蚀越强烈。常见的溶沟、溶槽多为陡倾产状。
（3）地形地貌。地形坡度影响到地表水的下渗流量。在地形平缓的地方，地表径流流速缓慢，下渗量就大，有利岩溶发育，反之不利岩溶发育。
平原地区，地下水位较浅，垂直渗漏带较薄，易发育埋深较浅的地下廊道和暗河。深切的山地、高原地区，垂直渗漏带深厚，地下不埋藏较深，垂直型岩溶形态发育，只有在潜水面附近才发育水平向岩溶管道。
（4）新构造运动和水文网演变。新构造运动中尤以地壳间歇性抬升控制河谷地区水文网演变，进而影响河谷型岩溶发育。地壳抬升间歇时间越长，地表水文网包括干流、支流与支沟形成系统越充分发育，越有利于岩溶发育，可形成规模大、延伸长的暗河等管道系统。而地壳抬升间歇时间越短，抬升幅度越大，越不利于岩溶发育，岩溶发育速度慢于河流下切速度，在河谷两岸陡壁不同高程常见有溶洞或暗河出现。导致地下深处岩溶弱发育或微发育。
（5）地下水活动。地下水的运移方式和集中程度会影响到岩溶发育。在垂直渗流带，地下水以垂直运动为主，有利于垂直岩溶洞隙的生成；在地下水季节变动带内，地下水垂直运动与水平运动不断呈交替变化，垂直和水平向岩溶洞隙形态都有发育；在地下水饱水带内，地下水以水平运动为主，易发育水平状岩溶管道、暗河等。若存在地下水深部渗流循环，则会导致深岩溶的发育。
（6）气候。气候是影响岩溶发育的因素之一。在低温条件下，无论水的溶蚀力、流动交替和岩溶作用反应速度都比较慢，岩溶发育的过程缓慢，相反则溶蚀作用较强。
降水多少不仅影响水和入渗条件和水交替运动，而且雨水通过空气和土壤层，带入游离CO2，还能使岩溶作用得到加强。
比较我国温带、亚热带和热带气候地带岩溶发育程度：热带最发育，而且地表、地下都很发育；亚热带地表、地下岩溶也发育，但发育程度和规模比热带差；温带只发育地下岩溶，地表岩溶不发育。
（7）植被和土壤。植被对岩溶发育影响主要表现为：一是植物根部的游离CO2有利于溶蚀作用和潜蚀作用；二是植被覆盖能增加空气湿度和降水量，增加水的下渗，促使地下岩溶发育；三是植被覆盖有利于阻碍地表水冲刷破坏，使得已形成的漏斗、洼地、溶隙和洞穴得以发育加大。
土壤能够影响地表水下渗和水中游离CO2含量，进而影响岩溶发育，疏松的土壤有利于地表水下渗，并产生大量游离CO2。
2.2.3.4 岩溶发育的一般规律
（1）选择性。表现在岩性和地层两方面。对岩性的选择，总体说是碳酸钙含量越高，岩溶越发育。
对地层的选择，在贵州强岩溶地层主要有：震旦系上统灯影组（Zbdn），寒武系下统清虚洞组（∈1q），奥陶系下统红花园组（O1h）、中统宝塔组（O2b），石炭系下统摆佐组上段（C1b2）、中统黄龙群（C2hn）、上统马平群（C3mp），二叠系下统栖霞组（P1q）、茅口组（P1m），三叠系下统夜郎组第二段（T1y2）、永宁镇组第一、三段（T1yn1、T1yn3）、茅草铺组第一、三、四段（T1m1、T1m3、T1m4）、中统凉水井组（T2lj）、坡段组（T2p）、垄头组（T2l）等。
（2）受控性。
1）受隔水岩组控制。当隔水岩组或相对隔水岩组具有一定厚度，且呈缓倾状态分布时，可以阻止岩溶向深发育，隔水岩组成为溶蚀基准面，多有悬挂泉、飞泉形成[图2.2-1（a）]；当隔水岩组具有一定厚度，且与可溶岩陡倾接触时，一方面可以阻止岩溶水平方向向前发育，另一方面由于接触溶蚀，又可以加剧岩溶的发育，多形成接触泉[图2.2-1（b）]；当可溶岩为隔水岩组所覆盖时，河流接近切穿非隔水岩组或切割下伏可溶岩不深时，多形成承压泉[图2.2-1（c）]。当有多组隔水岩组与可溶性透水岩组相间分布时，岩溶发育多具成层性，且多发育在接触带附近，但总体上岩溶发育程度不会太强。
图2.2-1 岩溶发育受隔水岩组控制
1—可溶岩；2—非可溶岩；3—悬挂泉；4—接触泉；5—承压泉
2）受褶曲构造控制。在贵州向斜多形成盆地，有利地表水的汇集；同时向斜属汇水构造，有利地下水的汇集，丰富的地表水和地下水有利岩溶发育。间互状可溶岩形成的向斜，还可促使岩溶向深发育[图2.2-2（a）]，形成承压岩溶含水层。背斜多形成地形分水岭，不利地表水的汇集；同时背斜，特别是间互状可溶岩形成的背斜不利于地下水的汇集，因而岩溶发育相对弱。但是，当非可溶岩被剥蚀，背斜轴部的可溶岩出露后，则形成四周为非可溶岩包围的储水构造，也有利于岩溶的发育，在可溶岩与非可溶岩接触带多有泉水出露[图2.2-2（b）]。当可溶岩出露面积及接触泉与当地排泄基准面高差足够大时，接触泉还往往为温泉。
图2.2-2 岩溶发育受褶皱构造控制
1—可溶岩；2—非可溶岩；3—岩溶泉；4—断层或裂隙
3）受断裂构造控制。导水断层、裂隙密集带有利于岩溶的发育，人们的认识几乎一致；阻水断层对岩溶发育的影响，人们的认识就大相径庭了。作者认为，阻水断层一方面可以阻止岩溶的发育，另一方面由于侧支断裂力学性质的改变及接触溶蚀作用的加强，又可加剧岩溶的发育。因此，阻水断层不是岩溶不发育，只是岩溶发育的部位不同而已，岩溶发育主要发育在两侧（尤其是上盘）影响带内，断层带内一般岩溶不甚发育；在现场看到阻水断层也发育得有较多串珠状溶洞，多为两侧岩溶发育塌空后侵蚀的结果，且断层多分布在溶洞下方。
另外，断裂构造不仅控制岩溶发育的强弱，还控制岩溶发育的方向性。
4）受新构造运动及地壳上升速度变化控制。地壳上升速度快时，岩溶发育以垂直形态为主；地壳运动相对稳定时，岩溶发育则以水平形态为主。因此，随着地壳上升运动间歇性变化，岩溶分布具有成层性，且这种成层性与新构造运动形成的剥夷面、阶地面具有较好的对应性。
5）受气候控制。表现在我国北方的地表岩溶形态（如峰林、洼地等）不如南方发育；贵州峰林的相对高度不如广西。有人认为贵州峰林的高度不如广西是贵州峰林遭蚀余的结果。贵州地壳上升幅度比广西大，为何这种蚀余作用反而比广西强？是与岩性、岩层组合有关还是与蚀余作用有关，值得商榷。
（3）继承性。对应地壳上升运动的每一个轮回，都有垂直、季节变动、水平及深部渗流带岩溶的发育；同时，先一轮回发育的岩溶带，又为后一轮回岩溶发育提供了条件，或者说后一轮回岩溶往往是追踪先一轮回岩溶发育。这种追踪可以是叠加，也可以是改造，或两者兼而有之。
（4）不均匀性。岩溶发育的选择性、受控性和继承性的结果是岩溶发育的不均匀性。因此可以说，不均匀性是岩溶发育的最大特点，是造成岩溶地下水系统性、孤立性、变迁性、悬托性、穿跨性等的前提条件。
另外，在河谷地带，岩溶发育常见有向岸边退移现象。当河谷两侧有明显的地下水位低槽带，或岩溶大泉分布时，两岸地下水的循环多受岩溶大泉或岸坡地下水位低槽带的控制，而河床部分地下水主要表现为与地表河水联系紧密的浅部循环，此种情况下，河床部位的岩溶发育呈现停滞现象，现有的岩溶现象主要为早期岩溶发育的结果，且除表层岩溶外，河床深部的溶洞多呈充填状态，地下水的渗流条件较浅部差。
2.2.3.5 岩溶基本形态
（1）岩溶个体形态。
1）石芽与溶沟。地表水沿可溶性岩石的节理裂隙流动，不断溶蚀和冲蚀形成沟槽，称为溶沟（图2.2-3）。溶沟间突起者为石芽。溶沟底部往往被红色黏土及碎石充填，宽10～2m不等，深数十厘米至3m不等。石芽高度一般1～2m，形态受地形、节理控制，多呈尖脊状、尖刀山状、车轨状、棋盘状、石柱状。
石芽与溶沟是岩溶发育的初级形态，一般在较平坦的纯石灰岩表面上较为典型，相反则发育较差。石芽进一步发展则演变为石林。石林是高大石芽伴随深陡溶沟的地表岩溶组合形态（图2.2-4）。
2）溶隙、溶缝、溶蚀空缝。地表水沿可溶岩的节理裂隙进行垂直运动，不断对裂隙进行溶蚀和冲蚀，从而不断扩大成数厘米至1～2m宽的岩溶裂隙。宽度为1～2m的溶隙，称为溶缝（图2.2-5）。按其是否充填还可分为充填、半充填或无充填三类，其中无充填的溶缝，习称溶蚀空缝（图2.2-6）。
3）落水洞。落水洞是地表水流入地下河（暗河）的主要通道。它是地表水携带岩屑等对溶隙磨蚀，不断扩大顶板发生崩塌进而形成落水洞，通常分布于洼地和岩溶沟谷底部，也有分布在斜坡上。其形态不一，多为圆形或近圆形，直径10m以内，深度100余米。如乌江思林水电站右岸地下厂房地表发育的K29号落水洞（图2.2-7）。洞口高程500m，直径5～6m，可见深约7m，地下厂房开挖揭示已延伸至主变洞顶，垂直深100m。
图2.2-3 石芽与溶沟
图2.2-4 云南路南石林
图2.2-5 危岩体中发育的陡倾角溶缝
图2.2-6 黏土充填垂直溶缝
4）天坑。由于地壳上升和河流下切的影响，落水洞进一步扩宽、加深，向下发育而成。如著名的广西乐业县大石围天坑，长600m，宽420m，深613m（图2.2-8）；又如贵州水城县（花戛乡）“仰天麻窝”天坑，长660m，宽500m，深251m，发育于石炭系上统马平组灰岩中。天坑通常分布在分水岭地带。
图2.2-7 溶蚀洼地底部落水洞
图2.2-8 广西乐业县大石围天坑
5）漏斗。为漏斗形或碟状的封闭洼地，底部直径在100m以内。底部常套有落水洞直通地下，起消水作用。它是形状特殊的小型溶蚀洼地。
6）岩溶洼地。又称溶蚀洼地，是岩溶区一种常见的封闭状负地形。一般说来，岩溶洼地较平坦，覆盖着松散沉积物，可利于耕种。洼地可以由漏斗扩大而成，而几个洼地又可进一步扩大合并成为合成洼地，保留底部不规则的形态。岩溶洼地底部除了有落水洞外，也可有小河小溪，它们是周边泉水汇集而成，可在一端没于落水洞中。洼地常沿构造带发育为串珠状的圆洼地，以后合并成长条状的合成洼地。岩溶盆地则是超大型的溶蚀洼地（图2.2-9）。
图2.2-9 岩溶洼地落水洞
图2.2-10 宜宾兴文天景洞天窗
7）岩洞。主要由地表水冲蚀成的近似水平的洞穴，宽度大于高度3～5倍，深度不超过10m，通常分布在河谷两侧。岩洞洞顶常有钟乳石等沉积物。岩洞连通性差，沉积物为外源（河流）的砂卵砾石等。
8）岩溶天窗。为地下河顶板的塌陷部分。开始塌陷时，范围不大，称为岩溶天窗。通过岩溶天窗可见地下河或溶洞大厅（图2.2-10）。
9）天生桥。又称天然桥。暗河的顶板崩塌后留下的部分顶板，两端与地面连接而中间悬空的桥状地形，称为天生桥。天生桥下暗河通过的部分称为穿洞。
（2）地下岩溶形态。
1）溶洞。地下水沿着可溶岩的层面、节理或裂隙、落水洞和竖井下渗的水，在地下水包气带内沿着各种构造不断向下流动，同时扩大空间，形成大小不一，形态各样的洞穴（图2.2-11）。最初形成的溶洞，规模较小，连通性差，洞内充填物多为石灰岩溶蚀后残留的红色或黄色黏土夹崩塌的碎块石（内源），随着岩溶作用不断进行，很多溶洞逐渐沟通，很多小溶洞就合并成大的溶洞系统，这时静水压力就可以在较大范围内起作用，形成一个统一的地下水面，位于地下水面附近的洞穴，往往形成水平溶洞，在邻近河谷处有出口，当地壳上升，河流下切，地下水面下降，洞穴脱离地下水，就成为干溶洞（图2.2-12）。这些溶洞一般规模较大，延伸长度大于200m，甚至数千米，洞内充填物多为外源的砂卵砾石或冲积黏土等，洞内石灰华、钟乳石、石笋、石柱、石幔等洞穴沉积物种类繁多，琳琅满目，造型各异。
2）暗河及岩溶管道水。暗河又称地下河，系地面以下的河流，在岩溶地区常发育于地下水面附近，是近于水平的洞穴系统，常年有水向邻近的地表河排泄。在贵州南部岩溶地区常见暗河发育。规模较小者称之为岩溶管道水。
3）伏流。有明确进、出口的地下暗河，即地表河流入地下后，再从地下流出地表；在地下潜行的河段称之为伏流。
图2.2-11 厅状溶洞
图2.2-12 某高铁隧洞开挖揭露的干溶洞
4）溶孔与晶孔。系指碳酸盐类矿物颗粒间的原生孔隙、解理等被渗流水溶蚀后，形成直径小于数厘米的小孔。晶孔则指被碳酸钙重结晶的晶簇所充填或半充填的溶孔。
5）洞穴堆积物。洞穴堆积物分化学沉积、角砾堆积、流水堆积三类。主要的化学沉积类洞穴堆积物有：
A.石钟乳：由洞顶向下发展的碳酸钙沉积。当水流渗进洞穴，在洞顶成悬挂的水珠时，因蒸发散失CO2，便开始碳酸钙的沉积。随着水流不断渗入，碳酸钙不断向下加长、加粗成为钟乳石，它连续向下发展并与向上生长的石笋相连为石柱。
B.石管与石枝：空心的棒状石钟乳为石管。当生长的方向发生改变时，出现了不规则的分叉和向上弯曲，分枝的称为石枝，向上弯曲的称为卷曲石。
C.石幔：饱含碳酸钙的水流以薄膜状水流，沿着洞壁或洞顶裂缝缓慢地流出，便结晶出连续成片的沉积，晶体平行生长，不断地加宽和增长，形成布幔或帷幕状的洞壁沉积。
D.石笋：饱和碳酸钙的水流不断地滴落到洞穴底部，迅速地铺开，蒸发溢出CO2进行碳酸钙沉积，可以盘状石饼，成层地累叠起来，以饼的中心部位最厚。如果滴流连续地以适当速率落在同一地点，这种沉积逐渐向上发展，成为锥状或柱形，即成石笋。
E.石柱：溶洞中钟乳石向下伸长、与对应的石笋相连接所形成的碳酸钙柱体（图2.2-13）。
F.石珍珠：在洞穴底小水洼或滴水坑里形成许多小的碳酸钙球珠，其核心通常为岩屑碎片、砂或黏土粒，外面包以碳酸钙，并且有同心状构造（图2.2-14）。
G.石灰华层，指分布于洞底，或夹在其他类型的碎屑沉积层中，具有比较坚硬的钙质层。这是地下水渗入洞内，沿着洞穴或溶隙壁成薄层水流动时的结晶沉积。
角砾堆积是一种就地的崩塌堆积物，没有分选和磨损，角砾形状不规则而十分尖棱。其大小决定于洞壁和洞顶石灰岩层的构造、岩性及产生角砾的崩解方式。角砾直径可从几厘米到数米，甚至为10～20m的大岩块。常夹杂溶蚀残余的细粒黏土物质，但数量不多。
流水堆积类洞穴堆积物主要来源于洞外，也有产自洞穴系统内。主要为砂、砾石和细粒黏土等。
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