在下列温度冷却时补充溶解 CaCO3 的量 30—20 1.60 3.36 7.35 11.40 17.60 40—20 4.04 9.17 17.78 27.90 44.50 50—20 7.49 16.91 32.32 53.20 82.10 50—10 8.7 19.65 37.05 61.80 95.50
    CaCO3 (mg/l) 120 160 200 240 280
    三、其它离子的作用 1. 酸效应(acid effect) 任何酸所解离出的 H 都能与碳酸钙溶解后所形成的 CO3 结合成 HCO ，从而增加碳酸钙 的溶解度。在自然界中，除了 CO2 溶于水所形成的碳酸对碳酸盐岩的溶蚀有强烈影响外，其次 为硫酸的作用， 特别是在硫化矿床氧化带中这种效应最为显著。 这是因为在某些铁细菌的作用下， 黄铁矿通过蹦下反应而生成硫酸，即： 4FeS2+15O2+14H2O→4Fe(OH)3+8H2SO4 侵蚀性 CO2 大为增加。其反应如下： CaCO3+H2SO4→CaSO4+H2CO3 H2CO3→H2O+CO2 (8－6) (8－7) (8－5) 所生成的硫酸与碳酸钙相互作用，一方面加强碳酸钙的溶蚀，同时生成新的 CO2，使水中
    + 2３-
    与硫化矿床氧化带类似， 在石灰岩与黑色页岩接触带岩溶发育往往较强烈， 其原因是由于页 岩隔水底板造成渗透水流沿接触带集中，更重要的是黑色页岩中往往含有分散状的黄铁矿颗粒， 因其氧化形成硫酸，从而加强碳酸盐的溶蚀， 2. 同离子效应(common ion effect) 水中如溶有与碳酸盐相同的某种离子的物质，例如 CaCl2 ，则由于 Ca 浓度增加，就会使 碳酸钙的溶解度按质量作用定律而有所减小，从而抑制了碳酸钙的溶蚀。 3. 离子强度效应(ionic strength effect) 溶液中有与碳酸钙不相关的强电解质离子时，这些离子就会以较强的吸引力吸引 Ca 和
    2CO3 ，实质上也就使 2+ 2+
    Ca 与
    2+
    22+ CO3 之间的引力有所降低。这时，Ca 与
    2CO3 的实际浓度超过
    其在纯水中的溶度积时仍不沉淀出来，亦即其溶解度有所增大，故可溶解更多的碳酸钙。 第三节 影响岩溶发育的因素 本节概述
    在讨论影响岩溶发育因素之前，我们先介绍一下岩溶发育的基本条件。索科洛夫 (Д·С·СКоπов)认为岩溶发育的基本条件有四个：①具有可溶性岩石：②岩石是透水的；③水必 须具有侵蚀性； ④水在岩石中应处于不断运动的状态。 这四个条件实质上反映了可溶性岩石与具 侵蚀能力的水这一对矛盾的两个方面。 但是， 不能把岩溶简单地理解为以室内实验为基础的溶蚀 作用，应理解为岩溶作用及其所形成的地貌和水文地质现象的综合。这样，必须把形成岩溶的条 件与具体的地质环境结合起来。从这个观点出发，岩溶发育的基本条件应为三个：①具可溶性岩 石；②具溶蚀能力的水；③具良好的水的循环交替条件，即具有良好的地下水的补给、径流和排 泄条件。而岩溶发育中最为活跃而积极的是地下水的循环交替条件，它受控于气候、地形地貌、 地质结构、 地表非可溶岩复盖及植被发育条件等。 本节讨论影响岩溶发育的基本条件及控制岩溶 发育速度、规模、形态组合、空间分布规律的主要因素。 一、碳酸盐岩岩性的影响 可溶性岩石是岩溶发育的物质基础， 这里仅讨论意义最大的碳酸盐岩的化学成分， 矿物成分 和结构等方面对岩溶发育的影响。 1. 碳酸盐岩成分与岩溶发育的关系 碳酸盐岩是碳酸盐矿物含量超过 50％的沉积岩。其成分比较复杂，主要由方解石、白云石 和酸不溶物(泥质、硅质等)组成。 不同类型的碳酸盐岩，其溶解度相差甚大。因此，直接影响岩体的溶蚀强度和溶蚀速度。为 了阐明这个问题， 在岩溶研究中， 可用比溶蚀度和比溶解度这两个指标来表征碳酸盐岩类相对溶 蚀的强度和速度。这两个指标的含义是：
    以上指标的应用条件是： ①标准试样为方解石或轻微大理岩化的亮晶灰岩； ②所有试样块件 的尺寸相同，或粉碎到相同的粒度；③循环水为高浓度 CO2 的蒸馏水；④在求 Kv 时，作用的时 间一样。 很显然，比溶蚀度 Kv 及比溶解度 Kev 愈大，则岩石的溶蚀强度和溶蚀速度也愈大。l984 年，中国科学院地质研究所张寿越等，通过 72 块样品的室内溶蚀试验，测得碳酸盐成分与比溶 蚀度的关系如图 8－2 所示。比溶蚀度 Kv 由大到小所对应的碳酸盐岩性依次为：灰岩→云灰岩 →泥灰岩→方解石→大理岩→泥质灰岩→灰云岩→泥质灰云岩→白云岩→泥质白云岩。 其它学者 也有类似的研究成果。中国地质科学院岩溶地质研究所还作过不同岩性，不同结构、不同环境下 碳酸盐岩的野外溶蚀试验。这些研究成果的共同认识是：①方解石含量愈多的岩石，其 Kv 值愈 高，岩溶发育愈强烈；相反，白云石含量愈多的岩石，其岩溶发育愈弱。②酸不溶物含量愈大， Kv 值愈小，特别是硅质含量愈高时，岩石愈不溶蚀。③含有易石膏、黄铁矿等的碳酸盐岩，Kv 值增大，对岩溶发育有利；含有机质、沥青等杂质的碳酸盐岩，其 Kv 值降低，不利于岩溶发育。
    图 8－2
    碳酸盐岩类型与 Kv 值关系(据张寿越等，1984)
    图 8－3
    碳酸盐岩结构与
    Kv 关系(据张寿越等，1984) 2. 岩石结构与岩溶发育的关系 实践中发现，有些地区的白云岩、白云质灰岩的岩溶比纯灰岩中的岩溶更发育。此外，有的 地区灰岩的成分相近，其他条件也相近，但岩溶发育的层位也有选择性。说明仅用岩石成分来解 释碳酸盐岩的溶蚀性有一定的片面性。 据张寿越等人的室内试验所测定的不同结构碳酸盐岩与比溶蚀度 Kv 关系如图 8－3 所示。 比外，表 8－3 中为鄂西及川东各种成分及结构-成因类型的碳酸盐岩比溶蚀度的平均值。 表 8－3 各种成分、结构-成因类型碳酸盐岩的比溶蚀度平均值
    从目前室内试验研究的成果来看，碳酸盐岩的比溶蚀度 Kv 具有以下特点：①碳酸盐岩的成 分是比溶蚀度大小的主要控制因素， 一般说灰岩类皆比白云岩类的比溶蚀度高。 当酸不溶物含量
    较低时，对比溶蚀度的影响极不明显。②泥晶碳酸盐岩的比溶蚀度值一般较高，而成岩交代或重 结晶亮晶碳酸盐岩的比溶蚀度值普遍较低。灰岩类依次为：泥晶>粒屑>亮晶；白云岩类依次为： 泥晶>细晶>中晶>粗巨晶。③变质碳酸盐岩的比溶蚀度最低，其中变质灰岩类最为明显，可以比 非变质灰岩低一倍左右。 碳酸盐岩结构对其溶蚀性的影响问题，已为室内试验所证实，究其根本原因，目前还没有合 理的理论上的解释，尚待深入研究。 二、气候对岩溶发育的影响 气候是岩溶发育的一个重要因索， 它直接影响着参与岩溶作用的水的溶蚀能力和速度， 控制 着岩溶发育的规模和速度。因此，各气候带内岩溶发育的规模和速度，岩溶形态及其组合特征是 大不相同的。气候类型的特征表现在气温、降水量、降水性质、降水的季节分配及蒸发量的大小 和变化。其中以气温高低及降水量大小对岩溶发育的影响最大。 水是生物新陈代谢过程中必须的物质，也是岩溶作用中各种化学反应的介质。降水(主要是 降雨)量大小影响地下水补给的丰缺，进而影响地下水的循环交替条件。降水通过空气，尤其是 通过土壤渗透补给地下水的过程中所获得的游离 CO2，能够大大加强水对碳酸盐岩的溶蚀能力。 因此，降水最大的地区比降水量小的地区岩溶发育强烈。 温度高低直接影响各种化学反应速度和生物新陈代谢的快慢， 因而对岩溶的发育起着十分重 要的作用。据研究，在一个大气压时，溶解于雨水中的 CO2 随气温升高而减少。如在 1℃时为 2.92％，10℃时为 2.46％，20℃时为 2.14％。这种现象符合亨利-多尔顿定律，似乎与热带区域 岩溶发育比温，寒带区域强烈的事实有矛盾。实际并非如此。从水对碳酸盐岩溶蚀能力的成因来 看，除了来自大气中的 CO2 外，还有生物成因和无机成因的 CO2，同时还有无机酸和有机酸的 参与。从碳酸盐岩的溶蚀速度来看，它不仅决定于水中所含游离 CO2 的数量，同时还决定于水 中化学反应的速度。据实验，温度每增加 20－30℃时，水中所含溶解 CO2 的数量将减少一半。 但温度每增 10℃，化学反应的速度却增加一倍或一倍以上。因此温度增高时，碳酸盐岩的溶蚀 量总是增加的。 匈牙利学者提出了全球性范围的碳酸盐岩溶蚀过程中生物化学作用的数量等级评价。 从图 8 －4 可知， 在各种成因的酸类(所示共 5 种)共同作用下， 热带(包括干燥热带草原和亚热带信风带) 岩溶发育最强烈，而干燥荒原带岩溶作用最为微弱，其余 3 个气候带中岩溶发育强度介于二者 之间。若以干燥荒原地带岩溶的剥蚀强度定为一个单位，那么高纬冰缘带(包括极地、亚极地和 高寒山区)岩溶的剥蚀强度为 5，湿润温带为 8，地中海地带(含干燥草原)为 11，而热带激增为 71。 以上现象是由于各气候带岩溶作用中各动力因素所起的作用不同所致。 在高纬冰缘带大气成 因的碳酸在岩溶作用中所占份额最大， 而其余各带大气成因的碳酸对岩溶作用影响不大。 无机成 因的碳酸和无机酸的数量随温度和湿度的提高而增大， 除了干燥荒原带外， 其岩溶作用的意义并 不十分重要。在干旱荒原带，因水分缺乏，生物成因的碳酸和有机酸的活动极其微弱。而在其余 气候带中，它们在岩溶作用中的意义都很大。 我国地域辽阔，气候类型较多，包括热带、亚热带、温带三大类型，以及青藏高寒地区和西 北干早地区。不同气候带中碳酸盐岩的溶蚀速度、岩溶形态的规模和类型都不相同。由表 8－4 可知： 属于副热带的广西中部年溶蚀率为 0.12－0.3mm／a： 属于温带的河北西部年溶蚀率较小， 仅为 0.02－0.03mm／a：属于亚热带的湖北的年溶蚀率介于二者之间。
    图 8－4
    不同气候带主要岩溶动力因子百分比的分配和岩溶剥蚀平均速度
    1－大气中碳酸；2－无机碳酸；3－生物碳酸；4－无机酸；5－有机酸； Ⅰ－高纬冰缘带；Ⅱ－湿润温带；Ⅱ－地中海地带；Ⅳ－干燥荒原带；V－副热带。 (双线为岩溶剥蚀相对百分强度) 我国不同气候带岩溶发育程度及形态类型各具特点。在以广西为代表的副热带地区，溶蚀、 侵蚀-溶蚀起主导作用，岩溶作用充分而强烈，地表为峰林，丘蜂与溶洼、溶原，地下溶洞系统 及暗河发育，岩溶泉数量多，水量大。四川、湖南、湖北、浙江、安徽南部等地的岩溶也很发育， 而以溶丘与溶洼、溶斗为特征，属亚热带岩溶。河北、山东、山西等省地表岩溶一般不太发育， 为常态侵蚀地形，几乎无岩溶封闭负地形，以地下隐伏岩溶为主，岩溶泉数量少，但流量较大而 稳定，本区以干谷和岩溶泉为其特征，属温带岩溶。青藏高原湿润气候区，主要为深切割的高山 和极高山，既有冰川、霜冻、泥石流作用，也有岩溶作用，流水侵蚀作用强烈。在剥蚀面上有封 闭的岩溶负地形残留， 尤其在较低的剥蚀面上残留有早期岩溶现象并进一步发育现代岩溶。 温带 干旱气候区包括新、藏、青、蒙、川、甘、宁等省全部或一部，现代溶蚀作用占极次要的地位。 早期形成的石芽、溶沟、溶洞、溶斗等逐渐受到破坏。 表 8－4 我国某些气候带碳酸盐岩的溶蚀率 (据卢耀如等)
    地区 广西中部 湖北三峡 四川西部 河北西北部 年降水量（mm） 1500—2000 1000—1200 1160—1350 400—600 平均气温℃ 20—22 12—15 9 6—8 年溶蚀率（mm/a） 0.12—0.3 0.06 0.04—0.05 0.02—0.03
    总之，降水量大，气温高的地区，植物繁茂，死亡的植物在土壤中微生物的作用下，能产生大量 的 CO2 及各种有机酸。同时，各种化学反应速度快，故本区岩溶发育规模和速度比其余气候区
    要大。 必须指出，气候对岩溶发育的影响是区域性的因素。因此，气候带可以作为岩溶区划中一级 单元考虑的主要因素。但对某一确定地区，甚至某一工程建筑场地内，气候对岩溶发育差异性的 影响就不明显了。 三、地形地貌的影响 地形地貌条件是影响地下水的循环交替条件的重要因素， 进而间接影响岩溶发育的规模、 速 度、类型及空间分布。 区域地貌表征着地表水文网的发育特点， 反应了局部的和区域性的侵蚀基准面和地下水排泄 基准面的性质和分布，控制了地下水的运动趋势和方向，从而也控制了岩溶发育的总趋势。 地面坡度的大小直接影响降水渗入量的大小。 在比较平缓的地段， 降水所形成的地表径流缓 慢，则渗入量就较大，有利于岩溶发育。相反，地面坡度较陡的地段，地表径流较快，渗入量小， 岩溶发育就较差。 如谷坡地段的地面坡度大于分水岭地段。 垂直渗入带内的岩溶发育较分水岭地 段要弱。 不同地貌部位上发育的岩溶形态也不相同。在岩溶平原区，垂直渗入带较薄，在地下不深处 就是水平流动带，因此容易形成埋深较浅的溶洞和暗河。在宽平微切割的分水岭地带，垂直渗入 带也较薄，可在不深处发育水平洞穴。在深切的山地、高原或高原边缘地区，垂直渗入带很厚， 地下水埋藏很深，以垂直岩溶形态为主，只在很深的地下水面附近才发育水平岩溶形态。 在平坦的岩溶化地面或分水岭地段，若有细沟或坳沟发育，由于沟底低洼。容易集水下渗。 因此，在沟低发育的岩溶形态远比沟间地段要多。 在地层岩性、地质构造等条件相同时，岩溶水的补给区与排泄区高差愈大，则地下水的循环 交替条件愈好，岩溶发育愈强烈，深度也愈大。 地形地貌条件还影响地区小气候及区域气候的变化。在低纬度的高山区这种现象比较显著。 如位于赤道带的太平洋中的新几内亚岛。 该岛上的高山随着高程的变化，岩溶具有明显的垂直分带性(表 8－5)。 表 8－5 新几内亚岛高山区岩溶的垂直分带
    岩溶形态 石林 峰林 溶丘与洼地 溶沟 最大发育带高度（高程，m） 0—200 0—1500 2600—3700 3500-4500
    四、地质构造的影响 这里所讨论的地质构造系指褶皱、断裂及岩层组合特征。它们与岩溶发育的关系十分密切。 1. 断裂的影响 在可溶盐岩中，由于成岩、构造、风化、卸荷等作用所形成的各种破裂面，是地下水运动的 主要通道。它使得岩石中原生孔隙互相沟通，使具有侵蚀能力的水深入可溶岩内部，为岩溶发育 提供了有利的条件。各种成因的破裂面中以构造作用所形成的断裂(断层和节理裂隙)意义最大。 断裂系统的位置、产状、性质、密度、规模及相互组合特点，决定着岩溶的形态，规模，发育速 度及空间分布，如沿一组优势裂隙可发育成溶沟，溶槽；沿二组或二组以上裂隙可发育成石芽及 落水洞。大型溶蚀洼地的长轴、落水洞与溶斗的平面分带、溶洞和暗河的延伸方向，常与断层或 某组优势节理裂隙的走向一致。大型地下溶洞及暗河系，其主、支洞的形态和延伸方向，主要受 控于断裂的产状及组合特点。 规模较大的断层常可构成小型或次级断裂的集水通道， 其水源补给 充沛，岩溶作用得以不断进行。同时，又能接受不同成分地下水的混合。由于混合溶蚀的作用，
    因而加剧断层带附近的岩溶作用， 易于形成规模巨大的洞穴。 这就是岩溶作用的差异性和岩溶空 间分布的不均匀性的重要因。有时，在有利条件下，具溶蚀能力的地下水沿断层面向下运动时， 可加强深循环带中岩溶的发育。 2. 褶皱的影响 不同构造部位断裂的发育程度是不同的， 一般地说， 褶皱核部比翼部的断裂发育强烈。 因此， 核部的岩溶比翼部发育强烈，这一结论已为大量的勘探和试验资料所证实。 褶皱的形态， 性质及展布方向控制着可溶盐岩的空间分布。 因此， 也控制了岩溶发育的形态、 规模、速度及空间分布。溶蚀洼地的长轴、溶洞和暗河的延伸方向常与褶皱轴向或翼部岩层的走 向一致。 褶皱开阔平缓时，碳酸盐岩在地表的分布较广泛，岩溶的分布亦较广泛；在紧密褶皱区，可 溶盐岩与非可溶盐岩相间分布， 地表侵蚀与溶蚀地貌景观亦呈相间分布， 地下洞穴系统横向发展 受限，岩溶主要沿岩层走向发育。 3. 岩层组合特征的影响 碳酸岩盐与非可溶盐岩组合特点不同， 就会形成各具特色的水文地质结构， 从而控制着岩溶 的发育和空间分布。自然界中，碳酸盐岩与非碳酸盐岩的组合关系十分复杂，大致可分为以下四 种。 (1) 厚而纯的碳酸盐岩当碳酸盐岩厚百米至数百米，这时对岩溶发育最为有利。索科洛夫 将这种条件下按地下水的动力特征分为四个带(图 8－5)各带岩溶发育的类型、 规模和速度是不同 的，在剖面上形成岩溶发育的垂直分带现象：
    图 8－5 厚而纯的碳酸盐岩区岩溶地下水动力分带 Ⅰ－包气带；Ⅱ－水位季节变化带；Ⅲ－受河流排泄影响的饱水带；Ⅳ－深循环带 (箭头表示地下水的运动方向) 包气带(Ⅰ)：亦称垂直循环带，在地表至地下水高水位之间，降水沿裂隙垂直间歇下渗，常 形成溶隙、落水洞、溶斗等垂直岩溶，各溶蚀通道间的连通性一般较差。本带厚度取决于当地气 候与地形条件，最厚可达数百米。 地下水位季节变化带(Ⅱ)：在地下水的高水位与低水位之间。地下水作周期性水平与垂直运 动，低水位时本带地下水作垂直运动，高水位时地下水大致呈水平运动。因此，本带水平和垂直 方向的岩溶均较发育。其厚度取决于当地潜水位的变幅，由数米到数十米。 饱水带(Ⅲ)：在最低地下水位以下，经常饱水，常年受当地水文网排泄影响。在河谷两岸的 地下水大致墨水平运动，常形成规模较大、连通性较好的水平洞穴；在河谷底部地下水呈收敛状 曲线运动，可形成低于河床以下的深岩溶，其发育深度随水力坡度加大而增加。尤其是当河谷底 部有较大的断裂破碎带存在的条件下，在谷底以下数十米甚至上百米仍发育有大型溶洞。 深循环带(Ⅳ)：在当地排泄基准面以下一定深度，地下水不受当地水文网的影响，而受区域 地貌和地质构造的控制， 向更远更低的区域排泄基准面运动。 本带位置较深， 水的循环交替迟缓， 除局部构造断裂等径流特别有利的部位外，岩溶发育很弱。 (2) 非可溶岩夹碳酸盐岩 砂页岩中夹少量碳酸盐岩属于这一类型。如我国北方石炭系本溪 组(C2b)的砂页岩中夹有 l－3 层灰岩，每层厚仅数米。因砂页岩透水性差，构成相对隔水层。所
    夹灰岩中地下水的循环交替条件很差，因而岩溶发育极弱。 (3) 碳酸盐岩夹非可溶岩 以碳酸盐岩为主，其中所夹非可溶岩的层次少，厚度很薄，一般 厚数十厘米至数米。由于非可溶岩的存在影响了地下水的运动，不一定像(1)类那样在剖面上同 时形成四个水动力分带现象，岩溶发育：不如(1)类充分。当碳酸盐岩厚度较大，所夹非可溶岩 埋藏较深时，则对岩溶发育的抑制作用不大。总之，这种组合类型中的岩溶虽不及(1)类，但较 其他各类型的岩溶发育。这种类型在自然界较为常见。 (4)碳酸盐岩与非可溶岩互层 由于非可溶岩岩层较多，可形成多层含水层的水动力剖面。 每一稳定的非可溶岩层构成相对隔水层， 并起局部溶蚀基准面的作用， 因而在平缓岩层地区同一 地质历史时期中可形成多层岩溶。这时将成层分布的洞穴与侵蚀地貌进行高程对比时应予注意。 在线状褶皱区，因横向岩溶作用受非可溶岩的限制，岩溶主要沿岩层走向发育，因而在平面 上岩溶呈条带状分布。总之，该类岩溶发育程度介于(2)类与(3)类之间。 最后必须指出： 影响岩溶水循环交替条件的自然因素很多， 诸如气候、 地形地貌、 地质构造、 岩层组合、 上部第四系复盖及地表植被土壤发育情况等。 其中以地形地貌和地质构造的影响最大， 二者构成地下水循环交替条件的基本骨架。 由于地形地貌与地质构造以不同情况相组合， 就会形 成补给排泄条件通畅程度和径流途径长短各不相同的各种类型的水循环交替条件。 自然界中地下 水的循环交替条件是十分复杂的，图 8－6 中仅例举了几种典型情况 五、新构造运动的影响 新构造运动的性质是十分复杂的， 从对岩溶发育的影响来看， 地壳的升降运动关系最为密切。 其运动的基本形式有：上升、下降、相时稳定 3 种。地壳运动的性质、幅度、速度和波及范围， 控制着地下水循环交替条件的好坏及其变化趋势，从而控制了岩溶发育的类型、规模、速度、空 间分布及岩溶作用的变化趋势。
    图 8－6 几种典型的水循环交替条件 a－厚层灰岩裸露补给河谷排水；b－薄层灰岩裸露补给排水；c－透水盖层渗入分散补给 河谷排水； d－河流洪水倒灌补给；e－河流集中补给邻谷排水；f－河谷水经断层间接补给邻谷排水； g－单斜层裸露补给远谷排水；h－向斜层裸露补给远谷排水 (图中虚线为地下水位；实线及箭头表示流线) 地壳处于相对稳定时， 当地局部排泄基准面与地下水面的位置都比较固定， 水对碳酸盐岩长 时间进行溶蚀作用， 地下水动力分带现象及剖面上岩溶垂直分带现象都十分明显， 有利于侧向岩 溶作用，岩溶形态的规模较大。在地表形成溶盆、溶原、溶洼及峰林地形；在地下各种岩溶通道 十分发育，尤其在地下水面附近，可形成连通性较好、规模巨大的水平溶洞和暗河。当地壳相对 稳定的时间愈长，则地表与地下岩溶愈强烈。 当地壳上升时， 控制碳酸盐岩地区的侵蚀基准面， 如流经碳酸盐岩分布区的河流的河水位相 对下降，则地下水位亦相应下降。这时，虽然地下水的径流排泄条件较好，但因地下水位不断下 降，侧向岩溶作用时间短暂；同时，地下水动力分带现象不明显。因此，岩溶不如前者发育，水 平溶洞和暗河规模小而少见， 而以垂直形态的岩溶(如溶隙、 垂直管道)为主， 岩溶作用的深度大，
    岩溶作用的差异性和岩溶空间分布的不均匀性都不显著。 当地壳上升愈快时， 岩溶发育的不均匀 性愈不显著。 处于上升运动的灰岩山区， 有时发现河谷中的地下水位低于河水位， 甚至有的地方地下水位 在河床以下数十米至数百米。这种河流叫做悬托河，它对水工建筑物渗漏的影响极大，在这种河 谷中修建水库时必须谨慎从事。事实证明。并非岩溶发育的上升山区，一定存在悬托河，它是在 特殊条件下岩溶作用的结果。据研究，形成悬托河的基本条件有三个：①具深厚的碳酸盐岩；② 地下水向排泄区运动过程中径流通畅。 这两个条件是形成悬托河的必要条件， 二者反映了一个地 区碳酸盐岩的地层岩性和地质构造特点。 ③地下水排泄基准面不断下降。 这是形成悬托河的充分 条件。 悬托河谷区地下水的排泄基准面可能包括海平面， 内陆盆地或山前平原的河水位或湖水位、 山区的干流河水位等。 其下降原因可能是干流河水的垂直侵蚀速度大于支流， 它与水文气象因素 的变化有关；此外，新构造断陷或大陆区地壳不均衡上升，地下水的排泄区位于断陷的下降盘或 相对上升微弱的地区，在断陷的上升盘或相对上升强烈的地区可能形成悬托河。 当地壳下降时，研究区与地下水排泄区之间，水的循环交替条件减弱，岩溶不大发育。当地 壳下降幅度较大时，地下水的活动变得十分迟缓。地表可能为第三纪或第四纪的沉积物所覆盖， 覆盖层厚为数米至数十米者为覆盖型岩溶；覆盖层厚度为数十至数百米以上二者为掩埋型岩溶。 这时已形成的岩溶被深埋于地下，新岩溶作用微弱以致停止发育。 从某一更长的地质历史时期来看， 与岩溶发育有关的地壳升降运动的三种基本形式， 可以构 成各种复杂的组合运动形式。如间歇性上升。间歇性下降、振荡性升降等。
    图 8－7
    岩溶发育阶段示意图
    a－地壳上升时深成岩溶阶段；b－地壳稳定时的侧向岩溶阶段；c－地壳再上升时的侧向岩溶转 成深成岩溶阶段
    当新构造运动处于间歇性上升， 即上升－稳定－再上升－再稳定的地区， 就会形成水平溶洞 成层分布(图 8－7)。各层溶洞间高差愈大，则地壳相对上升的幅度愈大；水平溶洞的规模愈大， 则地壳相对稳定的时间愈长。同时，这种成层分布的溶洞还可与当地相应的侵蚀地貌，如河流阶 地进行对比，以了解岩溶的演变历史。这种类型在山区比较常见，可形成裸露型岩溶。 经历振荡性升降运动的地区，岩溶作用由弱到强，由强到弱反复进行，以垂直形态的岩溶为 主，水平溶洞规模不大，且其成层性不明显。 处于间歇性下降的地区，岩溶多被埋藏于地下，其规模虽不大，但具成层性，洞穴中有松散 物充填，从层状洞穴的分布情况及充填物的性质，可以查明岩溶发育特点及形成的相对时代，进 而了解岩溶的演变历史。 这种类型多见于平原或大型盆地区， 并能形成覆盖型岩溶或掩埋型岩溶。 第四节 岩溶渗漏问题 本节概述 碳酸盐岩经岩溶作用后， 形成各种复杂的岩溶通道和洞穴， 致使岩体水文地质条件更趋复杂， 透水性加大且不均一。在这些地段兴建水利水电工程，由于渗漏量较大，常使水库不能正常蓄水 兴利，甚至干涸而根本不能兴利。因此，岩溶渗漏是水利水电工程中主要的工程地质问题之一。 一、渗漏的形式 1. 按渗漏通道分类 (1) 裂隙分散渗漏岩溶作用的分异性不明显，以溶隙为主。库水通过溶隙或顺层面渗漏，为 裂隙脉状分散型渗漏，其分布范围常较大。地下水既有层流也有紊流运动，从宏观上可近似认为 是均匀裂隙中的层流运动。 (2) 管道集中渗漏 在岩溶发育强烈的地段，岩溶作用分异性明显，库水通过岩溶管道系统 集中渗漏，渗漏量较大。地下水以紊流运动为主。 2. 按库水漏失的特点分类 (1) 暂时性渗漏 库水饱和库底包气带的岩溶洞穴和裂隙所消耗的水量，待洞穴裂隙饱水后 渗漏即停止。库水贮于岩体空隙中，不会造成水量的损失。 (2) 永久性渗漏 库水通过岩溶化岩体流向本河下游、邻谷、低地及干流等处，造成库水的 损失，叫做永久渗漏。它是工程地质研究的重点。例如在坝区，库水通过坝基及绕坝肩向本河坝 后渗漏；在库区通过库岸经河间地块向邻谷、低地或干流渗漏，或通过库岸经河弯地段向本河下 游渗漏(图 8－8)。在悬托河谷区，库水通过库底垂直渗透，至地下水面后向本河下游或更远的区 域性排泄区(如干流)渗漏。