地下岩溶分布特征

1. 地下岩溶分布特征

尽管岩溶发育和分布非常不均匀，但却不是杂乱无章的。地下岩溶的发育主要受岩石性质、地质构造、水文与气候等因素的控制。因此，岩溶分布具有以下几个特征。
1.岩溶多沿厚层纯灰岩地层分布
可溶性岩石是岩溶发育的物质基础。岩石的可溶性越强，就越有利于岩溶发育。在常见的碳酸盐类岩石中，纯石灰岩比白云质灰岩及白云岩易受溶蚀;白云岩比硅质灰岩及泥灰岩易受溶蚀。在各种碳酸盐类岩石分布地区，岩溶主要沿着厚层纯灰岩发育。
在碳酸盐类岩石中，不溶于酸的物质(黏土、二氧化硅、沥青等)含量越多，岩石的可溶性就越低，岩溶就越不发育。由于这些不溶物质的存在，阻碍了水同岩石中可溶成分的接触，尤其是这些不溶物质呈分散状态或以胶结物形式存在时，更是如此。如果不溶物质呈粒状或结核状集中存在时，则影响较小。泥灰岩溶蚀后，便形成黏土残余物，阻碍可溶成分的继续溶解。再加上泥灰岩中的黏土物质遇水后体积膨胀，更容易堵塞裂隙和孔隙，阻碍水的侵入。所以，泥灰岩中一般很少发现有强烈的岩溶现象。此外，当存在有非可溶性岩石夹层时，对岩溶发育也不利。如河北邯邢地区，据钻孔揭露资料统计，可溶性岩石按岩溶发育程度分为五类:①质纯厚层石灰岩岩溶最发育，以溶蚀裂隙和小型溶洞为主，并有一定数量的大型溶洞;②白云质灰岩及白云岩岩溶发育次之;③大理岩岩溶发育较弱;④泥质灰岩、泥灰岩及泥质、白云质角砾岩岩溶发育很弱;⑤蚀变灰岩、矽卡岩岩溶发育甚微。
2.岩溶多沿着构造破碎带分布
可溶性岩石中的构造裂隙，为岩溶发育提供了有利条件。使地下水不断沿着岩石裂隙进行化学溶蚀，形成空洞。裂隙发育的地方岩石破碎，地下空洞容易发生洞顶崩塌，为大型溶洞的形成提供了条件。构造裂隙的延伸方向常常控制着地下岩溶的发展方向。
(1)岩溶沿断层破碎带发育
可溶岩层的断层破碎带，特别是张性断层破碎带，地下岩溶特别发育，常发育有地下河或强岩溶带，在断层交叉的部位形成大型溶洞、地下河天窗及地下湖池等。例如，河北曲阳县朱家庄村饮水井(359号)，打在南北和东西向断层的交汇部位，大理岩内有南西向发育的管状溶洞，井深30m，水位埋深17.82m，水量达1200m3/d(图11－1)。

图11－1 河北曲阳县朱家庄村饮水井剖面图据河北省地质局水文地质四大队，1978)

(2)岩溶沿着褶曲轴部发育
可溶岩层褶曲构造的轴部，因为纵张裂隙较多，有利于地下水活动，岩溶发育。地下水易沿着张裂隙溶蚀扩展，形成溶蚀裂隙和溶洞，发展成为强岩溶带或地下河。
从褶曲轴部张裂隙发育的条件来看，背斜优于向斜，但因向斜轴部常有良好的汇水条件，当向斜拗陷不深时，其轴部的岩溶发育往往比背斜轴部还要强烈，容易溶蚀成地下河系。如广西地苏地下河系的主干即沿向斜轴展布，其支流显然是沿着横张裂隙发育的(图11－2)。

图11－2 广西地苏地下河系略图

(3)岩溶沿着层面构造裂隙发育
可溶岩层的层面裂隙也为岩溶发育提供了条件。岩层褶曲过程中最容易产生层间滑动，在两翼产生层面扭裂隙，在轴部产生层面张裂隙。这些层面构造裂隙是地下水活动的通道，岩溶很容易沿着它们发育起来。在包气带中，由地面下渗的水，顺着层面倾斜方向运移，促使岩溶沿着层面倾斜方向发育。在饱水带中，地下水多沿层面裂隙顺着岩层走向运移，所以溶洞和溶蚀裂隙也顺层面走向发育。
3.岩溶多沿着可溶岩层与非可溶岩层接触带分布
碳酸盐类岩石与非可溶性岩层或岩体的接触带，常是地下水运动条件发生改变的地方。由于地下水流常在这里集中并沿着接触带流动，所以岩溶常沿着可溶岩层与非可溶岩层的接触带发育。当可溶岩层比非可溶岩层或岩体的透水性大时，非可溶岩层或岩体则起相对隔水或阻水的作用。使可溶岩层中的地下水受到阻挡，在接触带附近造成集中水流，并迫使地下水沿着两种岩层的接触面流动。这样，在紧靠接触面的可溶岩层里便形成了比其他可溶岩层更为有利的岩溶发育条件。当可溶岩层的透水性比非可溶岩层的透水性小时，则非可溶岩层中的地下水流遇到可溶岩层时，便在接触面附近集中并沿接触面流动，使紧靠接触面的可溶岩石首先被溶蚀。接触面附近较为畅通的流水条件有利于岩溶发育。例如，美国猛犸洞区的岩溶竖井，90%以上发育在石炭系灰岩与砂岩交界处。英国普尔顿－普莱尔瓦洞穴区几乎全部落水洞是沿着石炭系灰岩与页岩交界面附近发育。当石灰岩中有火成岩侵入体时，由于侵入时接触带岩石受挤压破碎，渗透性好，故岩溶强烈发育。前述的济南泉群的出露即为一例。河北易县西市村大口井(图11－3)位于下奥陶统冶里组灰岩与侵入岩接触带中，井中岩石破碎，溶洞发育，涌水量达1500m3/d。

图11－3 西市村大口井地质剖面示意图据河北省地质局水文地质四大队，1978)


图11－4 广西河池县流水岩剖面图

当产状倾斜的可溶岩层与上覆和下伏的非可溶岩层接触时，常在其上覆接触带形成一系列溶井、落水洞等垂直形态的岩溶;在下伏接触带常形成一系列岩溶接触泉。如广西河池县的流水岩，就是下石炭统页岩与中石炭统白云岩接触面上的一条地下河出口，水从50m高的悬崖上流出，形成瀑布，最枯流量为0.2m3/s，如图11－4所示。
4.岩溶多沿地下水强烈交替带分布
水的溶蚀能力是岩溶发育不可缺少的条件。它的大小主要取决于水中侵蚀性CO2的含量及水交替的程度。水中的侵蚀性CO2，主要来源于大气及土壤层的生物化学作用。近地表处水中CO2较多，水的溶蚀能力较强。地下水只有在不断交替更新的条件下，才能始终保持其较大的溶蚀能力。因为停滞的水溶解了CaCO3岩石后，很快就会变成饱和溶液，失去其溶蚀能力。所以，水交替积极的地方，岩溶发育强烈，水交替迟缓的地方，岩溶发育弱，水停滞的地方，岩溶不发育。
如图11－5所示，处于同一气候条件下构造开启程度不同的岩溶含水系统，由于地下水径流交替条件不同而具有不同的岩溶发育程度。图中a岩溶含水系统在可溶岩之上无隔水层覆盖，有利于接受降水补给与径流排泄，流线最密集，岩溶最发育。越靠近排泄区流线越密集，岩溶越发育，排泄区断层附近的流线最为密集，故岩溶也最发育。b岩溶含水系统上覆隔水层，但断层导水，径流条件较差，流线较为稀疏，岩溶发育较差。c岩溶含水系统上覆隔水层且断层不导水，除了石灰岩裸露区浅部有短流程地下水径流，岩溶有一定发育外，深部地下水不发生径流，无岩溶发育。

图11－5 不同构造开启程度岩溶含水系统中岩溶发育条件

(1)岩溶垂直分带
在天然条件下，地下水的交替作用随深度增加而减弱，使岩溶发育在垂直剖面上具有明显的分带现象。
我国南方岩溶垂直分带明显。由地表向下，一般可分为以下几个岩溶带。
1)溶洞带:在近地表的浅部，地下水交替作用强烈，由于雨水渗入而带进大量CO2，促使碳酸盐类岩石大量溶解和迁移，并伴有机械侵蚀和重力崩塌作用。因此，这一带岩溶最发育。不仅岩溶率高，岩溶规模也大，形成以溶洞为主的各种形态的岩溶通道系统，如脉状的、树枝状的、网状的等。常形成地下河系、地下湖池等岩溶含水空间或强岩溶含水带。
2)溶隙带:地下水交替较弱，水的溶蚀能力低。地下水以沿着岩石裂隙溶蚀为主，机械侵蚀和重力崩塌作用极微弱，岩石的裂隙形态大部分没有重大改变。岩溶发育较弱，形成以溶蚀裂隙为主的岩溶带。这个带虽然也有溶洞;但溶洞规模小，分布少。
3)溶孔带:地下水运动迟缓，交替作用非常微弱，几乎处于停滞状态。水的溶蚀能力很低，但因水压很大，仍然可以沿着可溶岩石颗粒之间的薄弱环节进行缓慢地渗透溶蚀。岩溶发育非常微弱，只分布有细小的溶孔等溶蚀现象。
上述三个带，实际上是逐渐过渡的。它们之间没有明显的分界线。随着各地地下水的径流交替条件不同，这三个带的发育深度和厚度变化很大。如广西武鸣县伊岭峰林谷地，地面标高130m左右，溶洞带厚40～60m，溶隙带厚20～50m，90m以下未发现溶洞，在140m深处只见溶孔。而桂林孤峰平原及峰林平原的溶洞带厚达50～60m，溶隙带厚40～80m。图11－6为湖北几个隐伏岩溶类型矿区的岩溶发育随深度变化的情况。这几个矿区的岩溶发育深度均在当地侵蚀基准面以下。除巷子口矿区岩溶发育下限深达－250m标高外，其余三个矿区岩溶下限大致均在－160m标高。岩溶发育程度明显地受深度控制。浅部岩溶率高，以溶洞为主，洞高一般在1m以上，最大溶洞高达21.79m。向深部岩溶率逐渐降低，并以溶孔为主。

图11－6 湖北几个矿区岩溶率随标高变化图

我国北方岩溶发育深度比南方大，但岩溶化程度一般比南方低，也具有垂直分带现象。根据邯邢地区勘探资料，中奥陶统马家沟灰岩的岩溶发育在垂直剖面上可大致分为以下三个带。
1)上部充填岩溶带:主要分布在包气带中，岩溶虽较发育，但多被外来物质和溶蚀残留物质充填。充填程度随深度增加而减弱。充填带厚度一般为30～70m，局部达100m以上。
2)中部强岩溶带:大致位于区域地下水侧向径流交替带的部位，以水平溶蚀作用为主，溶蚀裂隙及溶洞发育。这个带的厚度一般为70～170m。个别地段，由于断裂及褶皱的影响，厚度大于200m。
3)下部弱岩溶带:此带埋藏深，水交替作用迟缓，溶蚀能力低，岩溶不发育，连通性差。岩溶现象主要是蜂窝状、网格状的溶孔。该厚度一般为80～100m。
(2)岩溶发育在水平方向的变化
岩溶在水平方向上，有从分水岭补给区至河谷排泄区岩溶化程度由弱到强的变化特征。分水岭地区地下水径流量小，岩溶作用较弱。随着向河谷排泄区过渡，地下水汇水面积增加，径流量增大，水运动和交替条件越来越好，岩溶化程度也相应增强。因此，强岩溶带多分布在地下水径流排泄区。
从地下水流动系统的观点看待岩溶发育的垂直分带性，可分为非饱和流动系统带、局部流动系统带和区域流动系统带。如图11－7所示，非饱和流动系统带位于地下水面以上。次带中地下水以大气降水的间歇性垂向运动为主，与此相应，常形成垂向发育的溶蚀裂隙、落水洞、溶斗及竖井等。地下水面以下一定深度在局部(当地)侵蚀基准面控制下形成局部流动系统，此处循环深度浅，源汇距离短，水力坡度大，地下水径流强烈，受当地侵蚀基准面控制，大体以水平运动为主。在此带岩溶最为发育，多形成以水平溶洞为主的管道系统(在排泄区可常见指向排泄点的倾斜溶洞)。由此向下为区域地下水流动系统，地下水流受区域性侵蚀基准面控制，径流途径长，径流迟缓且越往深处越缓慢，故此处岩溶通常不发育，到一定深度岩溶消失。此带岩溶空隙主要以细小的溶孔和溶蚀裂隙为主，仅仅在特别有利的条件下(如存在导水性良好的断层带)，在局部径流较强的地段形成岩溶洞穴。

图11－7 地下水流动系统与岩溶发育垂直分带

5.硫化矿体氧化带附近岩溶发育
硫化矿体易于氧化。硫化矿物氧化后产生大量硫酸，使地下水呈酸性，对碳酸盐类岩石有很大的侵蚀性，导致岩溶强烈发育。
硫化矿物氧化过程的化学反应式如下:

普通水文地质学

上述化学反应产生的大量H2SO4加快了水对碳酸盐类岩石的溶解速度，其化学反应式为

普通水文地质学

水中H2SO4增多，pH值降低，使水溶液呈酸性反应。水中的H+就与CaCO3中的CO2－3结合成HCO－3，而使Ca2+溶解于水中。这样就使岩溶作用增强。酸性水不仅使碳酸盐类岩石裂隙迅速溶蚀扩大，而且也使岩石内部产生大量微孔隙，也给岩溶进一步发育创造了有利条件。然而，由于硫化矿体氧化带的分布并不普遍，所以它对碳酸盐类岩层的岩溶发育影响也是局部的。

2. 地表岩溶地貌

（一）溶沟和石芽
雨水在可溶岩石表面，沿其层面或裂隙流动而刻划出凹槽，称为溶沟。溶勾间凸起的部分称为石芽（图6-2），溶沟与石芽的相对高差一般不超过3m。当溶沟与石芽成片分布时，形成崎岖不平的地面，称为溶沟原野（图6-3）。如广西都安、贵阳南部的溶沟原野。

图6-2 溶沟与石芽


图6-3 溶沟原野

在质纯厚层的石灰岩地区，水流沿两组以上垂直裂隙溶蚀，溶蚀深度较大时，可形成巨大的貌似林立的石芽，这种岩溶形态称为石林。石林的相对高度一般为20m左右，有的可达40m，如著名的云南石林县的石林（图6-4）。由密集且巨大的溶林和溶柱组成，最高达50m，其间是窄而深的沟槽。

图6-4 石林

（云南路南）

图6-5 岩溶漏斗

（半碟状）
（二）漏斗
漏斗是岩溶区地面溶蚀凹坑，它能汇集雨水，并沿节理裂隙垂直下渗，溶蚀扩展成漏斗状的洼地。漏斗在剖面上呈碟状（图6-5）、倒圆锥状等；漏斗的平面轮廓一般为圆形或椭圆形，其直径为数十米至百米，深度为数米至十余米。漏斗底部常有垂直裂隙或溶蚀管道与暗河相通。如管道堵塞，则可暂时积水成池。漏斗在地表常呈串状分布，是确定暗河位置及其延伸方向的良好标志（图6-6）。漏斗的形成是地表溶蚀的结果，或者是由于地下溶蚀产生的空洞顶部塌陷而成（图6-7）。

图6-6 岩溶漏斗和暗河的关系


图6-7 塌陷漏斗的形成

（三）落水洞与竖井
落水洞是连接地表水与地下河的垂直通道（洞穴），它能够迅速吞吸和消泄地表水，使其转入地下。落水洞的大小、形态各不相同，有垂直的、倾斜的和曲折的。它们主要受裂隙的控制。其深度一般为数十米，有的超过百米；宽度一般大，少数超过10m（图6-8）。广西一带的落水洞洞口直径为7～10m，深度为10～30m。落水洞在平面上常沿构造线呈线状和带状展布，是查明地下河方向的重要标志。落水洞进一步发展，崩塌作用加剧，可形成垂向或近于垂向的深井，称为竖井。竖井也可由洞穴顶板塌陷而成。

图6-8 井状落水洞

（四）峰丛、峰林和孤峰
1.峰丛
峰丛是指基部完全相连成簇分布的灰岩山峰。其顶部多呈圆锥状，峰与峰之间常形成马鞍形。相对高差一般为200～300m。峰丛通常大面积分布于岩溶山地的中心部位，在构造上则位于向斜边缘或背斜的顶部。峰丛常与溶蚀洼地、谷地等地形配置（图6-9）。其间常有漏斗、竖井、落水洞或地下暗河等分布。

图6-9 峰丛谷地

（桂林—阳朔）

图6-10 峰林谷地

（广西阳朔）
2.峰林
峰林是基部微微相连成群簇立的灰岩山峰，是峰丛进一步溶蚀发展的结果。峰与峰相对高差一般为100～200m，坡度陡（＞45°）。峰林主要分布在岩溶盆地的边缘，常组合成峰林-谷地型地貌景观（图6-10）。
由于地质构造不同，在褶皱舒展、岩层平缓地区，峰林呈星点状分布；在褶皱紧密、岩层陡斜的地区，峰林呈条带状分布。峰丛及峰林的分布与向斜构造的关系十分密切。
3.孤峰
孤峰是孤立的石灰岩山峰。它是峰林进一步发展的结果，是岩溶作用晚期的产物。它挺拔于岩溶平原上，形若石笋，其相对高度数十米至百米。在广西岩层水平、质纯厚层的灰岩区，其孤峰发育多呈圆筒状；岩层水平但质不纯的灰岩，孤峰常呈圆锥状；在倾斜岩层区，则形成不对称的单斜状孤峰。在山间的溶蚀洼地或小型岩溶盆地的谷底，常可沿构造线生成串珠状的孤立的溶蚀残丘，一般呈圆锥状、穹窿状或长垣形。
（五）溶蚀洼地与岩溶平原
1.溶蚀洼地
与峰丛、峰林同期形成的负地貌类型。平面形态为圆或椭圆形，长轴多沿构造线发育。与漏斗的主要区别在于溶蚀洼地规模较大，底部较平坦，内部也可发育漏斗和小溪；我们常常将底部直径大于100m的，叫溶蚀洼地（图6-11），小于100m的叫漏斗。在空间上，溶蚀洼地、漏斗、竖井、溶洞、地下河等岩溶地貌常常组合在一起，构成地表岩溶与地下岩溶相互连通的岩溶系统（图6-12）。

图6-11 溶蚀洼地


图6-12 溶蚀洼地、漏斗和竖井在岩溶山地中的分布

1—溶蚀洼地；2—漏斗；3—竖井；4—溶洞；5—阶地；6—地下河
2.岩溶平原（又称坡立谷）
与孤峰同期形成的地貌类型。它比溶蚀洼地更为宽广、平坦，其宽度一般为数百米至数千米，长度数千米至数十千米。底部平坦，覆盖溶蚀残余红土或冲积物，局部散布孤丘。在我国广西黎塘、贵县等地岩溶平原最为典型。岩溶平原与岩溶盆地都是岩溶作用形成的负地形，在地貌上有许多相似之处（图6-13）。

图6-13 岩溶平原景观

（桂林地区）
（六）干谷、盲谷与断头河
1.干谷
干谷是指岩溶地区的老河谷。由于地壳上升落水洞的发育，原地面河水沿落水洞或漏斗转入地下。遗留在地表的、高于地下水位的干涸河谷。有的干谷是由于河流借地下通道贯穿裁弯取直，其废弃谷段也形成干谷，它是岩溶作用晚期的产物（图6-14）。

图6-14 干谷


图6-15 时隐时现的水系

2.盲谷
地表河流前端常遇石灰岩陡壁阻挡，石灰岩陡壁脚下常发育落水洞，遂使地表水流转为暗河。这种向前方没有通路的河谷称盲谷。
在岩溶作用的晚期，地表河流与地下暗河常交替出现，地表河流突然转入地下，流经一段距离后，又重新流出地表，这种潜入地下的河段被称为伏流（图6-15）。
3.断头河
断头河是指由岩壁下流出或由地下河补给的地表河流。
（七）地表岩溶堆积物
分布于地表的岩溶堆积物主要有蚀余红土和石灰华。
1.蚀余红土（或赭土）
地表碳酸盐被溶蚀后，原岩中残留下来的粘土杂质，因含次生氧化铝（Al2O3）和氧化铁（Fe2O3）而呈红色，有时夹灰岩角砾。蚀余红土在热带、亚热带碳酸盐类岩石分布区分布较为广泛，常覆盖于溶蚀洼地和溶蚀平原底部，如我国广西、云南等地较为典型。蚀余红土在溶蚀裂隙和溶洞中也很常见。
2.石灰华（或钙华）
石灰华是指岩溶水在地表沉积的孔隙次生管状、层状碳酸盐物质。其成因主要是岩溶地区富含碳酸盐质的地表水或地下水在地表流动过程中，并处于适宜的环境条件下，发生碳酸盐过饱和而沉淀、堆积。有的可堆积成巨大的石灰华台地，如云南中甸白水台。

3. 岩溶地貌分布在哪些地方？

岩溶地貌，也叫喀斯特地貌，是具有溶蚀力的水对可溶性岩石进行溶蚀等作用所形成的形态各异地表和地下形态的总称。地表可溶性岩石（主要是石灰岩）受水的溶解而发生溶蚀、沉淀、崩塌、陷落、堆积等现象，而形成各种石林、石峰、石芽、溶斗、落水洞、地下河、奇异的龙潭、众多的湖泊等特殊的地貌，这些总称岩溶地貌。


岩溶地貌分布在世界各地的可溶性岩石地区。中国喀斯特地貌分布广、面积大，主要分布在碳酸盐岩出露地区，面积约为91～130万平方千米。其中以广西、贵州、云南、四川和青海所占的面积最大，是世界上最大的岩溶地貌区之一；西藏和北方一些地区也有分布。岩溶矿泉、温泉富含有益元素和气体，有医疗价值。岩溶洞穴和古岩溶面上各种沉积矿产较为丰富。古岩溶潜山与其他地质条件匹配，可以形成良好的储油气构造。喀岩溶地区的奇峰异洞、明暗相间的河流、清澈的岩溶泉等，是很好的旅游资源。

4. 岩溶地貌

根据所在的位置，可将岩溶地貌划分为出露于地表和埋藏在地下的两大类。
（一）地表岩溶地貌
1.溶沟和石芽　溶沟和石芽是地表岩溶的最初形态。当可溶性岩石在地表出露后，在水流的作用下，发生不均衡的溶浊，沿着层面及其他裂隙较强烈处，逐渐形成许多凹槽，称为溶沟，其间的突起部分称为石芽。其规模从数厘米至数米不等，最大可达十余米。
溶沟和石芽的延伸方向由裂隙走向所决定，间距疏密不定，有规律地排列。因此，编制出溶沟和石芽的走向玫瑰图，可以作为预查地质构造的一个方法。地形对溶沟和石芽的形成也有一定的作用。在较陡的斜坡上，水流沿着坡面流动，也可以形成互相平行的溶沟和石芽。在平缓的斜坡上，水流形成树枝状的交织系统，如果是厚层的可溶性岩石，溶沟和石芽也作类似的排列分布。质纯、层厚而致密的石灰岩坡面上，溶沟石芽非常密集；薄层或含有白云质、硅质、泥质等成分的则发育较差。
石芽有裸露的，也有埋藏的。埋藏石芽常是裸露石芽被后期的松散堆沉物所复盖而形成，多分布在斜坡的下部。在高温多雨的热带和亚热带，植被发育，土壤中的腐殖质分解形成大量CO，地下水的溶蚀能力特别强，也可以形成埋藏石芽。
据其形态特征，可以分为三种类型：
（1）尖脊式石芽　这种石芽发生在厚层质纯的石灰岩上。溶沟狭窄，石芽呈尖脊状。石灰岩越纯，石芽脊越尖锐。岩层越厚，石芽脊向四周分岔越明显，常呈无规律的排列。石灰岩区的河流，在洪、枯水位变幅带内，也能形成尖脊式的石芽。
（2）车轨式和棋盘式石芽　发生在薄层和构造裂隙发育的石灰岩区。如果裂隙平行排列，石牙也互相平行呈车轨状；如果两组沿着裂隙相交，则石牙排列成棋盘状。由于沿着裂隙分布，溶沟一般都较深而长。
（3）块状石芽　厚层石灰岩区，当溶沟扩大为宽阔的溶槽，可以形成块状石芽，耸立地面上。
（4）石林　石林由特别巨大的石芽组成。这种石芽生成在近于水平的巨厚层或厚层石灰石之上，具有两组以上的垂直裂隙、地形一般均较平坦。巨厚层的石灰岩的刚性较强，在构造变动中易产生多组深而长的裂隙。水流沿着这些裂隙向下溶蚀的结果，使其不断扩大加深，便形成石林。云南东部的路南地区，发育在下二叠统阳新灰岩中的石林最典型。路南石林由密集的石柱所组成，其间是窄而深的溶沟，沟壁陡直，一般高约5—25m。（图5-5）。
薄层和产状斜倾较大，或在谷坡附近的石灰岩，都不易生成石林。白云岩，泥灰岩和硅质灰岩也不能生成石林。
石林进一步发展，由于溶蚀作用继续沿深沟向下发展，使石柱不断增高。彼此进一步脱离，便开始发生大量崩坍，使其遭受破坏而衰亡
2.溶蚀漏斗和塌陷漏斗　溶蚀漏斗是碟形或圆锥形的洼地，平面轮廓呈圆或椭圆形，其宽度较深度为大，一般宽约数至数十米，深约数至十余米。当其向下剧烈发展，深度也可以达到数十米，与宽度相当。其底部常有垂直裂隙或管道与地下暗河相通（图5-6）。如果管道不发育，或被溶蚀残余粘土碎石所堵塞，可以暂时积水成湖。溶蚀漏斗是地下水沿裂隙向下溶蚀发展的结果，在两组裂隙的交汇处或原始地形较低洼处最易发生。如果暗河埋藏较深，地下水的垂直循环作用较强烈，漏斗也较发育。所以宽浅的碟形漏斗多分布在暗河埋藏较浅的分水岭地段，深陷的圆锥形漏斗多分布在暗河埋藏较深的谷坡地段。溶蚀漏斗常在地面成串排列，这种现象是判定暗河位置和延伸方向的可靠标志（图5-7）。它的发育和逐渐衰退对研究新构造运动处于活动或相对稳定，也具有重要的意义。

图5-5　石林（云南路南）


图5-6　成串排列的溶蚀漏斗（湖南茶陵）

如果地下洞穴的洞顶崩坍，也能形成漏斗状的洼地，称为塌陷漏斗。其特点是漏斗壁较陡，底部有较多的崩积岩块（图5-8）。
由孤立的囊状洞穴崩坍所造成的塌陷漏斗，不能作为判定暗河位置的标志，如果沿着暗河的洞顶发生一连串的崩坍，也能确定暗河的延伸方向和位置。
3.落水洞和竖井　落水洞是联接地表水流和地下暗河的垂直管道。一般沿着裂隙发育，受裂隙的形态所控制，可以是垂直、倾斜或曲折的。其宽度比深度小得多，很少超过10m；深度视暗河的埋深而定，一般深约数至数十米，最大可以达到100m以上。落水洞是地下水溶蚀和机械侵蚀交互作用下的产物。当其处于发育的初期，溶蚀作用比较显著，被溶蚀所扩大了的裂隙表现为缝隙状。随着裂隙逐渐扩大，机械冲刷和局部崩坍作用开始发生，落水洞也逐渐转变为井状。落水洞可以直接出露于地面，也常分布在溶蚀漏斗，溶蚀洼地，干谷和盲谷的底部。地下多层溶洞之间的垂直通道也是落水洞的一种。落水洞也可以被溶蚀的残余粘土或碎石所堵塞。按照其吸水的性质，还可以分为长期有效的，周期有效的和干落水洞。

图5-7　溶蚀漏斗和暗河的关系


图5-8　塌陷漏斗的形成过程

竖井是暗河顶部崩坍而形成的。缝隙状落水洞在发育过程中，如果崩坍作用显著，也可以生成竖井。竖井与一般的井状落水洞的区别在于其井壁特别陡直，往往可以从竖井中直接看到暗河的水面。
成列分布的落水洞和竖井都有助于判定暗河的位置。
4.溶蚀洼地　指溶蚀作用所形成的小型封闭洼地，面积一般为数至数十平方公里，平面形态多呈圆或椭圆形，其长轴常沿构造线而发育（图5-9）。溶蚀洼地的底部一般呈浅凹形或略有轻微起伏，有较厚的溶蚀残余粘土覆盖，并有若干落水洞和小型溶蚀漏斗分布。随着这些落水洞和漏斗的发展，使洼地底部更加起伏不平。一般认为溶蚀洼地是岩溶地貌发育的早期产物，由溶蚀漏斗逐渐溶蚀扩大，或相邻的漏斗合并而成。
在地壳运动间歇性上升的影响下，溶蚀洼地可以成层分布。有时在同一洼地的底部也有不同时期生成的溶蚀残余平台。残余平台镶嵌式套生在一起，反映了它们在形成过程中的阶段性。如在广西都安地区，成层分布的溶蚀洼地可以与成层的溶洞和河流阶地互相对比，二者均可以作为研究新构造运动间歇性上升的标志。
溶蚀洼地也可以积水成湖。
5.坡立谷　坡立谷（又称岩溶盆地或岩溶平原）是大型的有地表河流穿过的岩溶洼地。其面积较大，可达十余至上百平方公里。坡立谷常生成在地壳运动相对长期稳定的地区。在这里，经过长期的作用，垂直循环带内的形态被破坏无遗，水平循环带内的暗河在谷缘出露，成为地表河流。其谷底平坦，接近于附近的排水基面的高程，有冲积层覆盖，有时还有蚀余的孤峰和峰林分布。所以坡立谷实质上是四周有山地围绕的溶蚀准平原。坡立谷的生成常与地质构造有关，其长轴多与构造线相一致。沿断层，较大的构造裂隙，不同岩层的接触面，向斜及其他构造洼地，都能生成坡立谷（图5-10、11）。
在山区，某些孤立的或悬挂式的水平循环带出露于地表，也能形成规模较小的坡立谷。由于其谷底远远高出于附近的排水基面，还能不断向下发展，谷底并有落水洞和溶蚀漏斗分布。因为水流的水平循环式运动较不稳定或流量补给不足，地表河流有时干枯，只有雨季才有水。所以与典型的溶蚀准平原式的坡立谷不同，属于与溶蚀洼地的过渡类型。是溶蚀洼地向下发展至局部的悬挂式水平循环带的产物，有时由于地下溶洞逐渐扩大，引起洞顶崩坍也能生成。

图5-9　重庆青木关附近，沿背斜轴分布的溶蚀洼地与坡立谷（据成都地质学院水文一队）


图5-10　坡立谷与地质构造的关系（据广西水文地质队）

1—断裂带；2—向斜轴；3砂页岩露头；4—沿构造裂隙发育的坡立谷
6.干谷和盲谷　干谷是岩溶地区的古河谷。它是由于后期地壳上升，水平循环带下降，水流沿落水洞或溶蚀漏斗转入地下而遗留在地表的干涸河谷。有些地区，由于河流借地下通道贯穿而裁弯取直，也能在地面留下弯曲的干谷（图5-12）。但是，大多数的干谷都受地质构造所控制，表现为平直延伸的槽状谷地，所以又常称为溶蚀槽谷。
于谷内除保留有原来的河流地貌外，还分布着大量生成后期的岩溶形态。随着地壳间歇性上升，谷底常套生着多级溶蚀台地。如在川东的许多溶蚀槽谷内，便有可与附近的河流阶地相应的溶蚀台地成层分布。
盲谷是死胡同式的干涸古河谷，其末端为石灰岩陡壁所限，地表水流经落水洞转入地下。
在岩溶山区，地表河流与暗河常交替出现，水流大多转入地下，干谷和盲谷分布十分普遍。地表河流由于水量小，河流地形和冲积物都不太发育。
7.峰丛、峰林和孤峰

图5-11　四川岳池溪口的坡立谷（据南江水文地质大队）


图5-12　干谷（据北京大学）

（1）峰丛　峰丛指成簇突起于石灰岩山地或高原面上的溶蚀残丘，其顶部多呈尖锐或圆锥形，与溶蚀洼地、溶蚀漏斗、溶蚀槽谷或干谷互相套生在一起。常分布在石灰岩山区的中心部分，形成大面积分布的峰丛山地。
（2）峰林　峰林是基部微微相连的成群簇生的石灰岩山峰，是峰丛进一步溶蚀发展的结果。其特殊的笔架式地形常是岩性不同，经差异溶蚀的产物。基部往往是难溶的岩层，顶峰是易溶的岩层。峰林常分布在石灰岩山区的边沿部分，在褶皱舒展、岩层平缓的地区，峰林呈星点状分布；在褶皱紧密、岩层倾斜的地区，峰林呈条带状分布。在簇生的峰林顶峰之间，常有溶蚀洼地存在。
（3）孤峰　孤峰是孤立的石灰岩山峰，是峰林进一步发展的结果。它常分布在坡立谷底和其他溶蚀平原上。根据产状和岩性的差异，其形态可有不同的表现。质纯、层厚、产状水平的石灰岩，孤峰峭拔挺立，形若石笋。如果垂直裂隙发育，其边坡更陡。在广西的厚层及块状，质纯的上石炭统马平灰岩，中泥盆统东岗岭灰岩和中石炭统黄龙灰岩的上部发育最佳；产状水平的不纯石灰岩，基部大，顶部小，如圆锥状。在广西以二叠系栖霞和茅口灰岩发育最好；在倾斜的地层中，则形成不对称的单面丘式的孤峰。
在山间的溶蚀洼地，干谷和小型的坡立谷底，有时由于难溶岩层的存在，也能沿着岩层走向生成成串排列的孤立的溶蚀残丘，但是其形态多呈圆锥、穹状或长垣形，很少能发育成平地峭立的石笋状孤峰形态。
峰丛、峰林和孤峰的生成和构造裂隙发育程度有关，裂隙的密度越大，它们越发育。也和高温多雨的湿热气候及长期溶蚀发展密切相关（图5-13）。
8.天生桥　天生桥多系水平溶洞或暗河顶部崩坍后的残余部分。某些裂隙经溶蚀扩大，也能形成规模较小的天生桥。
（二）地下岩溶地貌
1.溶洞　溶洞是大型的地下管道，多沿层面裂隙、断层或其他构造裂隙发育，它常是水平循环带的产物，是地下暗河的水平通道。需要指出的是，即使沿水平循环带发育，也往往沿着与其相近的各种裂隙延伸。所以溶洞的平面和纵剖面形态都十分曲折，在裂隙交会的地段常形成巨大的“大厅”，而在沿单一裂隙的地段比较顺直狭窄，水平的溶洞常与上、下穿插的各种垂直或倾斜的管道相通，加以伸展四出的大小支洞，组成十分复杂的地下洞穴体系。如某洞，其主洞长达64km，全部洞穴体系共长在250km以上。不仅在岩洞内有许多规模十分巨大的“大厅”与狭窄的通道并存，形成显著的对比。而且整个岩洞管道系统还与周围围岩中的细微溶蚀裂隙和孔隙并存，具有极不均衡发育的现象，是地下岩溶地貌的重要特点。

图5-13　峰丛、峰林和孤峰（广西漓江，据贾疏源）

溶洞地下水属管道水流，与周围岩体内的裂隙水流不同的是其水流较大而集中，流通循环比较迅速，常有较多的侵蚀性CO2不断补充，因此其溶蚀作用和冲刷作用都较显著，逐渐扩大地下管道。随着管道的加大，沿着各种裂隙面，尤其是破碎带集中的地段，很容易发生机械崩解，便使整个溶洞越来越迅速地发展。
根据成因，可将溶洞划为三种类型：
（1）阶地型溶洞　新构造运动相对稳定的条件下，沿地下水水平循环带生成，其形态基本上水平顺直。随着新构造运动间歇上升，可以形成成层溶洞，上、下层之间互以垂直管道相通，一般可以和附近的河流阶地相对比，作为研究新构造运动的一种标志（图5-14、15）。

图5-14　阶地型溶洞

在作溶洞和阶地的对比时，应充分认识当时的暗河与河床水面之间的原始水位差，以及由于新构造运动强烈上升，河床迅速下切，溶蚀作用落后于河床下切作用的特点，同一期的溶洞应较阶地为高，不能单纯使用高程资料作硬性对比。
与现代水平循环带相应的阶地型溶洞是暗河的主要通道，有时在较低洼的溶蚀洼坑或盲洞内，或因大量崩坍堵塞暗河，还能积水形成地下湖。地下湖水不流动，或通过溶隙及其上、下游的暗河而很缓慢地流动。
（2）层面型溶洞　沿可溶性岩石的层面裂隙生成。常发生在隔水层之上或某一性质较纯的可溶性岩层内（图5-16）。层面型溶洞的状态由产状所决定，可以是倾斜、水平或微弯的。当其产状水平时，必须慎重与阶地型溶洞相区别。

图5-15　阶地型多层溶洞（广西都安）

（3）裂隙型溶洞　沿断层或其他构造裂隙生成，其形态、产状和规模变化都很大。其中，沿断层发生的较大，沿其他裂隙发生的较小（图5-17）。

图5-16　层面型溶洞


图5-17　裂隙型溶洞

层面型和裂隙型溶洞有时也能成为暗河的通道，但是由于其产状常是倾斜的，所以往往只在较低的一端位在地下水水位之中，可以积水或有水流通过，较高的一端则是干洞，可以和阶地型溶洞相区别。
2.溶孔和溶隙　溶孔和溶隙多见于虹吸管式和深部循环带内，是地下水沿构造裂隙缓慢流动的溶蚀产物。其直径一般从几毫米到十余厘米，延伸方向和形态由构造裂隙和地下水流动方式所决定。在虹吸管式循环带，多呈弯曲的管道，从河谷两侧汇集在河底低压区，使河底的可溶性岩石成为蜂窝状，在深部循环带，溶孔的形态受构造裂隙控制更明显，越往深部，溶孔越少也越小。
沿裂隙生成的溶蚀裂缝称为洞隙。

5. 地表岩溶形态

具有溶蚀能力的流水对可溶岩进行溶蚀和侵蚀作用，形成了各种独特的地表和地下岩溶形态，岩溶地貌是各种岩溶形态的综合反映。本区地下岩溶形态主要表现为溶洞及洞壁的各种溶蚀形态，将在下一节专门论述；本节主要论述除洞穴以外的岩溶个体形态、河谷地貌及地貌形态组合，并进一步概述地貌类型和分区。
一、岩溶个体形态
本区地表岩溶个体形态主要有溶纹、溶痕及溶沟，溶蚀裂隙，岩溶石柱和石屏及孤峰或孤丘。地下岩溶个体形态除了溶洞以外，还有溶孔和晶孔、岩屋及蚀龛等。
1.溶纹、溶痕及溶沟
本区这种岩溶微地貌并不普遍，很少见到典型的溶痕和溶沟。
在中寒武统下部含泥质条带或条纹的泥晶灰岩中，由于差异溶蚀作用，在断面上见到鱼鳞状或波纹状溶蚀沟纹，而在层面上则表现为砾状构造。
中奥陶统顶部泥晶灰岩，当地形比较平缓时，山坡上见到沿层面发育的溶蚀沟槽，宽几厘米至几十厘米，边棱圆滑，但都很浅，尚未出现对应的石芽地形。
在一些细晶白云岩和去云化细晶灰岩表面，见到一些沿不同方向发育的刀砍状沟纹，但沟纹很浅，状如皱纹。
2.溶蚀裂隙
溶蚀裂隙主要沿垂直层面的节理裂隙发育。中奥陶统顶面上，由于上覆古风化壳中矿物的氧化作用生成 或煤系地层中析出的 ，加剧了灰岩的溶蚀作用，使垂直于层面的节理裂隙溶蚀扩大，形成外宽内狭的楔形缝隙，溶隙的外部宽度可达20cm。这种溶隙的纵向延伸不长，常受层面限制，一般仅3～5m，对大气降水的入渗起一定作用。
在一些由巨厚层亮晶鲕粒灰岩组成的深沟峡谷两侧，除了水沿节理裂隙进行垂向溶蚀侵蚀以外，伴随强烈的崩塌作用，常形成宽几米甚至十几米的岩溶裂隙，中间或下部常有崩落的岩块镶嵌或堆积。这种裂隙的纵向延伸很深，两壁岩石直立，相对高差可达30～50m，形成壮观的一线天。
背斜两翼的层间裂隙是地下水径流的有利部位。由于岩层具一定倾角，有利于水的循环，常常使层间裂隙溶蚀扩大，有时形成顺层发育的溶洞。
3.岩溶石柱和石屏
峡谷两岸陡崖上，有时耸立着十余米乃至数十米高的石柱；在一些河谷的开阔地带，有时形成孤峰——由中寒武统亮晶项粒灰岩组成，或孤丘——由中奥陶统泥晶灰岩组成；如果主要沿一组裂隙发育，有时形成屏风状石峰——亮晶鲕粒灰岩。
4.溶孔和晶孔
张夏组残余鲕粒灰质白云岩的直立陡壁上见到较多溶孔，直径约1cm；在 、 的角砾状含泥灰质微晶白云岩中见到蜂窝状溶孔，直径1～3cm，有时被次生方解石充填；当O1白云岩在河水面附近出露时，常发育大量溶孔，直径可达5～10cm，一般为1cm左右。这种溶孔对地下水的贮渗起一定作用。
白云岩中有时可见孤立的近圆形孔洞，孔洞直径5cm左右，孔壁常有次生方解石环边。这些孔洞可能是残留的某种生物在成岩阶段被溶解再充填而成，应该有别于在表生阶段形成的溶蚀孔洞。
5.岩屋及蚀龛
河谷或干沟的两侧悬崖陡壁上，常见—些浅岩层洞，长仅几米，一般宽大于高，都是一些干洞，很少有流水溶蚀现象和化学沉积物，主要是地表水的冲蚀和差异风化作用而成。常见于近山前地带的O2地层中，呈悬挂式出现于河谷或干沟两侧陡壁的不同高度上。
在一些河谷急弯处外侧陡壁下部，有时可见中部深入侧壁，两端沿岩壁尖灭的弧形槽，类似于边槽，有明显的溶蚀侵蚀痕迹，可称之为蚀龛。
二、河谷地貌
华北地区许多河流流经灰岩地区后，常通过裂隙等以分散的渗漏方式逐渐转入地下，通常被称为旱谷。本区河谷多数是中段有水，下游成为旱谷，而上游则为干涸的沟谷。这种旱谷和沟谷常被称为干沟。
1.宽谷
是暂时性水流所造成的宽浅负地形，处于分水岭平面上，它们大多是与山脉走向近于垂直地从河谷上溯切入山体。特别是在分水岭地带（如柳树口－夺火分水岭两侧），这种地形尤为发育。
2.峡谷
峪河及子房沟中游地区，由于河谷深切于巨厚层亮晶鲕粒灰岩及白云岩地段，两岸悬崖直立，基岩裸露，谷中水清流急，波光倒影，形成深余百余米的箱形（U）峡谷。
3.旱谷
河谷的下游地段，由于裂隙或断层的渗漏、河水大部转入地下，河面干涸或仅局部有涓涓细流，有些河段则形成间歇性水流，即雨季有水，旱季干涸。旱谷地段，一般河面宽阔，呈浅蝶形，河床中砂卵石堆积，两岸常形成不明显的阶地。
三、地貌形态组合
从总体上看，本区属溶蚀－侵蚀地貌，岩溶地貌景观以块状隆起的山地为主，大部表现为常态山；负地形以干沟为主，缺乏封闭的负地形。因此，本区地貌形态的组合类型，主要根据海拔高度、地势起伏及切割状况划分。另外，干沟－岩溶泉是本区比较典型的岩溶地貌组合形态。
1.宽谷－台阶状山地
主要分布于北部山区分水岭地带，地貌表现为连绵的高山及其两侧的侵蚀沟谷。山体主要由中奥陶统泥晶灰岩、颗粒泥晶灰岩与泥灰质微晶白云岩、去云化细晶灰岩等间互层组成，常形成陡缓相间的台阶状山地，沟谷常垂直山脉走向分布。这种地形有利于降水入渗，大气降水大部转化为地下水，使其下部地层岩溶发育，山体的中上都有较多的水平古溶洞发育。出露面积大，是本区岩溶水的主要补给区。
2.峡谷－陡峻山地
主要分布于东西两侧峪河、子房沟和丹河中游地带，地貌表现为陡峻的高山及其中间的峡窄河谷。由于抬升幅度较大，中寒武统张夏组亮晶鲕粒灰岩和上寒武—下奥陶统厚层白云岩大面积出露，并形成雄伟的陡壁和深切几百米的岩溶峡谷。峡谷两岸石柱、石屏耸立，局部形成孤立石峰。河谷中通常有水，形成较强的地表径流。这种地形不利于降水入渗，大气降水很快直接转化为地表水流走，地下岩溶化程度较差。
3.旱谷－低山
主要分布于中南部，地貌表现为比较平缓的山脊及其间的旱谷。由于受较多断层影响，旱谷两岸常形成断层崖和陡崖三角面，陡崖上常发育岩屋、蜂窝状溶孔等。旱谷相对比较宽阔，有时形成山间谷地，常发育砾石河漫滩及阶地，局部河段常年有水，大部河段季节性有水，平时干涸。由于构造断裂发育，大气降水和地表水可同时转化为地下水，为本区主要径流区。
4.孤丘－平原
分布于山前地带，地貌表现为石灰岩孤丘和冲洪积平原；为焦作煤田分布区，也是本区岩溶水的主要排泄区。由于矿区采空面积不断扩大，地面塌陷严重。
5.干沟－岩溶泉
干沟是本区溶蚀－侵蚀地貌的主要表现形式之一，而岩溶泉常在干沟中或其两侧山坡上出露，形成我国华北特有的干沟－岩溶泉组合。北部山区饱气带或季节变动带入渗的岩溶水，当下部遇到相对隔水层或在一定构造部位，常以岩溶泉形式溢出地表，在山坡上形成悬挂式或在河谷中形成接触溢流泉。有泉水出露的河谷地段，形成局部地表径流。至一定部位后，由于河床渗漏，河道干涸，形成地下富水带。其特点是：以岩溶泉形式补给地表水是集中补给，而地表水向下渗漏补给地下水是分散的消水过程，河水逐渐减少，到某一点后才完全消失，在地表未见落水洞等明显的消水形态，在地下也不大可能形成暗河等伏流。
四、地貌类型和分区
岩溶地貌与其他地貌一样，也是在内外地质营力的综合作用下形成的，根据塑造地貌形态的营力性质，本区大致可划分为三大地貌类型，即以溶蚀作用为主的地貌类型，以侵蚀作用为主的地貌类型和以剥蚀作用为主的地貌类型。
根据地貌类型，北部山区可划分为5个地貌分区。
1.北部侵蚀－溶蚀高原中山区
柳树口—夺火一线两侧5～10km范围内高原侵蚀中山区，大致呈北东—南西向展布，标高1000～1300m，山高谷深，地形陡峭，基岩裸露。山体接受大气降水后，很快沿裂隙下渗或沿沟谷流走，雨过天晴，沟谷即无水。地表岩石与水的作用时间短，地表岩溶不发育，仅在O2顶部一些地形较平坦的地段，发有溶蚀裂隙及溶孔，但仍以侵蚀作用为主，应为侵蚀－溶蚀地貌。
2.南东部溶蚀－侵蚀中低山峡谷区
峪河、子房沟、山门河流域由于抬升幅度较大，河谷深切。河谷两岸的中寒武统亮晶鲕粒灰岩形成悬崖陡壁，相对高差超过500m。大气降水常直接转为地表水，有一定的溶蚀作用，发育溶沟、溶纹、溶隙及溶孔，局部发育溶洞。
3.南部剥蚀丘陵区
六堆字—大堤河一线以南的山前地带为剥蚀丘陵区，标高200～500m，山顶浑圆，脊线圆滑，山坡平缓。河流已进入下游地段，即使有水，溶蚀能力也已大为减弱。由于地表水的渗漏，一般已成旱谷，溶蚀作用已显著减弱。旱谷两侧形成的陡崖三角面和岩屋等，主要是剥蚀作用的结果。

6. 岩溶分布及埋藏类型

岩溶区按照岩溶化岩层出露和埋藏特征可分为三种类型（图2-1）。其一为直接暴露于地面的裸露岩溶区，区内主要分布在褶皱造山带，包括鄂尔多斯盆地西缘、吕梁山、太行山地区、北部燕山地区、东部鲁中、徐淮地区、辽河谷地两侧的山地以及豫西的桐柏山、伏牛山等地。其二为上覆未固结新生代松散层下的覆盖岩溶区，分布于上述造山带并包括了山前一些地区，西部覆盖层以黄土为主，在山前地带及太行山以东则多为冲洪积、残积层。其三为分布在固结的晚古生代、中生代碎屑岩之下的埋藏岩溶区，其埋藏深度各地不等，厚度较大的多在一些巨型向斜构造轴部，例如，鄂尔多斯盆地、沁水向斜、宁静向斜轴部的埋藏深度都在千米以上。
本次工作中根据1∶50万图的统计计算，全区裸露岩溶区面积为7.78万km2，覆盖区为8.74万km2，埋藏区为51.95万km2。

7. 熔岩地貌分布区

我国熔岩地貌典型分布
全世界约有2000座死火山，500多座活火山，主要分布在环太平洋火山地震带和地中海—喜马拉雅火山地震带，以及东非的火山带。由于我国位于前两大火山地震带之间，因此火山活动也较为频繁，各种类型的火山熔岩景观，已经成为富有吸引力的旅游资源。
我国熔岩地貌主要分布在：
1、东北地区火山地貌
主要遗存有：
（1）、黑龙江五大连池 位于黑龙江省德都县北部五大连池市，小兴安岭西南侧。1719—1721年，因火山喷发，火山熔岩流堵塞白河河道，形成五个相连的火山堰塞湖，故名五大连池。
五大连池火山地貌景观齐全，有14座火山锥，五个串珠状的熔岩堰塞湖，60多平方千米的熔岩台地，以及大量的药泉。它不仅是一个天然的风景旅游区，也是一个研究火山地貌的科研基地，同时还是一处温泉疗养地，有“火山博物馆”之称，已开辟为我国第一个火山自然保护区。
（2）、黑龙江镜泊湖 位于黑龙江省宁安县南部的长白山中，是个狭长的大湖，长约45千米。它曾是牡丹江上游的古河道，大约1万年前的一次火山喷发，汹涌的玄武岩流堵塞了牡丹江河床，形成了我国最大的高山堰塞湖----镜泊湖。湖的北侧还有我国著名大瀑布之一的吊水楼瀑布。
（3）、吉林省白头山天池 白头山天池是一处火口湖，位于长白山自然保护区的中心，吉林省东南部，是中朝两国的界湖。海拔2200米，是我国最高的火口湖。最深处达300多米，又是我国最深的湖泊。
2、云南腾冲火山群
位于云南省西部腾冲。这是我国规模较大的一处火山群。在1000余平方千米的土地上，分布有90余座火山锥，50个火山口。火山地貌类型齐全，规模宏大，保存完整，还有大量的温泉和沸泉，已建成国家级风景名胜区。
3、台湾大屯火山群
位于台湾省台北市北面16千米处，大屯火山群有16个圆锥形山体，有些山顶巨大的火山口还经常吐出浓烟，景色壮观。山中林木苍翠，景色秀美，“大屯春色”成为台湾著名八景之一。
此外在我国长白山中，还有“地下森林”和熔岩隧道等其他熔岩地貌景观。

8. 岩溶水的分布特征

岩溶含水层的富水性总的来说是较强的，但是含水又极不均匀。因岩溶水并不是均匀地遍及整个可溶岩的分布范围，而是埋藏于可溶岩的溶蚀裂隙、溶洞中，所以往往同一岩溶含水层在同一标高范围内，或者同一地段，甚至相距几米，富水性可相差数十倍至数百倍。例如在广西拔良附近进行水文地质勘探时，在石灰岩和白云岩分布区利用人工开挖的方法，两个点上都被找到了丰富的集中涌出的地下水。一个点水位下降8m是出水量为15600m3/d；另一点水位下降5.2m出水量仍达2600m3/d。两点相距1000m左右。而在两点之间打的7个钻孔，降深大于5m时出水量都不到40m3/d，富水性之差达60~360倍。岩溶的发育具有向深部逐渐减弱的规律，使含水层的富水性相应也具有强弱的分带性。昆明附近钻探结果说明，该地区石灰岩分布地段，深度不超过100m范围内地下水较丰富。岩溶水在水力联系上也具有明显的各向异性。广西某矿在疏干煤层底板岩溶水时，所形成的疏干漏斗为椭圆形，长短轴相差在3倍以上；最特殊的是距离水位下降中心很近的一个钻孔，水位不受疏干影响，成为没有水力联系的“孤岛”。可见，岩溶水在水平和垂直方向上的富水性及水力联系变化都很大。