收藏
0
0
喀斯特地貌（Karst Landform），是地下水与地表水对可溶性岩石溶蚀与沉淀，侵蚀与沉积，以及重力崩塌、坍塌、堆积等作用形成的地貌，以斯洛文尼亚的喀斯特高原命名，中国亦称之为岩溶地貌，为中国五大造型地貌之一[1-2]。
喀斯特地貌分地表和地下两大类，地表有石芽与溶沟，喀斯特漏斗，落水洞，溶蚀洼地，喀斯特盆地与喀斯特平原，峰丛、峰林与孤峰；地下有溶洞与地下河，暗湖[1]。
喀斯特地貌在中国分布最广，其集中分布于桂、黔、滇等省区，川、渝、湘、晋、甘、藏等省区部分地区亦有分布[1][3]。喀斯特地貌在世界其他地区主分布于波黑迪纳拉山区、法国中央高原、俄罗斯乌拉尔山区、澳大利亚南部、美国中东部、大安的列斯群岛和越南中北部地区[4]。
2023年6月，新疆阿尔金山发现逾2500平方公里喀斯特地貌[45]。
- 喀斯特地貌
- Karst Landform
- 别 名
- 岩溶地貌
- 地貌学
- 自然地理学
目录
“喀斯特”在地理学和地质学中钻循作为岩溶地貌的代名词始于20世纪初欧洲地质学家H·Stelle对喀斯特高原的KarstVillage的研究[6]。
中国是世界上对喀斯特地貌现象记述和研究最早的国家，早在明代的王守仁和宋应星，就对石灰岩岩溶地貌做过比较确切的描述。特别是宋应星，还对岩溶及石灰华的再沉积机理，做过开创性的研究和记述。但明代徐宏祖（1586年—1641年）所著的《徐霞客游记》记载最为详尽[6-7]。
20世纪50至60年代，中国地学界对喀斯特地貌的研究主要集中于类型方面[3]。
1966年，中国在第一届喀斯特学术会议上提出将喀斯特改为岩溶，作为Karst的同义语[5]。
1972年史密斯（D.I.Smith）等提出外成喀斯特地貌演化数学模型后，用数学方法建立喀斯特地貌发育与动力、形态因素的数学模型开始得到发展。如1988年怀特（W.B.White）又提出喀斯特地形发和愉育速率过程模型。
20世纪70-80年代，中国学者进一步开展喀斯特溶洞、溶盆及发育演化规律的研究[3]。
20世纪80年代初，中英岩溶地质学家在中国的联合洞穴探险活动中发现了四川兴文特大型漏斗——“大岩湾”和“小岩湾”[8]匪芝。
1988年，中国自然科学名词审定委员会公布《地理名词》，喀斯特地貌仍被定名为喀斯特，又称岩溶[5]。
20世纪90年代后，中国学者对喀斯特地貌的研究逐渐跨入喀斯特水环境、生态地貌分类分区研究[3]。
进入21世纪，中国地学界针对石漠化生态修复与建设等问题，深入开展了土壤侵蚀特征、小流域生态恢复、SAR影响配准及石漠化岩性、土地利用关系等方面的研究。为探索喀斯特地区侵蚀模数与侵蚀因子的相关关系，开展了不同坡度条件下土壤侵蚀模数的多因子方程筛选回归模型研究，提高了缓坡、陡坡侵蚀产沙预测精度[3]。
明代徐宏祖的《徐霞客游记》对喀斯特地貌的研究比欧洲早250余年[5]。其对喀斯特地貌的类型、分布和各地区间的差异，尤其是喀斯特洞穴的特征、类型及成因，有详细的考察和科学的记述。在广西、贵州、云南，他探查过的洞穴有270多个，且都有方向、高度、宽度和深度的具体记载。并初步论述其成因，指出一些岩洞是水的机械侵蚀造成，钟乳石是含钙质的水滴蒸发后逐渐凝聚而成等[9]。
近现代西方对喀斯特地貌的发育理论研究成果主要有“循环演化论”（以w．M台维斯为代表）和Davis和Ground的喀斯特地区地理循环理论[10]。
中国学者根据Davis和Ground的喀斯特地区地理循环理论和总结了中国喀斯特研究的实践，提出了一套喀斯特发育理论，如渐进演化论（以何宇彬、杨明德为代表）；“地壳上升速度与剥蚀速度对比论”（以张之淦、卢耀如为代表）；“同时态系统演化论”（以朱学稳、朱德浩为代表）[11]。
21世纪现代喀斯特地貌的研究趋势表现为喀斯特地区的生态系统研究、喀斯特古环境与全球变化研究、风景旅游洞穴环境的改善与景观老化的防治和实验和量化喀斯特地貌的研究[12]；如“水利水电建设中喀斯特渗漏问题” 研究成果1987年获国家优秀勘察奖、广西壮族自治区科技进步一等奖[13]罪全局。
对于喀斯特与旅游地貌的研究成果，主要为1972年，中科院地理所地貌室设置喀斯特地雄寒再貌研究组。研究组主动借鉴国外技术，并自主完善和创新改进，紧密结合国家和地方水利水电工程、厂矿道路建设、区域旅游开发等生产实践，不断深入研究喀斯特地貌地球物理化学过程，探索喀斯特地貌发育演化规律，先后承担并完成了国家和地方重大科研项目20多项，出版著作10多部，发表相关论文100多篇[13]。
研究组在中国喀斯特洞穴发育的区域分异、地带性因素、洞穴成因与溶蚀作用、洞穴发育双酸模式、碳酸盐岩表层硬度、喀斯特溶蚀强度分析与估算、表层喀斯特发育与生态系统关系、喀斯特地貌系统对气候响应过程模型等方面展开了广泛和深入研究[14-19]。发现了碱性钙溶液吸收二氧化碳化学动力学机理，建立了碳酸水与硫酸水双成因洞穴发育的双酸模式，弄清了生物对土壤二氧化碳贡献及土壤二氧化碳对皮下带表层喀斯特过程的驱动作用，揭示了岩石表面生态及其对岩石表面色彩与石林溶蚀形态形成的作用，构建了溶蚀对降水、气温等的复杂响应过程模型等，丰富了喀斯特地貌基础理论[13]。
针对喀斯特地区的水库渗漏、电站安全以及地下水的开发利用等方面，研究组做了卓有成效的应用研究工作。如成功解决了红水河第一级水电枢纽大化水库以及岩滩水电枢纽库区的喀斯特渗漏问题[20]、完成了北京牛口峪水库北方喀斯特悬托谷的防渗工程[21]，分析了贵州独山南部、德江、普定以及大连金州、河北曲阳等喀斯特地下水开发利用等[22]。针对红水河流域环境地质综合评价国家任务，先后完成了 '红水河流域环境喀斯特研究、报告及其专题地貌图[23]，随着区域研究积累，还进行了中国喀斯特地貌连片综合研肯寻希究[24]。
在喀斯特地貌的基础和应用研究过程中，研究组很早就引进并改进先进技术，在具体的研究中又自己发明创造了各种新技术和手段。如应用染色石松孢子和萤光素示踪法，进行不同季节喀斯特地下水通道的示踪试验，成功地断定不会跨越地下分水岭向邻谷渗漏，完成了水库建设可行性论证方案[25]。首创并应用“洼地分析法”、利用与地下水联系密切的地面洼地走势，在室内绘出喀斯特地下通道大体平面分布，指导实地调查和洞穴探测[26-27]。使用环境同位素示踪分析，查清了渗漏因素与途径，制定了多层次水库防渗方案[28]。此外，该研究组还首先将航空红外遥感技术应用到探测岩溶的试验中，取得了良好的示范效果[13]。
中科院地理所最早涉足旅游地貌等应用研究领域是喀斯特地貌研究组。该研究组从20世纪90年代就开始了旅游洞穴的应用研究，在洞穴稳定性以及喀斯特景观旅游资源评价等方面做了很多首创性的工作。先后完成了浙江瑶琳洞、河北临城白云洞、云南弥勒白龙洞、福建龙岩龙眡洞、路南石林景观等典型喀斯特景观的形成、发育、演化及其景观评价的调查论证科研报告[29-33]。这些成果很大程度上指导了岩溶洞穴、喀斯特地貌景观的旅游开发和保护。1997年~2004年组织的云南石林与国外剑状喀斯特对比、云南石林和贵州荔菠峰林及重庆武隆芙蓉洞——天坑喀斯特捆绑式，中国南方喀斯特申请世界自然遗产名录论证报告，为成功申遗奠定了坚实基础[34]。随着旅游业的发展，业界对旅游资源的调查、分类、评价等提出了更加准确和科学的要求，20世纪90年代以来，地貌室科研人员又积极参与国家旅游标准化研究和国家标准起草工作，完成了多项与旅游地貌紧密相关的国家标准[13][35-37]。
中国南方喀斯特世界自然遗产
- 化学机制
1884年，美国学者戴维斯（Davis）提出喀斯特地区地理循环理论（后于1885年首次发表论文初次提出陆地侵蚀地貌理论[46]，1899年再次发表论文系统性的阐述了地理循环理学说[46]），指出喀斯特作用的化学机制为当水中含二氧化碳时，水对石灰岩的溶解能力很强，二氧化碳与水化合形成碳酸，后者电解析出氢离子，与石灰岩中的碳酸根离子作用形成离子状态的溶解物质钙离子和碳酸氢根离子，并随水流失，其反应式如下：
CO2+H2O⇌H2CO3⇌H++HCO3-
H2CO3+CaCO3⇌Ca2++2HCO3-
- 物理机制
水的溶蚀能力、岩石化学性质及透水性对喀斯特过程起着决定性作用。湿热气候区地表水与地下水流量大且活动性强，故喀斯特作用强，反之干旱高寒气候区喀斯特作用很弱。
在地壳长期稳定且河流切割较深的可溶性岩石分布区，地下水垂直分带明显，包气带地下水以垂直向下运动为主，可形成极深的落水洞；浅饱水带地下水以水平流动为主，常发育水平溶洞与暗河；过渡带地下水水位随季节升降；承压水带地下水活动受地质构造控制，可发生深部喀斯特。新构造强烈上升区石灰岩地层中不可能形成相同的地下水位，地下水垂直分带不明显[1]。
碳酸盐类岩石包括石灰岩、白云岩和泥灰岩等；硫酸盐类岩石如石膏、硬石膏；卤化物盐类如岩盐与钾盐，均属于可溶性盐类。按溶解度排序，卤化物盐类最大，硫酸盐居中，碳酸盐类最小，但喀斯特地貌却主要发育在碳酸盐类岩石尤其是石灰岩分布区，这与其分布极广且长露出地表有关。
石灰岩的矿物成分主要为方解石，泥灰岩兼有大量不溶解黏土，白云岩则以白云石为主。按溶解度从大到小排序为：石灰岩、白云岩、泥灰岩。因此石灰岩最易喀斯特化，尤其是节理发育、层厚、质纯和位于区域性断裂带的石灰岩，喀斯特作用最强[1]。
喀斯特地貌发育与地下水位关系密切，而后者又随当地河面或海平面而变化，因此河面或海平面即是喀斯特地貌的侵蚀基面，从另一种意义上说可溶性岩石的底板则是地下喀斯特的基面。喀斯特地貌的演化模式在侵蚀循环学说的影响下，从早期格朗德（A.Grund）、雅库斯（L.Jakucs）和威廉姆斯（P.W.Williams）的模式，基本为定性3-4阶段模式。
如地壳上升后长期稳定，石灰岩致密、层厚且产状平缓，将首先发育石芽、溶沟、漏斗和落水洞，继而形成独立洞穴系统，地下水位高低不一。随后独立溶洞逐渐合并为统一系统，地下水位亦趋一致。地下水位之上出现干溶洞、地下水位附近发育地下河，地面成为缺水的蜂窝状。再后地面蚀低，浅溶洞与地下河因崩塌而露出地表，地下河陆续转变为地面河，破碎的地面出现溶蚀洼地与峰林。最后，喀斯特盆地不断蚀低、扩大，地面广布蚀余堆积物，形态接近准平原，但仍然残存孤峰。
上述过程只是一种理想过程，仅见于广西宾阳县黎塘镇和贵港市一带。喀斯特发育过程的实际情况则是地壳运动与气候变化经常对喀斯特地貌发育发生干扰，以致中纬度地区大量保留多种气候条件下形成的喀斯特地貌形态，云贵高原新生代热带峰林在高原上升后成为一种遗迹。而现代喀斯特地貌，已经改向与其亚热带气候相适应的喀斯特丘陵发展[1][4]。
分类标准 |
喀斯特类型 |
||||
|---|---|---|---|---|---|
喀斯特作用发生地（较为常见） |
地表喀斯特 |
地下喀斯特 |
|||
出露条件 |
裸露型喀斯特 |
埋藏型喀斯特 |
|||
气候带 |
热带喀斯特 |
亚热带喀斯特 |
温带喀斯特 |
寒带喀斯特 |
干旱区喀斯特 |
岩性 |
石灰岩喀斯特 |
白云岩喀斯特 |
石膏喀斯特 |
盐喀斯特 |
参考资料：[4][7]
|
- 石芽
- 溶沟
- 喀斯特漏斗
- 落水洞
- 溶蚀洼地
- 喀斯特盆地
- 喀斯特平原
- 峰丛
- 峰林
峰林为分散碳酸盐岩山峰，通常由峰丛发育形成，但因受到构造影响而形态多变，在水平岩层上多呈圆柱形或锥形，在大倾角岩层上多呈单斜式。气候条件对峰林形态有影响，藏南古峰林遭寒冻风化破坏，峰林仅30-50米高，云贵高原峰林也因遭到破坏而较浑圆矮小，黔桂两省区交接带气候较为炎热，地下水垂直运动强烈，峰林高达300-400米[1]。
- 孤峰
- 溶洞
地下水沿岩石裂隙或落水洞向下运动时发生溶蚀，形成各种形态的管道和洞穴，并相互沟通或合并，行成统一的地下水位。地壳上升，地下水位将随河流下切而降低，洞穴转变为干溶洞。水平溶洞的发育大多与当地侵蚀基面相适应，因此此类溶洞与阶地及河面对比可反映构造上升量。垂直溶洞深度可达数百米至数千米，可视为地壳上升的标志[1]。
- 地下河
地下河亦称暗河，是以溶蚀作用为主形成的地下廊道、溶洞和溶蚀组成的喀斯特地下管道系统。
- 暗湖
- 石钟乳
- 石笋
- 石柱
中国喀斯特地貌分布广泛，类型众多。喀斯特地貌在中国的分布面积达344万平方千米，占国土面积的三分之一[38]；此外，裸露型喀斯特地貌面积达120万平方千米[12]。碳酸盐岩石以桂、黔和滇东部地区分布最广，湘西、鄂西、川东、鲁、晋等地分布也较广。世界前十大天坑中，中国占有9个（另一个位于巴布亚新几内亚）[8]。
2023年6月，新疆巴音郭楞蒙古自治州阿尔金山国家级自然保护区管理局与新疆地矿局的科研人员在对阿尔金山进行科学考察时，对此前发现位于阿尔金山国家级自然保护区西部的2500余平方公里的岩溶地貌进行了实地考察，确认其为喀斯特地貌。[45]
中国东部喀斯特地貌呈纬度地带性分布，自南而北为热带喀斯特、亚热带喀斯特和温带喀斯特。中国西部由于受水分的限制或地形的影响，属干旱地区喀斯特（西北地区）和寒冻高原喀斯特（青藏高原）[7]。
- 热带喀斯特
热带喀斯特位于低纬度地区，包括热带和南亚热带季风区的喀斯特。由于高温多雨，一方面水的循环快，溶蚀力强，喀斯特作用可以终年进行，而且由于气温高，水的化学反应速度快，产生的氢离子多，使水的溶蚀力加快；另一方面在湿热条件下，植物茂盛，它会产生大量的二氧化碳及分泌出大量有机酸，增强了水的溶蚀力。因此热带喀斯特的溶蚀力最强，地表和地下地貌都很发育，其中峰林石山是其他喀斯特地貌所没有的。热带喀斯特地貌以峰林一洼地为代表，分布于中国广西、广东西部、云南东部和贵州南部，安地列斯群岛（西印度群岛），印度尼西亚等地[5]。该区地下洞穴众多，地下河支流较多，流域面积大，地表发育有众多洼地，呈现峰林一洼地地貌。峰林的坡度很陡，一般大于45度。奇峰异洞是热带喀斯特的典型特征。中国热带海洋的珊瑚礁是最年轻的碳酸盐岩，构成礁岛的珊瑚礁多溶孔景观[7]。
- 亚热带喀斯特
亚热带喀斯特地貌以缓丘一洼地（谷地）为代表，分布于秦岭淮河一线以南。地下河较热带多而短小，洼地较少，干谷的比例较大。洞穴数量较热带喀斯特大为减少，以溶蚀裂隙性洞穴居多，南部多溶蚀型拱状洞穴。黔中、黔南和滇东高原上，碳酸盐岩分布面积与厚度亦都较大。这些地区喀斯特地貌是地质时期气候条件下发育起来的。一般在海拔2000米或2000米以上的高原面上主要是溶蚀小洼地、漏斗和落水洞等以及散布其间的一些低矮的峰林和石林，石林分布于路南、宜良、东川、弥勒、罗平一带。在海拔1000~1500米的地面上，则以大型溶蚀洼地、矮小的丘陵或石林为特征，大型洼地中有许多落水洞和漏斗，它们成连串分布，其地下往往是暗河。贵州南部向广西盆地降落的斜坡地带，高大的峰丛往往伴以深陷的圆洼地，地表河流多半转入地下。黔北、鄂西、川东、湘西一带，碳酸盐岩分布亦广泛，溶蚀洼地、漏斗、落水洞等的密度和深度都很大[7][39]。
- 温带喀斯特
温带喀斯特处于中纬度地区，气温较低，雨量较少，且有明显的干季，喀斯特作用受到一定限制。温带喀斯特地标地貌不很发育，以少数喀斯特化山地干谷、溶斗和溶蚀洼地为代表，石芽及溶沟发育不好，而且多被风化物覆盖。但地下地貌如溶洞、地下河、溶隙及喀斯特泉等较发育，其地下洞穴一般为裂隙性洞穴，规模较小，喀斯特泉较为突出，一般有较大的汇水面积和流量，因此有“隐喀斯特”之称。温带喀斯特以法国、捷克、乌拉尔、密西西比平原、中国华北、中国东北等地为代表[5][7]。
- 干旱区喀斯特
干旱地区喀斯特处于热带、亚热带和温带的干旱气候区，终年气温较高，雨量稀少，植物缺乏，因此其喀斯特现象发育微弱，由于还有少量地下水的存在，而且水中含有较多的硫酸根离子，因此喀斯特作用仍能进行，不过地貌发育极差，偶有小型孔洞出现[5]。干旱区喀斯特地貌仅在少数灰岩裂隙中有轻微的溶蚀痕迹，有些裂隙被方解石充填，地下溶洞极少，已不能构成渗漏和地基不稳的因素[7]。
- 寒冻高原喀斯特
寒冻高原喀斯特或称寒带及高寒地区喀斯特，位于高纬度、高原和高山地区，由于终年气温低，水的冻结时间长或有冻土层存在，水的流动及溶蚀作用受到了极大的限制，因此不论地表或地下地貌发育都很差，地表以溶沟为多见，地下有小型孔洞、溶隙和喀斯特泉等。寒冻高原喀斯特以西伯利亚、加拿大、青藏高原等地为代表[5]。中国青藏高原的寒冻高原喀斯特处于冰缘作用下，冻融风化强烈。常见的有冻融石丘、石墙等，其下部覆盖冰缘作用形成的岩屑坡。山坡上发育有很浅的岩洞，还可见到一些穿洞，偶见洼地[7]。
- 分布情况
喀斯特地貌在世界分布较为广泛，可溶性岩石占地球面积的10.2%。中国、越南、印度尼西亚、马来西亚、缅甸、泰国、土耳其、俄罗斯、德国、波兰、匈牙利、捷克、斯洛伐克、西班牙、法国、英国、爱尔兰、比利时、瑞士、奥地利、希腊、罗马尼亚、保加利亚、克罗地亚、波斯尼亚和黑塞哥维那、意大利、美国、墨西哥、波多黎各（美）、牙买加、古巴、巴西、阿尔及利亚、埃及、索马里、叙利亚和澳大利亚等国家和地区都有喀斯特地貌分布[40]；其中，澳大利亚、伯利兹、巴西、保加利亚、加拿大、中国、克罗地亚、古巴、匈牙利、意大利、马达加斯加、马来西亚、墨西哥、黑山、菲律宾、俄罗斯、斯洛伐克、斯洛文尼亚、所罗门群岛、美国和越南等国家共有37处喀斯特地貌被列入《世界遗产名录》[44]。
- 地域分异
喀斯特地貌的演变发育因地域气候分异、所处地形区不同而具有地带性特征。热带湿润气候条件下水中含有大量二氧化碳与有机酸，地上与地下喀斯特作用均很强烈，溶蚀哇、喀斯特盆地、喀斯特平原和峰林地貌普遍发育。亚热带季风气候条件是地带性热量条件与非地带性降水条件相结合的产物，喀斯特作用仍然较强烈，但地貌类型以喀斯特丘陵与溶蚀洼地为代表。温带季风气候有利于地下喀斯特地貌发育。干旱区地下水富含硫酸根离子，尤其利于地下喀斯特作用进行。寒带和高原寒冷气候下，由于多年冻土妨碍地下水下渗，即使水中二氧化碳含量较多，也只能发育小型溶沟和浅洼地，冻土层下也可形成溶洞[1][4]。
喀斯特地貌因其具有多种多样的造型地貌，美学价值较高，许多喀斯特景观地被开发成旅游景点，如云南石林、贵州荔波、重庆武隆、重庆金佛山、贵州施秉、广西桂林和环江，联合以“中国南方喀斯特”列入世界自然遗产名录。
喀斯特溶洞是屏蔽放射性辐射的安全场所，在战争时期既可保护国家的重要档案和物资，又可保护军民的宝贵生命。以滇黔桂三省的众多岩洞而言，大则可以容纳数万军民，小则也可以千计算。
中国的云贵地区在第四纪冰期时没有大面积冰川覆盖，成为众多古老动植物的避难所。又喀斯特地貌区地貌复杂，生境多样，因此长期以来地区人类对环境的干扰较小，云贵地区得以物种遗存完好。区域内的梵净山也被列入联合国人与生物圈自然保护区网和世界自然遗产名录；荔波茂兰喀斯特森林自然保护区尚完整地保存着同纬度地区最完好的喀斯特原始森林，森林覆盖率达90%以上[41]。