五、岩溶水的分布与运动对岩溶的影响

岩溶水与常态水不同，例如它在空间分布上，分为地表径流和地下径流；在流态上两者又各自成系统，但又互相联系和转化。

（一）地表径流的特征

地表河流、湖泊和沼泽是地下水的补给区。

这些水体明显地控制着地下水的水质、补给、运动和排泄，对地下岩溶有重要的影响。

径流少，水量不多。

岩溶区地表由于透水性强，所以水流很快通过裂隙和管道转入地下，变成地下水流。而地面干旱，河流稀少，流量亦不稳定，有时明流变为伏流，河谷变成干谷。

水质变化。

在岩溶区的大气降水，最初是含少量碳酸的矿化水，以后因不断溶解岩石，水的矿化浓度也逐渐增大，甚至达到饱和。因此，由地面进入河流或转入地下的水体，一般已失去了溶蚀能力，或者溶蚀能力大为降低，除非有碳酸水加入，或者有水质不同的水流混合而产生混合溶蚀效应之外。

（二）地下径流的分带与水流特征

地表径流通过各种裂隙和管道转入地下后，向深处运动，运动方向有垂直的，也有水平的，由上至下可分成三带：

包气带（垂直循环带）。

该带位于地面以下至丰水期潜水面之间的地带，水流受重力作用，由上往下渗流，故又称为垂直循环带。水流时间不稳定，通常是在降雨或冰雪融化季节发生，平时干涸。该带厚度视潜水面的深度而定，而潜水面的深浅又与河流切割的深度有关。在地壳上升区，河流深切，潜水面很低，故包气带的厚度大，如我国桂西北及贵州高原山地区，包气节厚度由数百至千米以上。在地壳稳定区，河流下切较浅，潜水面较高，包气带的厚度就小。如桂东南的平原丘陵区，包气带厚度只有数米至几十米不等。如果可溶岩中夹有不透水层（如页岩）时，该带厚度也变小。

包气带水的溶蚀力虽然在转入地下之前已趋向饱和，但因通过土层时溶入了土壤空气中较多的 CO2 和有机酸，进入地下管道时又因 PCO2 增大，加上

“混合溶蚀”和“冷却溶蚀”作用，溶蚀力仍然得以保持。但总的来说，溶蚀作用随深度增加而减弱。垂直溶蚀的结果，多形成各种大小不同的垂直性的溶隙、管道和洞穴。

季节变动带。

位于包气带之下的丰水期潜水面与枯水期潜水面之间的地带。这两种潜水面具有季节变动的特点。雨季或冰雪解冻时潜水面升高（随河水位上升），是为丰水期潜水面。此时水流方向近水平，向河谷排泄，与饱水带相同，溶蚀出水平状洞穴。干季潜水面下降，是为枯水期潜水面，此时水流方向垂直，与包气带连成一起。由此可见该带是上部包气带与下部饱水带之间的过渡带，岩溶作用及地貌多变。

饱水带（水平循环带）。

位于枯水期潜水面之下，直至可溶岩的底板之上。此带终年呈饱水状态，具有自由水面，水流方向近水平，多向河谷排泄。在流动过程中溶蚀力一般减弱，但当有新的水流汇入或流速加大时，溶蚀强度会增大，甚至有向下游加大的趋势。

该带按水的流动状态及其变化，可分为上部饱水带和下部（深）饱水带，二者之间无明显的分界。上部饱水带的流动快，水的交替较强，矿化度较低，溶蚀较活跃。

上部饱水带形成的地貌以水平状溶洞和地下河为主，数量多，规模大，世界上著名的水平洞穴都在该带发育。下部饱水带在谷底之下的深处，具有承压性，水的流向虽然仍近水平，但流动不受当地河水位的影响，而是向侵蚀基准面更低或者地质减压方向运动。水流缓慢，水体交替弱，矿化度高，溶蚀停滞，只形成规模小的孔洞，显示了饱水带的溶蚀作用随深度而减弱的特点。