渗流带洞穴，指地下水面以上岩溶水受重力作用向下流动过程中溶蚀碳酸盐类岩体形成的洞穴。是探查和研究较多的一种洞穴类型，是由渗流水的溶蚀和侵蚀作用所形成，基本上不存在早期的潜水阶段。这类洞穴主要分布于岩溶高地和斜坡带中，表现为规模较小的落水洞，垂直深度一般不足百米，通道常为崩坍岩块或黏土所堵塞，人不易进入。

渗流带成因理论的提出，和当时对岩溶含水层存在状态的认识有极大关系。当时的两位著名的岩溶学家Grund(1903)和Katzer(1909)，通过各自对南斯拉夫Dinaric这一经典岩溶区岩溶含水层中地下水的活动方式的考察，认为大多数人可进入探察的洞穴位于渗流带，该带不仅地下水溶蚀能力最强，而且流速最大，因此它是扩大洞穴的溶蚀和机械磨蚀作用最有潜力的段带。

经过二十多年的努力，二十世纪七十年代，Ford和他的学生Ewers建立起一个在当代最具综合性的洞穴成因模式。Ford的模型所涉及的不是单一的洞穴类型，他们提出渗流带洞穴的二种类型——水位下降型渗流带洞穴和侵入型渗流带洞穴。当渗流带是由于溶蚀扩大而产生时，发育的是水位下降型洞穴，地下水是沿着早期由潜流形成的主管道及与其连接的次级管道而流动，故这种成因的洞穴河流从潜流状态转变到渗流状态时，它沿原来的流路下切，形成峡谷状的通道，通道顶部有多种潜沆形成的溶蚀形态。而在一条新的河流被导入早已形成的渗流带的地方，将出现侵入型渗流带洞穴，它们可以采用某些早先形成的潜流格架为自己的通道，也可以部分地塑造出自己的流路。它们常常利用垂向裂隙，因此，这类洞穴的通道往往比水位下降型要陡些。

渗流带洞穴的厚度取决于渗流带的厚度，后者的厚度则决定于该地区地质构造、地形和气候特征。在切割微弱的平原地区，渗流带的厚度通常不超过100米。在山区，厚度可达几百米。这个带内的水以下降渗流运动为主，它的补给条件取决于渗漏水、降水和地表水的渗入。当渗流水的速度为0.06厘米/秒，裂隙的宽度为0.014厘米，大气降水进入岩体内的平均厚度为1.2-1.3米时，这些水往往已成为饱和状态。因此，随着深度的增加，向下溶蚀作用就逐渐减弱，如苏联克里木山地内曾作过试验，渗流水溶蚀量的垂直梯度，在地表以下开始时每100米为127毫克，在深度500-600米的岩体内则为8-11毫克/百米。

同时，近地表土壤层空气中的CO2含量，有时要比空气中的CO2含量高10-15倍，随着向岩体内部深入，CO2含量也逐渐减少。CO2含量在岩体内也有特殊的情况，即裂隙水在下渗过程中带有有机质的残片和溶液，它们在嫌气细菌作用下，释放出大量CO2，因而在一些溶洞的洞顶裂隙中，具有稳定的高CO2含量。总的说来，溶蚀作用最强烈的地方是在渗流带的上部，因为那里的水具有较低的矿化度和较高的侵蚀性。

渗流带内洞穴的形成作用，除了渗流水和潜水以外，还有凝聚水。这种凝聚水在热天依赖于进入岩体内空气中的水分。这种含有碳酸的地下空气中冷凝起来的水分是有相当侵蚀性的。位于离地面很深，体积不大的洞穴，对水汽凝聚显得十分有利。因为水汽凝聚的数量决定于空气交换的强度，而不取决于洞穴的体积。在苏联克里木的红洞内，热天凝聚水的总数，1立方米洞体中有6.2升，相当于年降水55毫米，也即相当于该地每年平均降水量的9%。俄罗斯平原上的孔谷洞内，夏天凝聚水大于140吨，相当于1.4升/立方米（洞穴总的体积为100,000立方米）。克里木山区渗流带中洞穴的总体积约为0.008004立方公里，若将洞壁和洞顶凝聚水溶去的岩石折算为2,401.2吨，那么从这些洞穴中携出的碳酸钙总量，为该山区所有泉水带出碳酸钙总量的5.3%。

①通道简单，往往单一通道；②通道多是沿张开节理竖向或斜向发育；③横断面形状高而狭；④纵断面比降大，主要由连续下降的竖井状通道所组成，通道向一个地方倾斜，没有与总的倾斜方向相反的斜坡；⑤洞穴次生化学沉积物不发育，尤其滴石类石钟乳少见。

根据渗流带洞穴的位置和形成机理，可以分为两种形式：

1.在渗流带上部由溶蚀作用而形成的洞穴，一般形体较小，多呈垂直管道状，在局部层面附近可以形成近于水平或倾斜的袋状洞穴，它们的外形取决于小型构造和岩性。在交叉节理发育的地区多发育地下竖井。这里的溶蚀作用是由薄膜水和毛细管水进行的。总的说来，这一类洞穴，在平面上和纵剖面上是比较简单的。

如果渗流带洞穴位于高原内部渗流带很厚的地方，这里洞穴就可以发育得比较大些，因而也常伴随有洞顶部和洞壁崩塌体的产生，崩塌体产生过程是各种各样的，但其结果常常是相同的。常是块状、板状和薄片状的崩塌体，块状崩塌体是多层的岩石碎块组成的；板状崩塌体由单一岩层组成的；薄片状崩塌体的规模耍小得多，也是由一个层理的岩石体碎块组成的。这种崩塌体常和碳酸钙堆积物交替出现，形成一种特殊的洞穴堆积层，其厚度可以变化在数米到数十米范围内。这种由崩塌扩大的洞穴，很少发现跨度超过30米宽的大厅，因为只有极少数岩层才具有这样大宽度间隔的节理，而且当洞穴上面岩层的厚度相当大时，洞顶就会产生相当大的压应力，所以地表会发现不少因洞顶崩塌扩大而形成的漏斗和落水洞。

2.渗流带底部的洞穴多数经过地下河的塑造。地下河阶段，地下水向邻近河谷排泄，因而它的分布高程受到邻近河谷高程的控制。邻近河谷的高程是受地形和新构造运动控制的。如云贵高原南部，在第三纪时，岩溶已相当发育。地面平坦宽广，发育成具有热带特点的岩溶。第三纪末大面积隆起形成高原，河流的主干（乌江，南、北盘江）切入高原内部，支流与主流多数形成不协调现象。因而在高原内部分水岭地带，保留有残留峰林等，河流切割深度小；而在主流的河谷地带，切割深度较大。另外，高原和广西盆地的过渡地带，河谷深切，地表河流稀少，多潜入地下。因而渗流带底部的地下河所形成的洞穴在不同地貌部位是不相同的。高原内部分水岭地带的地下河短小，埋藏较浅，时明时暗，坡降较小，多单独洞穴，不成系统。谷坡或斜坡地带形成的地下河，水量较大，呈树枝状河系，坡降大，埋藏深、在河谷平原地区的地下河，埋藏较浅，地下河呈网格状，彼此联通，形成统一地下水面。在广西一带河谷盆地中的地下河，还可能受到海面升降的干扰，地下河的出口高程有变化。由于存在这些差异，因而由地下河变干的洞穴的特征，也是各不相同的。

总之，渗流带底部的洞穴具有下列特征：①有较大的坡降。坡降的大小，视地下河的长度和水量的大小而异，也有不规则的，但坡降总是和山坡的坡度近似的；②有水流所形成的凹槽（溶槽）。这种凹槽是在经久的紊流条件下产生的，并有与流线成直角的平行弧形刃脊，还有典型的不对称的流痕剖面；③存在流痕，它分布在河流通道的边缘，是一系列不对称的凹穴，凹穴的向上段具圆形的边缘，顶端为较陡的坡度，向下段具有较尖锐的形态，呈延长轴展布，这些流痕大小变化很大，然而在特定的位置上，它们的大小会比较一致，这种形态特征可以作为水流方向的指示物，以鉴别已干涸的廊道过去水流的流向；④地下河机械作用较强，表现在通道中常形成下切沟槽，底部侵蚀大于顶部，也常因在洪水时期洞内全部冲水而向上溶蚀，出现一些溶蚀涡穴；⑤具有较粗的河流沉积物以及这些物质的磨蚀作用。地下河的紊流水不仅搬运泥沙，同时泥沙对洞穴也起到磨蚀作用。它的强度取决于河流搬运的泥沙特性和这些物质与河床之间接触的持续时间。冲积物质的粒径，可以由粘土级到砾石级甚至巨砾级。物质的来源可以由落水洞或地表河流带来。在具有较粗大的砾石级的地下河河床底部，可以形成锅穴或石臼，其中表现出非常集中的侵蚀作用，甚至形成一种特殊形状的壶形冲蚀穴，它在横断面上通常似环状或椭圆形，也可以成圆形；⑥在水平岩层，特别在薄层水平岩层中，横断面上呈等腰三角形或矩形。由于地下河在水平岩层上刻切作用开始于中心，逐渐向两侧发展，因产状的影响两侧同时异向拓宽，就形成等腰三角形，这种三角形态不是地下河横剖面的终极形态，只有当横断面呈矩形或椭圆形时，洞壁才保持稳定状态，如果地下河发育到这种形态时，在发展阶段上是属于老年期，一般有新的支洞发育。

在水平产状，厚层灰岩地区发育的地下河的出口部位，往往因节理发育和洪水倒灌，发育成窗格状洞穴，一条地下河有几个甚至几十个出口，各个出口均呈喇叭状，例如贵州省普定化处的崆山和水母的李家洞。波玉河九股龙洞地下河平时有九个出口，洪水时期就有二十几个出口。

上述渗流带内洞穴发展成为干溶洞时，其洞顶和洞壁部分常因裂隙水的下渗，在顶部和四壁形成水膜，这种水膜就产生溶蚀作用而形成圆形水槽，水槽之间具有地表溶沟一样的尖锐的分水线。特别在洞口的洞顶可以看到1-2厘米宽的：锐角相交的凸起，可能是由于凝聚水的作用形成的。