石灰岩在形成风化壳过程中体积变化非常之大（大部分盐基可能是在此过程中流失的），韦启等（1983）根据广西西南部地区红色石灰土的研究，以假定钛不发生移动为基础，计算出纯质灰岩风化后形成土壤的残留量为0.15%，即1m风化壳需要627m厚的基岩风化才能形成，具体体现了地层的凝缩现象。
基于相似的认识，王世杰等（1999）也利用所得到的不同剖面碳酸盐不溶物含量（N），以求得每个剖面平均形成1m厚的土层所需溶蚀碳酸盐岩的厚度和所需时间（表46）。值得特别指出的是，基岩的物理和化学组成是影响厚度、时间的主要因素。即非可溶物多则形成1m的时间较短，反之则时间长。如以灰岩为基岩的剖面，泥质含量高（11%—35%），形成1m厚的残积层，溶蚀蚀余堆积仅需溶蚀2—5m的基岩，所需时间为28—84ka。而以白云岩为基岩的剖面，其一是含泥质为0.625%，形成1m残积层所需要原岩厚度为79m和790ka。另一个剖面泥质含量为4%，形成1m残积层所需时间为220ka，所需原岩厚度为13m。而平坝剖面（白云岩）残积层厚5—6m（表45）。王世杰等（1999）指出，如果不考虑已被蚀去的厚度，则形成此厚度风化壳需3.95—4.74Ma。这一结果和我们前述已指出从青藏高原到广西灵渠的夷平面与风化壳之成果相比，是形成于上新世以夏季风为特征的东西季风的水、热同季的湿热气候环境。此时，地壳稳定无大的构造变动，故而在我国南方继续形成深厚溶蚀蚀余堆积。
王世杰等（1999）根据碳酸盐岩的淋溶实验结果，较详细地探讨了我国南方碳酸盐风化成土作用的残积土演化阶段。对没有外来物质成分加入的几个碳酸盐岩风化剖面，利用实验获得的不同剖面碳酸盐岩层不溶物的含量（N），可求得每个剖面平均形成1m厚土层所需溶蚀碳酸盐岩的厚度和需要的时间（表46）。
从以上可知，没有湿热气候条件下的巨厚岩层的长时间风化，要在石灰岩上形成厚层风化壳是不可想象的。而长时间的岩溶作用和厚层岩层的消失必然导致地貌向准平原化方向发展，形成地势起伏和缓的夷平面，而后者对风化壳的淋溶是极端不利的。王世杰等（1999）对湘黔地区发育于碳酸盐岩红色风化壳进行的地球化学研究表明碳酸盐岩风化壳在发育程度上普遍不高。其他学者对碳酸盐岩风化壳的研究结果也表明此类风化壳脱硅富铝作用较低。如作者在桂林奇峰镇飞机场附近考察时所见，在人工采土后留下的巨坑内，可以见到风化壳除顶部具有很薄的红色土层外，主体仍为灰色。这个事实从一个侧面反映了岩溶夷平面上成壳作用特点，即脱硅富铝作用受到抑制，但有利于黏粒的形成（崔之久等，1996a、b）。
二、风化蚀余堆积的地带性
碳酸盐风化壳具有明显的地带性（表47，表48）。其完整的风化壳结构最易形成于热带亚热带，以碳酸盐岩为基面的夷平面也是在热带亚热带发育最为典型（黄镇国，1996）。作者等（2002）对从青藏高原安多到广西灵渠一线的大断面考察（图418，图420），揭示中新世（19—7MaBP）这一断面上有共同的热带亚热带环境，形成了性质相同的溶蚀蚀余堆积和风化壳。虽然此大断面现在从海拔5200m向东南到海拔200m，环境千差万别，但并未改变此前风化壳的固有性质。尽管青藏高原已从中新世海拔不到1000m上升到5000m，纬度位置也受印度板块推挤向北推进了数百千米。
可见此类研究对沉积相研究中的环境指标意义是很大的。从碳酸盐岩变成红土层，原岩成分基本上流失殆尽，形成残积的红土层。据不同的研究者估算，需要几万年（13000—32000a）至几十万年（0.25—0.85Ma）。同样1m厚的红土风化壳需要有几十米到几百米厚巨岩残留物之积累。国际上也认为一个真正意义上夷平面的形成（包括红土风化壳）需要10Ma。所以我国广泛分布的几米至10m厚的红色残积层溶蚀蚀余混杂堆积都不是现代气候条件下的产物。
国外相关研究还表明对碳酸盐分布区土状堆积物的形成有不同认识。有的承认是残余的酸不溶物质堆积，有的认为主要来自撒哈拉沙漠的风成物质，只有一小部分碳酸盐风化残留（王世杰等，1999）。可见溶蚀蚀余堆积之确认也并非易事，其中主要是与坡积混杂堆积相区别。就第四纪松散堆积物成因判别而言，残积物或溶蚀蚀余堆积应是原地堆积物，此处“原地”或“就地”是非常严格的定义，即残积物中只有同一地段垂直方向上的物质迁移，特别是物理性的迁移，即只存在上下迁移，一旦有了水平方向的迁移就应是坡积过程。可见此处“就地”绝不同于“近源”，后者有一定的伸缩性，而前者没有。以上列出的是从正面证明溶蚀蚀余堆积是原地产物的证据，同时也可从反面表明这些剖面中没有“外来物”。譬如，没有属于火山成因的副矿物——玻璃碎屑，也没有像黄土物质中众多的重矿物等。此外，也可以用溶蚀蚀余堆积物剖面和基岩的稀土元素配分模式和微量元素比值来鉴定两者是否是“就地”关系（王世杰等，1999）。
三、溶蚀蚀余堆积（红色风化壳与夷平面）——时间凝缩段
夷平面是一种与长时间稳定的构造环境相关联的大尺度的地貌景观。作为残积或蚀余堆积的风化壳不仅在其形成过程中占有重要地位，而且也是夷平面不可或缺的组成部分。风化壳的研究不仅有助于确认夷平面的存在，还可以从中提取夷平面形成环境的信息。目前残留在青藏高原面上的红色风化壳多见于灰岩裂隙中，且分布零星，因而很难做较多深入细致的工作和大范围的区域对比。云贵高原和湘桂丘陵作为青藏高原的东延部分，自新生代一来一直处于陆相环境，因而发育了大面积的夷平面和红色风化壳。
关于夷平面形成时代、性质和环境及其在大区域上的全面对比一直是夷平面研究中很棘手的问题，然而也是必须解决的问题。在夷平面及其与青藏高原隆升之关系的多年研究中，已认识到作为夷平面一部分的风化壳研究的重要性。特别是在青藏高原上通过对岩溶过程中形成的再结晶方解石用FT分解获得了20个年代数据（19—7MaBP），证明夷平面形成于中中新世。这就是被凝缩的将近12Ma的时间（崔之久等，1996a、b，1998）。
近年来国际地貌学界也都在为解决夷平面研究中的疑难问题做种种试探。如Theve niaut和Freyssinet（1999）在法属圭亚那用古地磁对厚达40m的风化壳进行年代研究。
Bird和Chivas（1988，1989）利用黏土矿物稳定同位素分析喜马拉雅风化壳性质。Stern等（1997）对澳大利亚古风化壳做黏土矿物分析研究古气候，以及Vasconcelos等利用K—Ar法对风化壳再生矿物作测年研究等都是围绕着想藉风化壳这一载体进行多方位研究以解决夷平面和风化壳的年代、性质和环境。
作者根据岩溶风化壳及覆盖型岩溶与地貌演化的关系，提出岩溶双层夷平面的概念，认为覆盖型岩溶及风化壳的存在可以指示岩溶夷平面的存在（崔之久等，1996a，1998）。
研究的结果表明，我国南方覆盖型岩溶主要有三种（亚类）：全裸露型、半裸露型（或半覆盖型）和全覆盖型（图421）。在青藏高原境内，覆盖型岩溶为全裸露型，是高原主夷平面的组成部分，如起伏和缓的安多北山山顶（5125m）。覆盖型岩溶再裸露后，以石墙、石林等形式分布在山顶及外侧斜坡上。基部和腰部可见溶蚀窗洞和槽龛等，充分显示其原始形态的土下成因。溶蚀窗延伸不超过10m，两端贯通，方向不定。
规模小者较圆润光滑，大者常凸凹不平。部分小型的半封闭窗洞及洞穴内壁可采集到次生方解石晶体，裂变径迹年龄为中新世（19—7Ma）。溶蚀龛横向延伸较短，以岩龛的形式嵌入基岩。个别较深，似洞穴状。覆盖型岩溶表面大多有寒冻剥蚀痕迹。个别石林表面可见到后期的雨蚀沟痕迹。
上述各类覆盖型岩溶均具有若干共同特点。
（1）形态上具土下作用特征。在昂仁、安多、比如、中甸、滇中和黔中等地，均可见到光滑圆润的土下石灰岩溶蚀岩面，基部接近红色风化壳的部位尤为明显；而青藏高原常见的溶蚀槽龛在云贵高原等地（如石林风景区、红枫湖风景区）也可见到。在湘桂地区人工剥露的石林上也可见到小型的穿洞、岩龛和洞穴。此外，愈靠近石林根部，土下形态愈清晰完整：部分石墙石林不同高度上还具有不同的以横向溶槽延伸为主的表面特征，反映石墙或石林的剥露过程是渐进式、多期次和间歇性的。
（2）在分布上，覆盖型岩溶分布的地貌部位具有明显的选择性。一般位于平坦山顶面外围（如安多北山）或高原面上的河源区浅洼地中（如石林风景区），与当地某一级地貌面大致相当或略低。
（3）在覆盖型岩溶出现的地方，大多不同程度地保留着红色风化壳。从残留在安多北山（5125m）等地夷平面上的红色风化壳的性质来看，它们应该是在湿热的环境下形成的。
青藏境内石墙或石林上窗洞内壁存在中新世的再结晶方解石（裂变径迹测绘样品），表明这些岩溶形态在中新世业已形成，如果它们不是一直处于土下而后经逐渐剥露，那是很难保存到现代的（崔之久等，2001）。
四、古岩溶建造中的溶蚀蚀余堆积
1.蚀余堆积
邓自强、张美良等（1988）对桂林地区中生代古岩溶建造做了大量深入细致的野外观察测量，具体描述了多种岩溶建造的岩性特征、形成过程与环境，贡献良多。
2002年张美良现场指导作者考察，确认了他所列举的3种演化类型：（1）底部溶积钙砾岩（占70%—80%）；（2）底部溶积钙屑灰岩（占5%—10%）；（3）不整合面下的建造溶积钙质泥岩（占15%—25%）。作者认为其中第二类，溶积钙屑灰岩基本属于岩溶蚀余堆积。岩性为砂屑灰岩，多含砾或砾质粗粒钙屑至混晶，厚度小（0—2.5m），纵、横向皆变化大。钙屑成分随下伏基岩因地而异，但又有泥屑、灰华屑或铁锰质泥粒掺杂；底面与基岩面在填满基面起伏后变为水平层。最后一项特征说明，它可以转变为非混杂堆积的洞穴沉积。张美良所指第三类，不整合面下的建造实为裂隙填充堆积，也属混杂堆积。就好像旱裂隙、冰楔、地震地裂缝等被填充一样，只不过此处填充物是以岩屑夹杂钙华、淤泥、冲积淤泥灰泥或钙屑而已。它们以各种形式的裂隙与基岩截然分开而成不整合接触，而且常常是溶积钙砾岩的基质部分。
2.古岩溶建造中的其他混杂堆积
（1）中生代石灰岩区混杂堆积。
张美良等所划分的古岩溶钙砾岩实际上就是中生代灰岩区所形成的一系列成因不同的混杂堆积（表49）。据描写，当时地面是起伏较大的山区，相对高度数十至数百米，灰岩陡崖面临各种灰岩区负地形，到处都是临空面，时而发生崩塌坍塌、坡积，以及低处的泥石流、洪积、冲积等。其总的特点是，各类堆积规模小，变化大。以桂林地区为例，堆积面积大于0.5km2有10处；有370多处小于0.1km2。分布高程主要集中在250—300m处，以及400—500m处，高于500m者分布则更为零星；小块，厚几米到几百米，出露形态多变，分布纵横变化也大。由此可见它们的成因和产状，只能是局部的崩塌、坍塌、残积、坡积、泥石流、冲积、洪积，以及化学沉淀等。这一类以陆相碳酸盐岩块为主形成的古岩溶建造，在我国南方如鄂西、湘西、岭南分布很广。此类“溶积钙砾岩”以灰岩角砾含量为主，以杂基填充物为辅。由于其产状、结构变化大，虽在同一碳酸岩区和气候环境，但地貌形态环境复杂，要全面细致地以传统岩石学标准进行岩石分类有较大难度。如果以混杂堆积的成因划分进行分类，则较易进行。原则是不把不同成因的钙积混杂堆积往同一岩石学的类型框架中归纳，而是各自进行混杂堆积成因分类。譬如，以阳朔后背崴为例，众多正、负向岩溶形态构成复杂的混杂堆积环境。槽谷旁侧即临空面下发育各种混杂堆积，如张美良指出：下游段以冲积—淤积和坡积堆积为主；中下游段以坡积堆积为主；中上游段以冲积—淤积间夹残积（蚀余堆积）坡积为主；而崩塌、坍塌则各处随机零星分布。其特点是这些古岩溶建造与古山体分布呈“伴生匹配”。有的古山体高程近1000m，沟谷相邻，地势起伏更大。坡积、残积与局部崩塌、坍塌以及局部冲积等，皆呈小片，零星分布（表410）。总体上是由破碎可溶岩岩块及蚀余堆积就地堆积而成。按张美良总结为“都以过渡性、残留性、新生性为特征标志”。
其中的（底部）溶积钙砾岩即以残积、坡积、崩塌、坍塌和断裂破碎褶皱改造的角砾岩为主。角砾、巨砾一般位移很小，有时基本保持原状，砾间空隙有架空，顶托孔隙连通且变化大，填充物的结构也变化大，基质时而有序时而杂乱，甚至一块巨砾的两侧空隙也能如此。反映了此类混杂堆积形成时，局部小环境很复杂。
同样的成岩特点和环境也显现在湖南耒阳晚燕山期岩溶混杂堆积中。在印支—早燕山期岩溶混杂堆积之上又重新活动的景象（（刘立钧等，1985）。这提示我们，以蚀余堆积为主的岩溶混杂堆积在长期间断后甚至在同一空间上重复出现，也具有一定的旋回性。
（2）古生代的岩溶混杂堆积与蚀余矿床。
在广西、云南晚古生代地层中曾发现许多下二叠纪茅口灰岩的岩脉（M）和灰岩角砾层（区）。据广西第八地质队报道（1978），在数平方千米内就见到灰岩脉2000多图425湖南耒阳晚燕山期岩溶在印支—早燕山期岩溶上复活现象（刘立钧等，1985）1.上泥盆统锡矿山组；2.印支期—早燕山期灰色角砾岩；3.晚燕山期红色角砾岩；4.溶蚀不整合界线条，灰岩角砾层20多个。灰岩脉中的化石是茅口期的蜓类，而围岩中之含晚泥盆世化石—石燕，而灰岩角砾层中的灰岩块则分属石炭纪及早二叠世茅口期的生物灰岩，唯独无早二叠世栖霞灰岩的化石。此类裂隙填充和角砾灰岩的局部存在其过程和性质应类似于前文所提到的广西桂林地区之中生代溶蚀混杂堆积（图426）。
