岩溶陷落柱内岩体杂乱无章，松软的岩层多已粉碎并充填在坚硬的大岩块中间，如陷落柱已形成很长时间，则较早塌陷的岩块多被胶结。而形成较晚的陷落柱，其塌陷沉积物多松散，当岩溶陷落柱遇地下水时，地下水的铁质、钙质就有一部分沉淀在陷落柱接触面和裂隙面上而呈现铁锈色和白色，有时可见到新生代的泥质沉积，这些都是识别岩溶陷落柱的标志。
2.陷落柱堆积特征、发育阶段及分类
李永军等（2006）指出：陷落柱在华北晚古生代和中生代，以及华南三叠世等含煤岩系中广泛分布。华北煤田陷落柱基底多为奥陶纪灰岩，也有寒武纪灰岩。据研究，不同发育阶段的陷落柱和不同时代灰岩中的陷落柱，其堆积物的内部结构是有区别的。
二、混合式（封闭+开放）陷落柱——天坑及洞穴堆积
（一）天坑及其类型——正在形成的混合式陷落柱之一
天坑是由朱学稳提出并获国际同行公认的Karst地貌名词之一，指四壁陡立高数百米、直径数百米的近圆形的“坑”，是Karst地区地下河崩塌而形成，不同于一般的漏斗竖井洼地，是崩塌堆积物最发育的场所之一。已知中国天坑又大又多，占全球2/3以上（49/75）（朱学稳，2010）。中国有四个最大的天坑，即贵州平塘打岱河天坑、重庆奉节小寨天坑、广西乐业大石围天坑和巴马号龙天坑，其直径和深度均超过500m。其中打岱河天坑东西向直径1700m，南北1800m，深543m，是目前已知世界最大天坑（朱学稳，2010）。故天坑也不同于一般在城乡常见的坍陷，尽管有时规模也很大，如2010年5月31日南美危地马拉首都突然出现一个深60m的坍陷，但它只是一般的塌陷，而不是天坑。
朱学稳（2010）把天坑分成两类。
1.塌陷型天坑
塌陷型天坑的发育条件和形成过程经历3个阶段，即地下河阶段、地下崩塌大厅阶段和天坑出露阶段（图826）。
地下河阶段：有一条流水终年不竭的地下河道，是天坑形成的首要条件。因为，天坑容积内物质输出的唯一途径只能是通过一条河道式的水流通道。
地下崩塌阶段：在地下河道水流强烈的熔蚀、侵蚀作用下，在岩层产状平缓、构造裂隙发育、岩石破碎，或多层地下河古道重叠交叉的特别有利部位，地下水道顶板发生坍塌，并逐步扩大，最终形成倒置漏斗状或穹隆状的“地下大厅”。
天坑出露阶段（图826c）：顶板逐渐崩塌，使地下洞穴出露地面，崩塌体最后形成部分呈倒石堆形式，部分成为完整的锥状堆积体（图826b）可称为坍积锥，类似的坍积锥可以成群出现于不同的天坑部位和洞穴中（图826c，图827）。
2.冲蚀型天坑
与塌陷型天坑的形成条件相比较，在岩性、含水层包气带性质与厚度及气候与水文地质特性方面，冲蚀型天坑的形成条件与其相近。岩层的平缓产状，也是岩层水平分布式冲蚀型天坑发育的基本条件。塌陷型天坑和冲蚀型天坑均有重要的地下河及发达的洞穴系统与之相随，但它们之间的关系却有主从的差别。地下河的存在与发育是塌陷型天坑形成绝对必要的条件。但对冲蚀型天坑来说，地下河的发育与形成则是其伴生的产物，即地下河的存在是冲蚀型天坑形成作用的结果，而不是其发育的前提条件。
概括地说，冲蚀型天坑形成的主要条件是，沉积厚度较大的非可溶性岩层与可溶性岩层的同时存在；二者间有断然的分布出露或接触关系；可溶性岩含水层有数十至百米以上的包气带厚度；来自非可溶性岩分布区外源水的水源充足，并集中注入可溶岩含水层中。这在喀斯特区并不是经常可以出现的，故冲蚀型天坑远较塌陷型天坑为少。
与常见的崩塌型天坑相比，冲蚀型天坑是另一种较少见的天坑类型（表812），其与崩塌型天坑的区别在于冲蚀型天坑形成于有外源水流的地方，而崩塌型天坑却独立于地表排水外。因此，冲蚀型天坑中洞穴暗河只是流出，并无流入。就堆积物而言，前者崩塌堆物丰富，后者则很少，且多为冲积物。
形成年代（中国）早更新世以来晚更新世以来在国际上广泛采用中国人首创的“天坑”名词以前，都称其为“崩塌漏斗”（col lapsedoline。Walthametal，1993）。Waltham曾划分六种不同类型的漏斗及不同性质的堆积物。当然也都具有不同的边界条件（图828），有不同性质上覆的土层和岩层，并不都是纯粹的灰岩层。从对比也可以看出，天坑的规模确实比漏斗大多了。同时，前者还一定是在大型地下河的作用下形成，这是二者的重要区别。图829仅显示一种全锥状和半锥状堆积地貌，其内部结构未见描述（据推测应与地面上的倒石堆结构类似）。但仅是这一内容的提出已经大大丰富了关于陷落柱研究的内容。从发生学观点看，天坑堆积过程是陷落柱形成的一种演示，但达不到真正的陷落柱阶段，因为有地下河不停地搬运。故天坑只是其形成的开始而没有结果——陷落柱，所以天坑只是陷落柱和一般的洞穴堆积的过渡类型。但Nichols在谈到蒸发岩溶蚀时，在水平层位的上层顶板下，上层灰岩块顺序倒塌的碎块叠置在基部蒸发岩碎屑层上，也构成一种非常典型的洞穴崩塌堆积，有明显的空隙和相应的填充物（Nichols，2009）。这可能是陷落柱形成的雏形（图830）。
（二）混合式雏形陷落柱之二——洞穴堆积
洞穴堆积是单独的一个第四纪沉积类型。其实从成因看，它与陷落柱并无本质区别，都以崩塌为主，但时有地下水流带来的外来物质，有次生的化学沉淀物以及杂乱无章等。当然，作为从混杂堆积的洞穴堆积不包括化学沉积，但却经常有岩溶过程参与洞穴堆积。洞穴化学沉积物碳酸钙等会发生再溶蚀，因此产生大量溶蚀孔洞和裂隙，特别是洞穴底处，在本书第四章（第三节）也有提及。同时，洞穴埋藏沉积物中的再溶解作用和新的充填作用又是前后伴生的。因此，又为再结晶方解石提供了生成条件（它们是用裂变径迹（FT）测年的可用材料之一）。总之，洞穴堆积是混杂堆积和其他地下河沉积的混合体，也是一个不同层次的综合体。
在高寒地区，如青藏高原安多北山，洞穴中的钙积和寒冻风化的崩塌碎石互层，构成连续剖面，呈假整合关系，在钙层丰富的环境下，寒冻风化堆积层也呈半胶结状态。
同时也有钙化层与寒冻风化堆积层不整合关系。钙化表面有大量溶蚀现象，寒冻风化堆积物直接覆于其上，若出现沉积中断，则可能是气候变冷使寒冻风化作用立即出现。该洞穴钙化层经测年为9万aBP，正值末次冰期到来。同样，在温带环境下的华北、东北也有。
洞穴崩塌堆积常与石灰体等及风化产物——黏土物质混合堆积，有时下部是崩塌岩块而上部全被石灰体掩盖。如辽宁本溪水洞（图831），在崩塌岩块上覆盖了厚层灰体钙板，形成“大雪山”景观（曲景惠等，2009）。
另据报道，在热带的南台湾垦丁地区，第四纪灰岩洞穴中也可见到灰岩角砾与Ca CO3沉淀物混合在一起（王鑫，1998，2004）。
以上是指洞穴中之崩塌块砾与化学沉淀物已达到水乳交融难以区分，而有时洞穴外来水流所沉积的地下河沉积，如北京周口店猿人洞之“下砾石层”则可以单独划分出来。无序和有序层以互层出现（图832），为便于了解周口店洞穴堆积全貌，特引周口店北京猿人发现者裴文中先生所绘之周口店洞穴及洞穴堆积素描图加剖面图（图833）（裴文中，1936）。
以北京周口店洞穴堆积为例：
（1）周口店第十四地点剖面介绍（杨子赓等，1985）。
周口店第十四地点剖面描述（鱼岭）自上而下：
不整合
中奥陶统马家沟灰岩（基岩）。
由以上描述和图示可见，瑏瑢层以洞穴堆积为主，也间有地下河堆积层（10），（1）—（4）层以地下河堆积为主。瑏瑢瑏瑡（10）（7）（6）（5）（4）（2）层中皆含角砾或巨砾，都是可溶性角砾，是灰岩顶层或侧壁坍塌或倒塌的产物，而（9）（8）（3）（1）层则以地下河沉积为主。即使在前面8层中也有洞穴化学沉积和粉砂细砾层产出。但混杂特征还是占了上风。特别是图中第5层底层粉砂细砾层被上面巨砾压成弯曲变形。
（2）周口店洞穴堆积与环境。
换个角度看，以周口店第一地点为例，洞穴混杂堆积也就是一个大的洞穴或裂隙填充混杂堆积综合体（图833—图835），只不过这种裂隙大，不能等同于地震造成的地裂缝或干缩造成的龟裂和寒冻造成的“冰楔”、“砂楔”，甚至于城市中有时出现塌陷洞穴，再经人工充填等。
洞穴堆积也是一个研究环境变迁的良好载体，以周口店第一地点为例，就提供了系统的环境变迁过程（表813）。如对全剖面的石英砂的扫描电镜观察，能从石英表面熔蚀程度判别气候状况，更可以利用粒度分析以及碳酸钙含量、SiO2/Al2O3比等了解气候变化过程。
在这漫长的50万a中气候是存在波动的，有冷、暖、干、湿的交替变化。从剖面结构来看，有五层反映气候温湿的微晶方解石层（IW5、IW6—（7）、IW7—（2）、IW10—（1）、IW12—（3）），其中以IW5层的最厚，可达45cm，IW6—（7）层和IW7—（2）层，方解石结晶层厚分别为27cm与17cm。此外，IW8、9层中砾石普遍具有较强烈的溶蚀现象，并有10cm厚的钟乳石层，小角砾均风化呈网格状。IW12层中含有两个极薄的方解石微晶层，该层角砾风化强烈，底部还存在一透镜状钟乳石，这些均说明IW12层，50万—60万aBP中，气候也是温暖的（钱方等，1985）。
在总的温暖的背景上，从灰岩角砾的多寡及风化情况也能看出该段时期的气候波动。如第13层中，下部为黏土角砾层，砂砾中仅含少量灰岩角砾，且被红褐色黏土充填，角砾粒径一般为7cm×5cm×1cm，是所有各堆积层中灰岩含量最少，粒径最小者。
表现为灰岩碎块的溶蚀比较强烈，蚀余的铁、锰物质变成红褐色黏土，说明这乃是气候相当温暖的一段时间（杨子赓等，1985）（图836，图838）。
总之，北京猿人在老洞和新洞中共生活了50多万a，也在堆积层中留下了灰烬层，烧骨等人工混杂堆积（图832）。
（3）周口店一号地点洞穴堆积年代及速率（图837，图838）。
如果以布容松山期界线控制，北京猿人洞穴第14层上部可与19段对比（图837）。深海岩芯的B/M线一般划在19段的间冰期中，北京猿人洞则在第13与14层之间或第14层上部（钱方等，1985）。前已述，其孢粉组合反映为温暖偏干的间冰期环境。第13层角砾层则可以对比18段；第12层砂层对比17段；第11层角砾层对比16段；第10层灰烬层依次对比15段（50.2万—54万aBP）。东壁裂变径迹年代为46.2万aBP（郭士伦等，1980），顶部的堆积物（山顶洞）可对比δ18O2阶段（1.3万—3.6万aBP），可以推测整个洞深达50m，底部（如第10层灰烬层）已超过50万a。简单对比得知，1万a堆积1m左右，这可以看做是第一地点洞穴混杂堆积的速率。当然，这不足以作为其他类型陷落柱的堆积速率。
总之，由以上各类崩塌堆积的特点对比可知，气下开放环境临空面上的崩塌和天坑封闭环境下的崩塌基本上是类似的，可见这两者与以洞顶自下而上的塌陷或崩塌是不同的。后者与前者的差别是具有平行的堆积层次，而典型的洞穴堆积则平行层次更为明显，且地下水作用明显，所不同的是天坑的地下河把部分塌陷物带走了，而一般的洞穴却留下了塌陷物，在以上各类中天坑则具有过渡性的特点，它形成不了“柱状”堆积体，而洞穴堆积却可以（图838）。
