溶洞發育與地質構造有什麼關系

⑴ 溶洞發育的地質構造為什麼是向斜而不是背斜

溶洞是地層礦物質被地下水溶蝕以後形成的地質構造形態。她有三個必備條件版：

1. 構造地下地權層的物質具有水溶性，水溶性地層足夠深厚；

2. 有足夠的水溶劑供應；

3. 有足夠長的時間。

   你的問題不考慮不需要其他條件，涉及的是第二個條件：足夠多的水溶劑供應與先期地質構造的關系。

   向斜構造是一種褶皺谷地，是地下的集水帶，地面徑流在滲入地下以後，必定在重力作用下，從背斜部位匯集向向斜部位，並且通過向斜部位向更低處流動，可見，就「水溶劑」而言，向斜部位是豐於背斜的（當然，如果沒有地史時期整體的抬升，豐水區的向斜也不太可能形成溶洞）。

⑵ 溶洞中有哪些沉積遺跡和地質構造

沉積遺跡：復
溶有碳酸氫鈣的水，制當從溶洞頂滴到洞底時，由於水分的蒸發或壓強減少，以及溫度的變化都會使二氧化碳溶解度減小而析出碳酸鈣的沉澱。這些沉澱經過千百萬年的積聚，漸漸形成了鍾乳石、石筍等。如果溶有碳酸氫鈣的水從溶洞頂上滴落，隨著水分和二氧化碳的揮發，則析出的碳酸鈣就會積聚成鍾乳石、石幔、石花。洞頂的鍾乳石與地面的石筍連接起來了，就會形成奇特的石柱。
地質構造：

地下水流沿可溶性岩層的各種構造面（如層面、斷裂面、節理裂隙面）進行溶蝕及侵蝕作用所形成的地下洞穴。

⑶ 地質構造與地質構造帶有什麼區別

地質構造，是由於構造運動形成的地質形態，主要包括斷層和褶皺兩種，以回及它們衍生出答來的其他形態，例如地塹、地壘、隆起、凹陷、等等。地質構造帶則是由大地應力引起的有規律排列的地質構造。舉個例子，在剪切應力的作用下，形成規則排列的走滑斷層組，例如郯廬斷裂帶。還比如在大地擠壓應力下形成的擠壓褶皺帶和推覆帶，這些都是地質構造帶。希望我的回答可以幫到你。祝你好運。

⑷ 地質構造與構造地貌有什麼關系

地質來構造是一定的地質作用使岩層的源埋藏狀況發生了某種相應的改變，比如受到擠壓彎曲形成褶皺，其中向上隆起的形成背斜，向下彎曲的形成向斜；或者使岩層斷裂形成斷層，相對於兩邊上升的岩塊形成地壘，下降的形成地塹。
構造地貌是地質構造形成的地表面貌，如背斜構造長形成的構造地貌是山嶺，當然在其他條件影響下也可能形成谷地，等等
希望採納

⑸ 岩溶水富集的地質構造因素

地質構造及新構造運動是岩溶發育的必要條件，也是岩溶發育的內在控制因素之一。斷層、裂隙、接觸帶等構造，為地下水的初始徑流和溶蝕作用提供了必需的通道，新構造運動為地下水的運動和溶蝕作用提供了動力條件，其特徵控制了岩溶發育的分帶和成層性，以及岩溶水系統的邊界特徵，引起了岩溶發育的均勻性、含水層富水性的差異，由此也決定了岩溶水的富集特徵。

2.1.3.1 新構造運動特徵

西南岩溶石山地區，新構造運動對岩溶發育的影響表現為強烈的斷裂活動及差異上升、沉降所造成的岩體破裂、岩體結構的改變、巨大的地勢起伏與地貌變化。斷塊隆升形成了岩溶斷塊山地，區域抬升造就了岩溶高原，斷裂急劇活動形成了岩溶高原峽谷，斷裂的拉分形成了岩溶斷陷盆地，間歇性的差異上升則產生了多層岩溶台地和溶洞，大面積的沉降區發展成了寬闊的平原。同時，新構造運動中的斷裂活動加劇了碳酸鹽岩的破裂程度，不斷擴充新的徑流通道，促進了岩溶的發展和分異。斷塊差異上升導致地形高差加大，為地下水循環提供了動力，使得「三水」轉換連續不斷，溶蝕作用得以持續進行。因此，新構造運動是岩溶發育的內在動力條件，其特徵決定了一定區域的岩溶及其水文地質面貌。

隆起上升區大都形成岩溶石山及台地。地表碳酸鹽岩裸露，次級地貌峰叢、峰林、窪地、漏斗和落水洞發育，呈峰叢窪地、峰叢谷地等地貌形態組合。為適應強烈的地殼上升和侵蝕基準面的下降，垂向溶蝕強烈，持續向深部發展，形成規模巨大的溶洞管道系統，埋藏深度大，岩溶發育極不均勻。這樣的地區多屬於岩溶水的補給、徑流區，以溶洞管道流為主，岩溶水力坡度大，水流速度快，動態變化劇烈。岩溶水深埋，含水層富水性極不均勻。

下降區常沿斷裂帶形成一系列的岩溶斷陷盆地、深切河谷，多為岩溶水的匯集、排泄區。岩溶斷陷盆地區，岩溶含水層組從山區至盆底由裸露轉變為覆蓋或埋藏型。裸露岩溶山區為岩溶水的主要補給徑流區，岩溶發育極不均一，導儲水空間以溶洞管道為主，岩溶水流快急，儲存調節能力弱，水位流量季節變化劇烈，岩溶水部分以懸掛泉及下降泉、暗河出口的形式，在弱透水層(帶)頂面和溝谷中排泄，大部分在山邊土石分界線附近排泄，剩餘部分繼續向深部徑流。覆蓋或埋藏岩溶區岩溶發育較均一，儲水空間以管隙為主，岩溶發育深度大，一般直至碳酸鹽岩底板仍有發育。通常是岩溶水的儲集區，但在部分處於區域深層徑流過程中的盆地，同時也是岩溶水的徑流區。這類地區岩溶水資源豐富，動態穩定。山間河谷區岩溶水匯集，水動力強，侵蝕溶蝕作用強烈，岩溶發育，嶺坡地帶岩溶發育極不均一，導儲水空間主要為溶洞管道，岩溶水以溶洞管道流為主，岩溶水流順坡向快速徑流，動態變幅大，在坡上一些緩台地、弱透水層、阻水斷層或岩溶弱發育帶頂面上有部分懸掛泉流和暗河出露。在谷底常形成沿河帶狀分布的泉、暗河集中排泄點及富水塊段，岩溶發育較均一，岩溶水資源豐富，動態較穩定。

2.1.3.2 岩溶水富集的構造特徵

地質構造控制著岩溶發育的特徵，最直接地表現為構造破裂對岩溶發育的控製作用。水對碳酸鹽岩的溶蝕一般自裂隙開始，岩溶本身往往就是裂隙溶蝕擴展的結果，裂隙越多，岩溶水入滲條件越好，岩溶越發育。因此，一般在斷層、斷層交匯部位、背斜軸部、背斜和向斜的轉折端、特別是傾伏背斜和向斜的傾伏端和仰起端、碳酸鹽岩與非可溶岩斷層接觸帶等構造應力集中的部位，岩體破碎，裂隙發育，岩溶發育較強烈，形成地下水徑流和儲存的良好空間，為岩溶水的富集創造了條件^[5]。

地質構造控制了岩溶含水層與相對隔水層(帶)在空間上的組合形式和特徵，對岩溶水系統的邊界、水文地質結構類型和特性往往起著決定性的作用，從而也決定了其水文地質及岩溶水富集的特徵。對於一個透水的岩層(帶)，即使有充分的地下水補給條件，也還需要在其周圍和下面有相對隔水層(帶)與之相互組合，把重力水封托住，使之不致完全流失，才能形成含水層。因此，要掌握岩溶水富集規律，找到可供開發的水源地，還必須研究透水層和隔水層(帶)所組成的各種地質構造。儲水構造就是透水層與隔水層(帶)相互結合而構成的能夠富集和儲存地下水的地質構造形式。對於儲水構造已經有許多研究成果^[6]，在此，作者僅將常見的幾種儲水構造和岩溶水富集特徵歸納如下，以提供岩溶找水的地質構造標志。

2.1.3.2.1 水平儲水構造

指岩溶含水層產狀水平或近於水平，以地形分水嶺為匯水邊界，河谷為其排泄邊界，隔水層或岩溶弱發育帶頂面為隔水底板的儲水構造。

在岩溶石山區，當水平隔水底板高於當地排泄基準時，就形成了滯水型岩溶水系統，賦存岩溶上層滯水。由於水平碳酸鹽岩層構造變形小，破裂程度低，岩溶發育不均勻，以孤立的溶洞管道、溶隙帶為主，加之含水層沿排泄邊界暴露於谷坡上，岩溶水排泄通暢，這種水平儲水構造的岩溶水儲存量有限，動態變幅很大，允許開采量主要為徑流量，開采方式主要是截引泉或暗河水流。一般可在低窪地帶的含水層與下伏隔水層接觸面上找到富含水段。因其多處在乾旱缺水的岩溶山區，開發利用價值大，是解決岩溶山區農村生活和生產用水困難的重要水源。在岩溶盆地、寬谷底部平壩區等平坦開闊的區域，水平隔水底板通常低於當地排泄基準，水平碳酸鹽岩層處於半淹沒或淹沒狀態，岩溶發育程度高，也較為均勻，岩溶水水位面平緩，主要為水平擴散流，它的儲水條件較之岩溶石山區要優越得多，側向常常存在阻水邊界，岩溶含水層往往儲水豐富。

2.1.3.2.2 單斜儲水構造

由均勻狀岩溶含水層組或間互狀岩溶含水層組構成的單斜構造，當岩溶含水層的傾伏端具備阻水條件時，在適宜的補給條件下即形成單斜儲水構造。

單斜儲水構造在均勻狀岩溶含水層組條件下，形成潛水含水層；在間互狀岩溶含水層組條件下，則形成潛水-承壓含水層。前者岩溶一般順層面發育強烈，且不均勻，地表發育落水洞、盲谷，地下發育岩溶溶洞、管道，以溶洞管道為主要儲水空間；後者由於層間裂隙發育細而密集，在此基礎上發育的岩溶裂隙較為均勻。岩溶水系統具明顯的功能分帶性，掀起端為岩溶水補給區，獲得補給後，順岩層層面徑流，在傾伏端岩溶含水層與其他隔水層的接觸帶溢出或湧出，以暗河出口、泉、散流帶的形式排泄或繼續作深遠程徑流。單斜儲水構造排泄區附近即為岩溶水富集帶，溢出泉、上升泉發育普遍，流量大且穩定，常成為重要的水源地。

2.1.3.2.3 褶皺儲水構造

由間互狀岩溶含水層組構成的褶皺構造，不透水的非可溶岩層構成隔水邊界，透水的碳酸鹽岩層成為含水介質，在適宜的補給條件下，褶皺構造中儲集岩溶水，形成褶皺儲水構造。其中包括向斜儲水構造和背斜儲水構造。

從空間形態和地質結構來看，向斜儲水構造通常都有利於岩溶水的聚集，是典型的匯水構造。向斜儲水構造由翼部圈閉的非可溶岩層組成隔水邊界，岩溶水從地形較高的岩溶透水層裸露區接受補給，向地形較低的核部或翼部匯集，溢流排泄，構成良好的岩溶水富集條件。一般在盆地邊緣形成暗河、泉等天然出露的水源地。由於存在圈閉較好的隔水邊界，在向斜儲水構造背景上發育的暗河，最有利於通過暗河通道築壩和灌漿防滲，建設地下水庫。而向斜軸部和轉折端等張應力集中帶，因裂隙發育而溶蝕強烈，常常形成富水塊段。

背斜儲水構造由圈閉的非可溶岩層及地下分水嶺組成岩溶水系統邊界。岩溶水的補給、徑流、排泄特徵與向斜儲水構造相似。往往沿核部張應力集中帶發育斷層和裂隙帶，平行軸向溶洞管道發育，地表形成谷地、串珠狀窪地和落水洞，常形成岩溶水集中徑流帶。一般背斜軸部和傾伏端，張裂隙發育，岩石破碎，岩溶發育強烈而不均勻，常常形成富水塊段。

2.1.3.2.4 斷層儲水構造

斷層儲水構造是由構造岩帶及其影響帶中的裂隙構成含水介質，以兩側較完整的岩石構成相對隔水邊界，在適宜的補給條件下形成的帶狀儲水構造。斷層並非都含水，有些斷層因為其構造岩帶被完全膠結，不但不含水，反而起隔水作用。有些斷層雖然是含水的，但其各個部位的富水性很不均一，有的部位含水豐富，有的部位貧水，甚至不含水。斷層的富水性是很復雜的。而斷層儲水構造僅指那些具備了儲水條件的斷層構造。

形成於碳酸鹽岩中的斷層，其構造岩帶及其影響帶裂隙發育，岩石破碎，岩溶作用強烈，常沿走向發育溶洞、管道，地表相應的形成谷地、串珠狀窪地和落水洞，只要地形條件適宜，往往成為集水廊道，匯集廣大范圍內岩溶含水層中的地下水，形成岩溶水富集帶。

2.1.3.2.5 接觸帶儲水構造

主要是侵入岩與可溶的碳酸鹽岩地層接觸而形成儲水條件的儲水構造。由於侵入岩不可溶蝕，完整性好，構成了隔水底板；侵入岩體與周圍碳酸鹽岩的接觸帶裂隙特別發育，加之地下水易於聚集在這一界面上，並常伴有地熱高異常的影響，溶蝕作用強烈，岩溶儲水空間很發育，因而形成了侵入岩體懸托式的儲水構造。常沿接觸帶形成帶狀的岩溶富含水段。在侵入岩頂面呈盆、槽狀的地段，常常富集了豐富的岩溶水。

2.1.3.2.6 表層帶儲水構造

表層帶儲水構造是以表層岩溶帶為含水介質，以其下弱岩溶化的碳酸鹽岩層或其他非可溶岩層為隔水底板而構成的儲水構造。

「表層岩溶帶」(epikarst zone)一詞，最先由法國地學家Mangin A.於20世紀70年代使用於岩溶水文學方面，目的是為了區分出岩溶水動力帶的包氣帶中上部相對含水比較豐富的部分，使岩溶水垂向分帶更加完善。20世紀80年代Williams P.A.在分析新幾內亞等地的岩溶漏斗和窪地的成因時，又提出了「淺表層」(subcutaneous layer)的概念，以說明表層岩溶的集中溶蝕過程。實際上，「淺表層」的含義與「表層岩溶帶」相似，但更強調岩溶區植被和表層土壤的存在及岩溶動力意義。在我國，袁道先首先使用岩溶表層帶的術語，並自20世紀80年代後期以來，帶領國土資源部岩溶動力學開放實驗室的研究人員，以桂林試驗場為基地，對表層岩溶帶的結構、動力條件、岩溶特徵、水文地質特徵以及對岩溶水的調蓄進行了系統研究，並以此為基礎，創立了岩溶動力學^[7]。概括成一般概念，「表層岩溶帶」是由強烈的溶蝕作用在碳酸鹽岩表層形成的密集而不規則的岩溶微空隙形態構成的岩溶化帶。一般厚度為2～30m，在地形相對平緩的地段，如：碳酸鹽岩淺埋的岩溶盆地邊緣、谷地和夷平面、溶蝕檯面，峰叢山區的埡口、窪地、峰頂均是表層岩溶帶發育較好的部位。

表層岩溶帶發育密集的溶溝、溶槽、溶隙、溶孔等岩溶空隙，成為岩溶水的賦存空間，構成含水層。當其底部存在弱岩溶化的碳酸鹽岩或其他非可溶岩隔水層，並且岩層傾角較小、地形低窪或較為平緩時，就形成了表層帶儲水構造。表層岩溶水主要來自大氣降水的滲入補給，受地形限制，匯水面積一般較小，岩溶水主要順斜坡徑流，往往在地形轉折的地段呈分散的滲流或小泉點的形式排泄。通常在寬緩的窪地、槽谷、盆地邊緣等匯水和蓄水條件較好的地段表層含水層的富水性較強。若加上斷層的影響，以及下伏存在分布較廣、產狀平緩的不純碳酸鹽岩或非可溶岩隔水層，則可形成流量較大的表層泉或表層帶富水塊段。

通過上述分析研究，作者結合自身的實際經驗，歸納總結了地貌、含水層組、地質構造等岩溶水富集的控制因素及其富水特徵，提煉出了相應的找水標志。但在岩溶水的勘查和開發實踐中，我們必須認識到，岩溶水的富集並不是僅僅由某一因素單獨決定的，而是各種因素共同作用的結果，僅只有在特定的條件下，其中的某一、二個因素可能成為相對主導的因素，這一點即使是在以上的分述內容中也可以感受到。因此，只有進行系統的水文地質測繪，對控制岩溶水富集的各種因素進行深入的分析和綜合研究，才能准確地找到可供開發利用的岩溶水源地。

⑹ 河流發育與地質構造和地貌關系

1.斷層構造容易形成很陡的山和峽谷.比如華山. 2.背斜頂部受張力,容易被侵蝕,所以容易發展為河谷地形. 3.向斜頂部受擠壓,所以容易形成丘陵或者山峰.

⑺ 岩溶與地質構造的關系

岩溶與構造的關系，直接表現為主要岩溶形態都是岩溶水沿導水構造空間溶蝕、侵蝕擴大的結果。其中有溶蝕擴大而成的各種負向形態，有因侵蝕切割和溶蝕而形成的各種正向形態。由於破裂構造連通性的不同和岩溶水質的差異，不是所有的構造縫、隙都隨溶蝕擴大形成岩溶空間，只有那些連通性好的縫、隙，同時為具有侵蝕性能的岩溶水所流經，產生不斷的溶蝕、侵蝕作用，才能造就千姿百態的岩溶形態。若在岩溶作用過程中，岩溶水趨於飽和而產生沉澱，或溶蝕速度小於沉澱速度，則導水空間漸被充填堵塞，岩溶水流動受阻，岩溶作用漸趨減弱直至停滯。此後，新的岩溶作用即有賴於再次構造運動的破壞，恢復構造縫隙的連通性，才能使岩溶作用再獲生機。因此，地殼多期的活動，有助於岩溶作用持續或斷續地進行。新構造形跡在找水中有重要的意義，其原因之一就是由於該時期發育的斷裂、裂隙系統近期仍有活動，又未被充填癒合，而具有較好導水性能。

岩溶作用除受構造因素制約外，還受到地層岩性、水文地質，氣候、生物等因素的制約，但這些因素又往往與不同地史時期的地質構造事件緊密相關，並受其形成的構造形跡的影響。如因構造作用而產生的岩性的變化；因構造條件的改變使地形改觀而形成新的水文地質格局；因構造變動使自然環境轉變而導致氣候、生物產生水平和垂直分帶現象，所有這些，對岩溶作用均有深刻的影響。

構造控制岩溶發育的這一關系，反映兩者在空間分布和形成時間（時序關系）的規律性[1]，並通過構造特徵、岩溶形態、岩溶沉積及堆積物加以體現。空間上的構造控制特徵不但反映在岩溶個體形態方面，同時也反映在岩溶組合形態特徵上，如峰叢窪（谷）地多與地殼上升導致潛水面的下降和包氣帶的增厚，岩溶水沿陡傾角的斷裂、裂隙向下不均勻的滲透，造成不同程度的溶蝕分割有關；峰林平原則常因區域相對下降，形成構造匯水區，發育地表及地下水系，由流水岩溶作用而成。岩溶斷陷盆地和岩溶斷塊山地成因的構造控制更是顯而易見。此外，關於岩溶形態的空間排列特徵，常受構造制約而具方向性、等距性、成層性等[11]。

時間上的控制規律反映在時期不同、地質構造性質不同和由此引發的其他因素更不同，其對岩溶作用的影響也不同。如不同時期的古岩溶環境，無論是在地殼結構、水圈、氣圈的組成都有不同，因而各時期岩溶的成生發展都不會是千篇一律或作簡單的重復。由此可見，「岩溶旋迴」的提法似有不妥，而應用「岩溶階段」似更為合適。

地史說明，自元古代至中、新生代曾有多期次的構造運動，其間有時間長短不一的沉積間斷期，形成相應的大陸地形，在可溶岩地區即發育岩溶地貌。由於各期次構造運動性質不同，岩溶環境差異頗大，且岩溶作用時間長短也不一，從而造成各階段岩溶化地塊的組成、結構、相關關系等彼此差異相應較大。我國南方岩溶地區由於古生代的構造運動多屬振盪造陸性質。碳酸鹽岩中未能形成連通性良好的導水構造系統，或只孕育地帶性、局部性的儲水或導水帶空間。因此，盡管一些地區的間斷期較長，但終因構造及岩溶發育條件的欠缺，而難以形成如近代所見的地表及地下的各類完整岩溶系統。地表僅以發育溶蝕分割不大的丘叢窪地為主，地下洞穴系統發育不完善。中生代期間，普遍經歷了印支期和燕山期的造陸、造山運動，碳酸鹽岩受褶皺、斷裂破壞，形成連通性良好的導水構造，在適宜的岩性、氣候條件下，岩溶向縱深發展。特別是到晚白堊世，由於斷塊的升降，岩溶區內大小盆地相繼形成，隨著盆地邊緣地塊的上升和盆地內部的下陷，上升區峰、窪向縱深發展而由丘叢向峰叢演化，同時發育一定規模的洞穴系統。下陷區則成為溶蝕殘余及侵蝕崩塌物的沉積、堆積場所。一些岩溶型礦床也以充填洞穴型或岩溶交代型等產出，反映當時岩溶作用具有多種形式。晚白堊世以後，早、中始新世間和漸新世與中新世期間，地殼運動又趨於激化。直到中新世至全新世，地殼趨於相對穩定，以差異升降運動為主，有利於各類岩溶系統的配套、完善。在前期峰叢地貌及洞穴系統的基礎上，在構造匯水地帶，由於流水岩溶發育，局部分化形成峰林地貌，除於殘峰的中上部尚保存不同特色的洞穴系統外，局部尚發育較均一的、地下水切深較小的由洞、縫、隙組成的地下水文網。在繼承性發育的峰叢區，則以形成完整的洞穴系統，並組成多級跌水的地下水文網為特徵。

縱觀岩溶體系的發育歷史，認為我國南方岩溶地貌主要發育在強烈的地殼運動上升時期，岩溶作用以塑造峰體（群）及形成洞穴、窪（谷）地等改造作用為主；而在相對穩定（寧靜）時期，岩溶作用以繼承改造峰體（群），完善洞穴系統以及形成岩溶建造作用為主。因此，燕山晚期（以晚白堊世為主）和喜馬拉雅晚期（新近紀末至第四紀初），是地史上的兩個主要岩溶體系配套發育完善時期。

⑻ 岩溶區溶洞的發育機制分析

岩溶包括溶洞的發育，一般應具備四個條件：可溶性的岩石、岩石具有結構裂隙通道、流動的地下水、水具有侵蝕性。

岩溶區溶洞的發育過程，本質上是水對碳酸鹽岩的溶解作用。而碳酸鹽岩被水溶解的過程，就是組成這類岩石的碳酸鹽礦物如方解石、白雲石等和水之間發生的化學反應。

1.1.1 碳酸鹽岩的溶解作用

碳酸鹽岩可分為純碳酸鹽岩和不純碳酸鹽岩類。純碳酸鹽岩主要由方解石(CaCO₃)和白雲石[CaMg(CO₃)₂]兩種礦物組成，而不純碳酸鹽岩類是碳酸鹽岩(方解石、白雲石組成者)與碎屑岩(砂質和粘土質)之間的過渡類型。

從岩石成因來看，我國的碳酸鹽岩主要分為三大類：①石灰岩，主要是淺海相碳酸鹽岩台地沉積而成，並往往伴有生物成因；②各種成分的大理岩和結晶灰岩，主要由變質作用形成的，常呈粒狀變晶結構；③白雲岩，由成岩後白雲石化作用形成，常呈晶粒結構。

天然狀態下，碳酸鹽岩的溶解是一個復雜的物理化學過程，它既有物質之間的化學反應，也有物質微粒的擴散運動。

碳酸鈣是碳酸鹽岩類的重要成分，分析碳酸鈣的溶解過程，可以代表碳酸鹽岩類溶解的基本情況。

國內有學者研究表明^[22]，碳酸鹽岩的溶解作用具有以下特點：①溶蝕作用包括了化學溶蝕和機械破壞兩方面，溶解作用要佔總量的90%以上，岩溶的發育主要受富含 CO₂的侵蝕性水流溶解所致，淺部的岩溶發育強度強於深部，具有更大的開放性，易受大氣、土壤、生物作用的影響使得地下水富含 CO₂，具有更大的侵蝕性；②溶蝕度隨深度的增加而減少；③機械破壞作用量佔2%～14%。應力破壞有利於岩溶作用的發展，在水動力條件較好的區段，岩溶相對發育；④溶蝕作用指標與岩石化學成分分析結果比較，CaO含量越低，其比溶解度就越低。

1.1.1.1 碳酸鹽岩的溶解反應

碳酸鹽類岩石的溶解，以石灰岩為例，其溶解過程可理解為：首先石灰岩直接溶解於沒有碳酸的純水中，它的反應為：

岩溶區溶洞及土洞對建築地基的影響

[Ca²⁺][

]=K，K為平衡常數即濃度積。這時溶解作用是很快進行的，實際上立刻就達到平衡，其溶解度見表1-1^[23]。

表1-1 CaCO₃在不含CO₂的純水中的溶解度Table1-1 Solubility of CaCO₃ in the purity water with no CO₂

自然界中純水是極少的。水中含有的CO₂，其中一部分呈物理不溶解狀態存在與水中，一部分與水化合成碳酸。在溫度4℃時，水中只有0.7%的CO₂是與水化合的，其餘99.3%均呈物理狀態，稱游離CO₂，化合狀態CO₂稱為侵蝕性CO₂。物理狀態的CO₂不能直接與石灰岩起化學作用，而是起平衡作用。與石灰岩起化學反應的只有與水化合形成的碳酸，碳酸電離後產生H⁺離子^[24]。

岩溶區溶洞及土洞對建築地基的影響

式(1-2)中碳酸電離後的H⁺離子與(1-1)式中的

化合成為重碳酸根：

岩溶區溶洞及土洞對建築地基的影響

即：

岩溶區溶洞及土洞對建築地基的影響

由於(1-1)式中

與(1-2)式中的H⁺離子化合，故(1-1)式中

減少，破壞了(1-1)式中的平衡關系，必須從石灰岩石中繼續溶解得到新的

來補充，重新恢復平衡，這樣就引起石灰岩的新的溶解。

溶解於水中的0.7%的CO₂，因溶解CaCO₃而逐漸減少，以致與物理狀態的CO₂之間失去平衡關系。因此，如果要不斷地溶解石灰岩，就必須從存在於水中的物理狀態的CO₂中變來，這樣就開始了連鎖反應，一旦其中的一環節發生變化，就相應地引起其他過程的變更。

還有一點需說明的是，一般人們常常認為岩溶系統是由多種成因的碳酸對碳酸鹽岩的溶蝕結果，但在自然界中，碳酸鹽岩地層，特別是白雲岩地層中多有石膏夾層；在有些自然環境中，硫酸鹽岩(特別是石膏)和碳酸鹽岩成互層沉積。當富含CO₂的溶液(大氣降水或地殼深部熱水)沿可溶岩中的構造裂隙運移過程中，發生的復合岩溶導致岩溶溶洞發育。另外，硫酸鹽岩和碳酸鹽岩的岩溶作用在水溶蝕作用機理上，最主要的區別在於水對碳酸鹽岩的岩溶作用，需要藉助於溶劑CO₂的作用，而水可直接對硫酸鹽岩產生溶蝕作用^[25]。

此外，熱液活動則產生另一種岩溶作用。熱液岩溶在美國、匈牙利、義大利、吉爾吉斯斯坦、阿爾及利亞等地已有發現，這種成因的洞穴形態和洞穴沉積物類型不同於大氣降水成因的洞穴系統，大多沒有滲透帶，與地表沒有聯系。國外學者對匈牙利的研究認為，含CO₂的熱液在上升過程中對碳酸鹽岩溶解形成地下溶洞受構造升降影響，溶蝕形成的溶洞可轉變為沉澱帶在該系統中，碳酸鹽岩溶解度受CO₂分壓、溫度和溶液離子強度的影響^[26]。而在對義大利一些深部溶洞成因研究時發現，熱液系統中富集的H₂S氣體隨熱液向上運移時，在地下水位附近發生氧化後形成硫酸，從而對周圍的碳酸鹽岩產生侵蝕後形成溶洞^[27]。

1.1.1.2 溶解要素之間的平衡關系

碳酸鹽岩的溶解與沉澱既然是可逆反應，它必然受一系列平衡關系所控制^[23]。

1.1.1.2.1 p_CO2平衡

天然水中溶解CO₂的含量與水面空氣的狀態有密切關系。亨利定律指出：氣體的溶解度與該氣體的分壓成正比，與溫度成反比。水中溶解的CO₂可按下式計算：

岩溶區溶洞及土洞對建築地基的影響

式中：L為取決於溫度的CO₂吸收系數；p_CO2為水面大氣中的二氧化碳分壓。

上述關系表示，溶解於水中的CO₂含量與水面大氣中的p_CO2始終趨於一種平衡狀態，可表示為：

岩溶區溶洞及土洞對建築地基的影響

這一平衡關系首先決定著水中所可能含有的CO₂，亦即決定著水可能具有的對碳酸鹽岩的溶解能力，稱為p_CO2平衡。

1.1.1.2.2 侵蝕性平衡

CO₂溶入水中後，與水作用生成H⁺的反應如式(1-2)。這是一個可逆反應。

還可以發生第二級電離：

岩溶區溶洞及土洞對建築地基的影響

但此時生成的H⁺是從已帶有1個負電荷的

離子中分離出來，由於正負電荷的吸引，這一級電離的分解要比式(1-2)所反映的第一級電離困難得多。無論由H₂CO₃或

離解生成的H⁺都對CaCO₃具有侵蝕性。

式(1-4)所反映的平衡關系決定著水中H⁺和

的含量，亦即決定著水溶液對CaCO₃的溶解能力，稱為侵蝕性平衡。

1.1.1.2.3 碳酸鹽的電離平衡

水溶液侵蝕性的形成已如上述。作為溶質的碳酸鹽岩，溶解的化學反應既然是一種離子反應，那麼，它的溶解就首先取決於它的電離特性。

式(1-4)為碳酸鈣在水溶液中電離時的熱動力平衡反應式。這一反應總是趨向於達到平衡，才是最穩定的狀態。稱為熱動力平衡或電離平衡，由此決定了CaCO₃在一定溫度和壓力條件下的溶解度。

1.1.1.2.4 溶解平衡

當碳酸鹽岩離解成為鹼土金屬的陽離子和碳酸根的陰離子、水溶液中的碳酸也離解成為H⁺和

離子時，溶解作用的最後反應就具備了必要條件和充分條件。

從全過程看，在碳酸鹽岩溶解過程中，水裡實際包含了 CO₂、H₂O、OH^-、H⁺、

、H₂CO₃、CaCO₃、MgCO₃、Ca²⁺、Mg²⁺、

等十餘種離子和分子。各組分之間互相作用，在各個環節上存在有關部分的平衡關系。如上所述，它們中最重要的有四個。它們組成一個整體，互相影響，互相作用，構成一個復雜的物理化學平衡體系。

1.1.1.2.5 混合溶解作用

除了以上四種平衡關系外，岩溶水還會產生混合溶蝕現象，它是指兩種方解石濃度不等的水混合後，會降低其方解石的飽和度或重新對方解石具有侵蝕性。前蘇聯學者布涅耶夫1912年發現：當一種方解石的平衡溶液與另一種Ca²⁺濃度不同的水混合後，會重新具有侵蝕性。早在20世紀60年代，國外有學者用其來解釋一些岩溶和溶洞現象。

1.1.1.3 溶解作用中的影響因素

碳酸鹽岩的溶解，除了受水這一重要因素影響外，還將受岩石性質、溫度、濃度梯度、流速等因素的影響。

(1)岩石性質：一般來說，質純層厚，CaCO₃含量高的碳酸鹽岩石較易形成岩溶溶洞。最容易形成溶洞的是石灰岩，次為白雲質灰岩和白雲岩，再其次為泥質灰岩和硅質灰岩，就岩石結構來說，一般顆粒晶粒愈粗，其溶解度愈大，岩溶發育也愈強烈。粗粒結構的岩石孔隙大，岩石的吸水率高，抗侵蝕能力弱，有利於溶洞的發育。

岩石岩層越厚，其含有的難溶物越少，溶解度也越大；薄層碳酸鹽岩常含較多的泥質等雜質，溶解度較小，不利於溶洞的發育。

國土資源部岩溶動力學開放研究實驗室研究表明：不同碳酸鹽岩(石灰岩和白雲岩)試片的侵蝕速率試驗表明，外源水對灰岩的侵蝕速率在1000mm/ka數量級；而外源水對白雲岩的侵蝕速率在100mm/ka數量級。且灰岩侵蝕速率對水動力條件的變化遠較白雲岩敏感，即流速增大時，灰岩溶解速率增加明顯，而白雲岩溶解速率僅有少量增加，反映出兩種主要的碳酸鹽岩在溶解速率控制機理上存在差異。

(2)溫度：溫度變化主要從兩個方面產生影響，一是影響CO₂在水中的溶解或逸出，從而改變了水溶液對碳酸鹽岩的溶解能力；二是水溶液中各反應離子微粒所獲得的環境活動能量發生變化，進而影響反應的進行和速率。

一些碳酸鹽岩的溶解速度與溫度的關系如表1-2。從表中可以看出：碳酸鹽岩在不同溫度時的溶解速度是不同的。白雲岩溶解速度最大值有一部分出現在60℃，另一部分出現在40℃；而灰岩和大理岩溶解速度最大值是在40℃。高溫(如80℃)或低溫(如0.5℃)溶解速度均較低。可見，40～60℃這個溫度段是岩溶發育的最有利的溫度區間^[23]。

表1-2 碳酸水中部分岩石的溶解速度(mg·cm^-2·h^-1)Table1-2 Dissolve velocity of some rock in carbonic acid water(mg·cm^-2·h^-1)

在自然界的開放系統中，溫度和氣候條件對碳酸鹽岩溶解的影響還要復雜得多。現階段所表現的中國南方岩溶比北方岩溶強烈，這是由於降水多和氣候炎熱所致，這兩個因素影響岩石的溶解度，因為：它們使可溶岩更易風化和被溶蝕；易於促進細菌繁殖，分解碳水化合物和碳化物，產生大量CO₂和水中的其他酸類；易於促進擴散和溶解。

Lahmann(1970)、Balaz(1973)和Bauer(1964)等人指出：潮濕熱帶地區，較高的土壤溫度和繁茂的植物釋放CO₂的速度更快。在這些地區的土壤空氣中，生物成因的CO₂濃度比大氣中的濃度大30～100倍。滲過土壤層的地下水，具有較高的侵蝕性，所以，濕熱地區岩溶發育也更強烈。

(3)流速和濃度梯度：岩石的溶解作用總是首先在岩石和水接觸的界面上開始的，顯然，岩—水界面處的狀態環境對溶解作用的進行起重要的控製作用。

碳酸鹽離解生成的Ca²⁺和

離子在岩—水界面處達到一定濃度。它們的乘積接近或等於飽和溶解度時，該處的溶液就達到了對CaCO₃溶解的飽和狀態。這些離子如果不能轉移疏開，則將在岩—水界面附近形成一個密集的離子層或局部飽和層，阻止CaCO₃的繼續溶解。

岩水界面附近的密集離子層或局部飽和層主要在兩種情況下被移疏開。如果水溶液是流動的，這些密集的離子或分子微粒將被水流攜帶疏開，同時在流動過程中，還由於水動力作用，溶質微粒還要在水流路線上向四周擴散開去，這種現象稱為「水動力彌散」。顯然，水流速越快，溶質的彌散遷移越顯著，結果是使溶質的局部濃度被沖淡，如果水溶液的流動極其緩慢，那麼溶質微粒在其離子或分子活性力影響下，也將從高濃度區沿濃度梯度方向向低濃度區運動，直到濃度梯度消失為止，這種現象稱為離子或分子的「自身擴散」，亦即濃度效應，這也可以使岩水界面處的密集離子層或飽和層自動緩慢疏開。

1.1.2 地質構造與溶洞的發育

不同類型及不同性質的斷裂、褶皺、節理等構造，其力學作用機制和岩石破碎程度不同。地質構造與溶洞發育的關系極為密切。實踐表明，它不僅控制著溶洞發育的方向，而且還影響著溶洞發育的規模和大小。

1.1.2.1 斷裂對溶洞發育的影響^{[8，28，29]}

斷裂構造使岩層產生大量裂隙，為岩溶水活動和溶岩作用提供了極為有利的條件。斷裂性質、斷層岩的膠結特性、裂隙發育程度、規模等，在一定程度上控制了溶洞的發育。野外調查和實踐表明，溶洞常常沿著斷裂破碎帶發育，並具有以下一些特徵：

(1)張性斷裂帶與溶洞的發育：因張性斷裂帶受拉張應力作用，張裂程度較大，斷裂面較粗糙，裂口較寬，斷層岩多為角礫岩、碎裂岩等，斷層角礫岩的角礫稜角尖銳，大小混雜，結構疏鬆。斷層岩粒徑相差懸殊，膠結性差或未膠結，孔隙度高、透水性強、利於地下水的賦存、運移，常為岩溶水的有利通道，故通常岩溶作用和岩溶化程度最為強烈。沿斷裂帶發育的溶洞比較多，規模也比較大。

(2)壓性斷裂帶與溶洞的發育：因壓性斷裂帶受強烈的擠壓應力作用，其寬度一般較大，特別是區域性的大斷裂，破碎帶的寬度有時可達數百米至一千米以上。壓性斷裂帶的斷裂面常平直、光滑，裂口閉合，多為碎裂岩、超碎裂岩和斷層泥所組成，一般呈緻密膠結狀態，孔隙率低，透水性微弱，不利於岩溶水的流通，相對於其他類型的斷層而言，其岩溶作用最弱，岩溶溶洞發育程度也最輕微。值得注意的是，有時在壓性斷裂帶的上盤(或下盤)也可能出現強烈的岩溶溶洞發育現象。

(3)扭性斷裂帶與溶洞的發育：由於扭性斷裂帶受剪應力作用，既有岩石的細粒化，也存在次一級的構造裂隙。斷裂面多陡傾或近直立，延伸較深較遠，有利於岩溶水向縱深方向活動，故岩溶作用及溶洞發育的深度一般較大。

(4)構造節理和層間裂隙與溶洞的發育：這里所指的層間裂隙主要是在構造作用下，由於岩層層面之間的相對位移而產生的裂隙。當向斜軸部岩層總厚度為翼部岩層總厚度的數倍時，此種增厚在脆性岩層中常表現為層間裂隙的擴大，這就為溶洞的發育提供了良好的條件。實踐表明，很多溶洞現象是沿節理及層面裂隙發育的。

(5)兩組及多組斷層交匯部位：在兩組及多組斷層交匯部位，將產生應力集中，岩石破碎較強烈。當交匯處岩層為厚層、質純、性脆的灰岩時，各組裂隙傾角陡立，相互交切，從而大大提高了交匯部位岩石的孔隙度等，擴大了交匯部位的儲運空間，有利於地下水的活動和岩溶的發育。從動力學和運動學看，兩組斷層交匯(多組斷層交匯同理)，包含有最大主應力軸σ₁象限的兩岩塊通常發生相向運動，而包含最小主應力軸σ₃象限的兩岩塊則發生相背運動。這樣在交匯處，含有最小主應力軸σ₃象限的兩岩塊間通常出現拉張空間，為地下水的運動和岩溶的發育提供了良好「空間」基礎。

1.1.2.2 褶皺各部位溶洞的發育特徵^[8，30]

(1)背斜軸部是產生張應力的地方，張節理發育，在地形上往往處於山區分水嶺地段，雨水或地表水沿這些節理裂隙作垂直運動，然後再向兩翼或沿地質構造線方向運動，故岩溶多以落水洞、漏斗、窪地等為主，並具有與構造軸線一致的帶狀分布特徵。在岩溶水運動系統中，此處一般屬於補給部位。例如桂林猴山背斜軸部，為厚層—塊狀岩層碳酸鹽岩，從褶皺的形成機制看，縱彎褶皺作用較易在轉折端形成虛脫，為塌陷准備了至關重要的「空間」條件；從局部應力環境看，背斜轉折端總體處於引張環境，在區域和局部應力共同作用下，一般形成一對斜向共軛剪節理和一組縱張節理，其中縱張節理沿樞紐平行發育，構成引張裂隙帶，它是溶洞及其塌陷有利的構造帶。

此外，背斜的剝蝕深度和地形也極為重要。當背斜剝蝕深度不大時，其軸部仍保留有大部分引張帶的溶蝕破碎岩層，形成有利的儲水空間，也有利於溶洞的發育；而向翼部和地下深處，構造環境轉為擠壓為主，裂隙逐漸閉合乃至消失，成為相對隔水環境，不利於溶洞的發育。

(2)向斜軸部在岩溶水運動系統中屬聚水區或排泄區，岩溶水往往富集於軸部或循構造軸向流動，或向地表河流排泄。岩溶水運動的這一特徵，再加上褶皺軸部較為發育的層間裂隙，就給向斜軸部岩溶水的水平運動創造了十分有利的條件。在這些部位往往形成較大的溶洞，甚至形成暗河。由縱彎褶皺作用形成的向斜變形特徵與背斜大體相同，在區域和局部應力作用下，向斜核部發育一組斜向共軛剪理和一組與褶皺樞紐垂直的橫張節理。同樣，橫張節理寬度大、裂面粗糙、充填性差，是儲水和形成各種岩溶溶洞最為有利的裂隙類型。

(3)褶皺翼部在岩溶水運動系統中居於徑流部位，流速大，水動力作用活躍，岩溶化程度強烈，尤以臨近向斜軸部或河谷邊緣地區更甚。在這一部位既發育有水平岩溶溶洞形態，也發育有與地表相聯系的垂直岩溶溶洞形態。

(4)褶皺構造的轉折端，常常形成各種節理裂隙，是岩溶溶洞發育的集中場所，往往形成大量的溶洞，其規模、形態各不相同。

(5)背斜傾伏端，褶皺的傾伏端，不但發育上面提到的剪節理和縱張節理，有時還發育橫張節理，橫張節理是岩層沿走向受到某種限制轉為向下傾伏所派生的平行樞紐局部引張力的作用下形成的。該部位岩石常常破碎、裂隙較為發育，整個褶皺構造的地下水往往都將沿著張裂隙及層間裂隙向傾伏端富集。如果傾伏端地勢低窪，則常形成地下水的排泄區，水岩作用更加充分，極易於溶洞的發育。

(6)向斜揚起端，岩層呈杴狀翹起，褶曲幅度大、應力局部增強，各種裂隙特別是層間裂隙發育。如揚起端地勢低窪，埋藏淺，常出現降落漏斗，地下(表)水匯集的良好場所，是岩溶溶洞的易發構造部位。

1.1.3 溶洞發育的影響因素

1.1.3.1 地形、地貌對溶洞發育的影響

岩溶丘陵山區與平原接壤的過渡地帶、溶蝕堆積平原和丘陵地區的窪地、槽谷等地段，地面標高相對較低，容易長年積水，地下水徑流強烈，有利於形成豎井、落水洞、溶洞等。

1.1.3.2 碳酸鹽岩與非碳酸鹽岩的空間位置對溶洞發育的影響^[8]

由於碳酸鹽岩層透水性相對較強，而粘土岩為不透水或為弱透水層。因此它們在空間位置上的不同排列，就構成了不同的地下水徑流條件與不同的岩溶發育規律。

(1)產狀平緩的灰岩，上覆不透水粘土岩時，因受粘土岩的阻隔，灰岩不能從垂直方向得到降水的直接補給，只能從水平方向得到地下水補給，因此岩溶溶洞一般不發育。只是在地表溝谷切割劇烈的情況下，在溝底下部及兩側產生較強的岩溶作用，形成溶洞。

(2)產狀平緩的灰岩，下伏不透水粘土岩，當二者的接觸面高於鄰近的河水面時，由於岩溶水受粘土岩的阻隔，灰岩與粘土岩的接觸面上，常有岩溶泉以懸掛的形式，出露在河谷斜坡之上。

(3)陡傾或直立產狀的灰岩與砂頁岩相間排列時，兩者的接觸帶是岩溶水動力現象最活躍的場所，岩溶作用強烈，常在這些接觸帶附近形成一系列的溶洞、落水洞、漏斗等岩溶現象。

1.1.3.3 地殼運動對溶洞發育的影響

現代地殼運動的表現之一是間歇性升降運動，相應地引起侵蝕基準面的變化。當岩溶地區上升時，基準面相對下降，地下水隨著向下溶蝕，岩溶水垂直循環帶變厚，發育垂直的岩溶形態。在地殼活動相對穩定時期，岩溶水向當地主要基準面排泄，水平運動強烈，長期穩定在一定高程內，形成較大的水平溶洞。地殼的間隙性上升，造成侵蝕基準面的改變，岩溶水適應其變化，形成了溶洞成層發育現象。侵蝕基準面的改變促使河流階地的發育，因此階地與成層分布的溶洞往往對應發育，每一層溶洞的高度與某一級階地的高度相當。例如，桂林灕江底部由於多次的地殼運動，形成了三層高度不同的水平溶洞。

1.1.3.4 氣候條件的影響

氣候對岩溶發育的影響也很大，我國廣西、貴州、雲南以及華南各省為亞熱帶、熱帶氣候，降水量大、降水季節長，因此岩溶發育比較強烈。我國華北各省如河北、山西以及遼寧為半乾旱半濕潤氣候，降水量小、降水季節較短，地表徑流與地表可溶岩接觸時間較少、較短，地下徑流與可溶岩接觸時間較長，地表岩溶一般發育微弱，而地下岩溶較為發育，常有大型岩溶泉出露，如山西省的一些岩溶泉。而西北和內蒙古一帶，氣候乾旱，岩溶發育就較微弱。

1.1.3.5 水文條件對溶洞發育的影響

一般來說，較大規模的溶洞主要分布在河流岸邊及其中上游地區，如廣西桂林位於灕江中上游地區，發育有大量的大型溶洞，灕江底部發育有三層溶洞。這是由於在水系發育地帶，河流流域多是下切較深的谷地，在岸邊地帶地下水水力梯度大，水交替強烈，並有外源地表水和遠處地下水的補給。外源水不但從水量上增強降水的作用，而且來自非岩溶地區的水具有較低的碳酸鹽飽和度，對碳酸鹽介質溶蝕和侵蝕能力強。遠離水系相對水力梯度變小，匯水面積小，岩溶作用相對較弱，一般發育的溶洞規模也較小。在河流的中上游地區地勢較高，河流切割深度大，常常導致梯度較大的水動力條件，有利於岩溶作用，常形成規模較大的溶洞及地下河。另外，中上游地區地形變化小，溶蝕窪地和岩溶谷地發育，降水主要匯入這些負地形中補給地下水，有利於形成集中徑流，也形成較大規模的溶洞。下游地區是山地、丘陵向平原的過渡帶，地形坡度小，地表溝谷發育，降水主要形成地表徑流排泄，不利於形成大的溶洞。

⑼ 岩溶發育的解譯

要認識岩溶作用的作用過程，作為第一步，需要對岩溶系統進行描述。因此，首先要回答的問題是「它像什麼？」，然後是「為什麼會這樣？」。

描述方法中的一個重要原則是將岩溶系統不同的屬性彼此相互聯系。下面作為典型例子對幾個這種聯系進行討論。

（1）岩溶地區的水循環與地質特徵有關

構成早期地下水流系統路徑的溶洞發育的方向與岩石中節理系統的構造有關，這種關聯特徵可以給出有關節理系統怎樣和在什麼樣的條件下控制岩溶發育的信息。還有許多其他的岩溶水系統特徵與地質構造（如背斜、向斜和其他構造特徵）關系存在。

（2）岩溶泉對洪水的響應可以給出構成岩溶水系統的含水層類型方面的信息

有些岩溶泉的流量幾乎立即響應洪水事件，而有些岩溶泉卻非常緩慢地響應洪水事件。前者可能與管流系統有關，而後一種極端類型，它是一種擴散型含水層，水流通過許多小的，相互聯系的裂隙和孔隙，它們有高的阻水性和大的儲水能力。因此，顯示出對洪水事件的延遲效應。從這些泉的水文動態屬性的詳細分析，可以認為，岩溶系統是由兩種相互聯系的含水層組成的：一是管道流含水層，排水最有效；二是作為儲庫的擴散流含水層。

（3）地表岩溶的發育與地下岩溶作用的狀態密切相關

塌陷僅在地下存在大溶洞的地方才有可能形成。地表排水系統與地下排水系統的聯系（例如在半岩溶地區）反映了地下岩溶作用的存在。通過地表水染色示蹤及觀察其再現，可以給出有關地下岩溶作用的有價值信息並幫助識別地下水盆地。

（4）調查溶洞及其溶洞通道的形態可以給出有關溶洞發育的有價值信息

可以分辨出溶洞發育的兩個階段。在早期階段，地下水位高，可以形成溶洞管道，且在潛水帶中完全被水充滿。這些通道呈圓形或扁豆狀，其形態明顯顯示了溶解侵蝕佔主導作用。在晚期，溶洞通道部分被地下水所放棄，在目前的包氣帶地區，水流呈自由水面，在這種條件發育的溶洞通道顯示垂直下切特徵，而發育成峽谷。根據溶洞的高度與先前河谷位置之間的關系可進一步給出有關溶洞系統演化的信息。

一些教科書，如Bogli（1980）、Jennings（1985）、Jakucz（1977）、Milanovic（1981）、Pfeffer（1978）和Trudgill（1985）和一些評論文章，如 Hanshaw＆Back（1979）；Stringfield等（1979），以及由Back和La Moreaux（1983）編輯的V.T.Stringfield研討論文集，總結了大量的野外觀察實驗，從而得出對岩溶作用過程總的看法是：岩溶作用是地下水在其入滲到可溶的碳酸鹽岩石中發生的溶解作用過程。一旦在可溶岩地區，存在地下水輸入和輸出之間的水力梯度，就會驅動水在由數量級為幾十個微米的原生微型裂隙組成的相互聯系的系統中流動，這便是岩溶作用的開始。

由於對岩溶作用的初始階段不可能進行直接的觀測，因此關於這方面的信息知之甚少。然而可以推斷，一定存在可滲透的原生裂隙和斷裂系統，它們被地下水的侵蝕作用擴大，進而形成未來岩溶含水層的次生滲透性。裂隙中的水流在這個階段一定是呈層流狀態，這可以從臆想它們的大小和水力梯度中得知這一點。在有利的條件下，初始微裂隙逐漸被溶蝕擴大成直徑為幾個毫米的管流網路，開始出現紊流。在這種條件下，石灰岩被溶解作用移走的數量不斷增加，其主要原因是：①紊流能快速將溶解物質傳輸到溶液之中，從而使溶解速率加快；②侵蝕水的總量增加，因此溶解石灰岩的能力增強。

因此，一旦超過一定的通道直徑大小，便形成有效的排水系統。最終改變了輸入-輸出格局，地表和地下水排水系統的關系便構成了顯著的岩溶特徵。與此同時，擴散流岩溶系統也在不斷變化，岩石的滲透性不斷增加。管道流系統和擴散流系統相互作用，相互影響，最終發育為成熟的岩溶系統。

在這個總的框架中，還有許多問題懸而未決。可滲透或適宜的裂隙和節理的術語僅是用於說明若干年前岩溶作用開始的情形，而並不是對此作出的解釋。人們不禁要問「什麼是可滲透的裂隙？在初始『裂隙含水層』中它需多大水力梯度？」即使這個問題可以回答，緊接著的問題是「裂隙中的水流可以運移多遠，而不失去溶解擴大這種裂隙的能力？」與之相關的問題是「流經裂隙的一定量的水流能帶走多少石灰岩？」。

這些問題不能再用描述性方法進行解答，而必須通過多學科方法加以解決，即採用石灰岩-水-二氧化碳系統化學以及裂隙系統和管流含水層中的流體動力學方法。

Thraikill（1968）在他的經典文章中討論過「石灰岩洞的化學和水文因素」。他調查了管網的水流動模式，模擬了岩溶含水層的層流和紊流，得出結論：在層流和紊流狀態下流動模式是相似的，其假定條件是岩溶含水層的側向擴展相對於深度是很寬的，且滲透性分布均勻。他調查了包氣帶水入滲到岩石為到達水面過程中的化學演化，得出結論：大多數這種水在到達水面時被方解石所飽和。為了解釋淺部潛水帶中岩溶孔隙度增大的原因，他尋求重新處於非飽和狀態的原因。假定在1km²面積上不斷接收雨水入滲形成長為500m，平均直徑為 1m的最小溶洞需 10萬年。他定義的標准最小非飽和度時鈣濃度為0.0108mg·L^-1。這種大小的非飽和度可能因溫度的影響產生。當溫度下降1℃時，非飽和度將增大50倍，這是根據CO₂-H₂O-CaCO₃系統的質量作用定律預測得到的。Bogli（1964）通過混合效應得出了類似的結論。這種效應是指兩種飽和的CaCO₃溶液混合（不同的CO₂濃度和不同的Ca²⁺濃度）重新具有侵蝕性，盡管這些考慮表明溶洞和岩溶含水層的發育與水動力學和平衡化學規律不相矛盾，但人們應看到，這些觀點缺少控制岩溶系統演化的重要原理。

因為岩溶演化是與時空有關的作用過程，所以必須回答平衡化學所不能回答的兩個重要問題。第一是關於岩溶系統空間展布的問題，這個問題與「在給定條件下方解石侵蝕性在達到飽和（或不再溶解石灰岩）之前能運移多遠？」有關。第二是有關時間的問題，即從初始狀態發育到成熟岩溶系統需要多長時間。

回答這些問題的關鍵是弄清方解石的溶解或岩溶作用的動力學機制。如果方解石的溶解反應極快，水一旦與方解石接觸，便會在極短的時間內達到飽和。因此，由水入滲到原生裂隙中發生的石灰岩溶解便會在運移很短距離後停止，此種情況下僅發生地表侵蝕現象。結果是灰岩面呈均勻下降。從而不會發育諸多地下水循環的岩溶特徵。換句話說，如果溶解相當的快，岩溶地貌就根本不會出現。而另一方面，如果假設反應進程極其緩慢，那麼，入滲到原生裂隙中的水就會在極長的運移過程中保持其溶解能力，流動通道的增大是以均勻的速率在各處進行，結果是形成均一的次生滲透性，這與自然界觀測到的相悖。此外，極其慢的反應動力機制其結果是單位面積和時間的石灰岩溶解量極小。因此，裂隙增大的速率極小，從而形成岩溶含水層的時間從理論分析來看為無限長。為了認識岩溶作用的過程，正如White和Longyear（1962）首次認識到的那樣，需要深入了解方解石溶解動力學機制。

詳細討論復雜的方解石溶解和沉積動力學機制，以及將它們與岩溶系統的發育和岩溶相關的環境聯系起來，是本書的兩大主要目的。