溶洞发育与地质构造有什么关系

⑴ 溶洞发育的地质构造为什么是向斜而不是背斜

溶洞是地层矿物质被地下水溶蚀以后形成的地质构造形态。她有三个必备条件版：

1. 构造地下地权层的物质具有水溶性，水溶性地层足够深厚；

2. 有足够的水溶剂供应；

3. 有足够长的时间。

   你的问题不考虑不需要其他条件，涉及的是第二个条件：足够多的水溶剂供应与先期地质构造的关系。

   向斜构造是一种褶皱谷地，是地下的集水带，地面径流在渗入地下以后，必定在重力作用下，从背斜部位汇集向向斜部位，并且通过向斜部位向更低处流动，可见，就“水溶剂”而言，向斜部位是丰于背斜的（当然，如果没有地史时期整体的抬升，丰水区的向斜也不太可能形成溶洞）。

⑵ 溶洞中有哪些沉积遗迹和地质构造

沉积遗迹：复
溶有碳酸氢钙的水，制当从溶洞顶滴到洞底时，由于水分的蒸发或压强减少，以及温度的变化都会使二氧化碳溶解度减小而析出碳酸钙的沉淀。这些沉淀经过千百万年的积聚，渐渐形成了钟乳石、石笋等。如果溶有碳酸氢钙的水从溶洞顶上滴落，随着水分和二氧化碳的挥发，则析出的碳酸钙就会积聚成钟乳石、石幔、石花。洞顶的钟乳石与地面的石笋连接起来了，就会形成奇特的石柱。
地质构造：

地下水流沿可溶性岩层的各种构造面（如层面、断裂面、节理裂隙面）进行溶蚀及侵蚀作用所形成的地下洞穴。

⑶ 地质构造与地质构造带有什么区别

地质构造，是由于构造运动形成的地质形态，主要包括断层和褶皱两种，以回及它们衍生出答来的其他形态，例如地堑、地垒、隆起、凹陷、等等。地质构造带则是由大地应力引起的有规律排列的地质构造。举个例子，在剪切应力的作用下，形成规则排列的走滑断层组，例如郯庐断裂带。还比如在大地挤压应力下形成的挤压褶皱带和推覆带，这些都是地质构造带。希望我的回答可以帮到你。祝你好运。

⑷ 地质构造与构造地貌有什么关系

地质来构造是一定的地质作用使岩层的源埋藏状况发生了某种相应的改变，比如受到挤压弯曲形成褶皱，其中向上隆起的形成背斜，向下弯曲的形成向斜；或者使岩层断裂形成断层，相对于两边上升的岩块形成地垒，下降的形成地堑。
构造地貌是地质构造形成的地表面貌，如背斜构造长形成的构造地貌是山岭，当然在其他条件影响下也可能形成谷地，等等
希望采纳

⑸ 岩溶水富集的地质构造因素

地质构造及新构造运动是岩溶发育的必要条件，也是岩溶发育的内在控制因素之一。断层、裂隙、接触带等构造，为地下水的初始径流和溶蚀作用提供了必需的通道，新构造运动为地下水的运动和溶蚀作用提供了动力条件，其特征控制了岩溶发育的分带和成层性，以及岩溶水系统的边界特征，引起了岩溶发育的均匀性、含水层富水性的差异，由此也决定了岩溶水的富集特征。

2.1.3.1 新构造运动特征

西南岩溶石山地区，新构造运动对岩溶发育的影响表现为强烈的断裂活动及差异上升、沉降所造成的岩体破裂、岩体结构的改变、巨大的地势起伏与地貌变化。断块隆升形成了岩溶断块山地，区域抬升造就了岩溶高原，断裂急剧活动形成了岩溶高原峡谷，断裂的拉分形成了岩溶断陷盆地，间歇性的差异上升则产生了多层岩溶台地和溶洞，大面积的沉降区发展成了宽阔的平原。同时，新构造运动中的断裂活动加剧了碳酸盐岩的破裂程度，不断扩充新的径流通道，促进了岩溶的发展和分异。断块差异上升导致地形高差加大，为地下水循环提供了动力，使得“三水”转换连续不断，溶蚀作用得以持续进行。因此，新构造运动是岩溶发育的内在动力条件，其特征决定了一定区域的岩溶及其水文地质面貌。

隆起上升区大都形成岩溶石山及台地。地表碳酸盐岩裸露，次级地貌峰丛、峰林、洼地、漏斗和落水洞发育，呈峰丛洼地、峰丛谷地等地貌形态组合。为适应强烈的地壳上升和侵蚀基准面的下降，垂向溶蚀强烈，持续向深部发展，形成规模巨大的溶洞管道系统，埋藏深度大，岩溶发育极不均匀。这样的地区多属于岩溶水的补给、径流区，以溶洞管道流为主，岩溶水力坡度大，水流速度快，动态变化剧烈。岩溶水深埋，含水层富水性极不均匀。

下降区常沿断裂带形成一系列的岩溶断陷盆地、深切河谷，多为岩溶水的汇集、排泄区。岩溶断陷盆地区，岩溶含水层组从山区至盆底由裸露转变为覆盖或埋藏型。裸露岩溶山区为岩溶水的主要补给径流区，岩溶发育极不均一，导储水空间以溶洞管道为主，岩溶水流快急，储存调节能力弱，水位流量季节变化剧烈，岩溶水部分以悬挂泉及下降泉、暗河出口的形式，在弱透水层(带)顶面和沟谷中排泄，大部分在山边土石分界线附近排泄，剩余部分继续向深部径流。覆盖或埋藏岩溶区岩溶发育较均一，储水空间以管隙为主，岩溶发育深度大，一般直至碳酸盐岩底板仍有发育。通常是岩溶水的储集区，但在部分处于区域深层径流过程中的盆地，同时也是岩溶水的径流区。这类地区岩溶水资源丰富，动态稳定。山间河谷区岩溶水汇集，水动力强，侵蚀溶蚀作用强烈，岩溶发育，岭坡地带岩溶发育极不均一，导储水空间主要为溶洞管道，岩溶水以溶洞管道流为主，岩溶水流顺坡向快速径流，动态变幅大，在坡上一些缓台地、弱透水层、阻水断层或岩溶弱发育带顶面上有部分悬挂泉流和暗河出露。在谷底常形成沿河带状分布的泉、暗河集中排泄点及富水块段，岩溶发育较均一，岩溶水资源丰富，动态较稳定。

2.1.3.2 岩溶水富集的构造特征

地质构造控制着岩溶发育的特征，最直接地表现为构造破裂对岩溶发育的控制作用。水对碳酸盐岩的溶蚀一般自裂隙开始，岩溶本身往往就是裂隙溶蚀扩展的结果，裂隙越多，岩溶水入渗条件越好，岩溶越发育。因此，一般在断层、断层交汇部位、背斜轴部、背斜和向斜的转折端、特别是倾伏背斜和向斜的倾伏端和仰起端、碳酸盐岩与非可溶岩断层接触带等构造应力集中的部位，岩体破碎，裂隙发育，岩溶发育较强烈，形成地下水径流和储存的良好空间，为岩溶水的富集创造了条件^[5]。

地质构造控制了岩溶含水层与相对隔水层(带)在空间上的组合形式和特征，对岩溶水系统的边界、水文地质结构类型和特性往往起着决定性的作用，从而也决定了其水文地质及岩溶水富集的特征。对于一个透水的岩层(带)，即使有充分的地下水补给条件，也还需要在其周围和下面有相对隔水层(带)与之相互组合，把重力水封托住，使之不致完全流失，才能形成含水层。因此，要掌握岩溶水富集规律，找到可供开发的水源地，还必须研究透水层和隔水层(带)所组成的各种地质构造。储水构造就是透水层与隔水层(带)相互结合而构成的能够富集和储存地下水的地质构造形式。对于储水构造已经有许多研究成果^[6]，在此，作者仅将常见的几种储水构造和岩溶水富集特征归纳如下，以提供岩溶找水的地质构造标志。

2.1.3.2.1 水平储水构造

指岩溶含水层产状水平或近于水平，以地形分水岭为汇水边界，河谷为其排泄边界，隔水层或岩溶弱发育带顶面为隔水底板的储水构造。

在岩溶石山区，当水平隔水底板高于当地排泄基准时，就形成了滞水型岩溶水系统，赋存岩溶上层滞水。由于水平碳酸盐岩层构造变形小，破裂程度低，岩溶发育不均匀，以孤立的溶洞管道、溶隙带为主，加之含水层沿排泄边界暴露于谷坡上，岩溶水排泄通畅，这种水平储水构造的岩溶水储存量有限，动态变幅很大，允许开采量主要为径流量，开采方式主要是截引泉或暗河水流。一般可在低洼地带的含水层与下伏隔水层接触面上找到富含水段。因其多处在干旱缺水的岩溶山区，开发利用价值大，是解决岩溶山区农村生活和生产用水困难的重要水源。在岩溶盆地、宽谷底部平坝区等平坦开阔的区域，水平隔水底板通常低于当地排泄基准，水平碳酸盐岩层处于半淹没或淹没状态，岩溶发育程度高，也较为均匀，岩溶水水位面平缓，主要为水平扩散流，它的储水条件较之岩溶石山区要优越得多，侧向常常存在阻水边界，岩溶含水层往往储水丰富。

2.1.3.2.2 单斜储水构造

由均匀状岩溶含水层组或间互状岩溶含水层组构成的单斜构造，当岩溶含水层的倾伏端具备阻水条件时，在适宜的补给条件下即形成单斜储水构造。

单斜储水构造在均匀状岩溶含水层组条件下，形成潜水含水层；在间互状岩溶含水层组条件下，则形成潜水-承压含水层。前者岩溶一般顺层面发育强烈，且不均匀，地表发育落水洞、盲谷，地下发育岩溶溶洞、管道，以溶洞管道为主要储水空间；后者由于层间裂隙发育细而密集，在此基础上发育的岩溶裂隙较为均匀。岩溶水系统具明显的功能分带性，掀起端为岩溶水补给区，获得补给后，顺岩层层面径流，在倾伏端岩溶含水层与其他隔水层的接触带溢出或涌出，以暗河出口、泉、散流带的形式排泄或继续作深远程径流。单斜储水构造排泄区附近即为岩溶水富集带，溢出泉、上升泉发育普遍，流量大且稳定，常成为重要的水源地。

2.1.3.2.3 褶皱储水构造

由间互状岩溶含水层组构成的褶皱构造，不透水的非可溶岩层构成隔水边界，透水的碳酸盐岩层成为含水介质，在适宜的补给条件下，褶皱构造中储集岩溶水，形成褶皱储水构造。其中包括向斜储水构造和背斜储水构造。

从空间形态和地质结构来看，向斜储水构造通常都有利于岩溶水的聚集，是典型的汇水构造。向斜储水构造由翼部圈闭的非可溶岩层组成隔水边界，岩溶水从地形较高的岩溶透水层裸露区接受补给，向地形较低的核部或翼部汇集，溢流排泄，构成良好的岩溶水富集条件。一般在盆地边缘形成暗河、泉等天然出露的水源地。由于存在圈闭较好的隔水边界，在向斜储水构造背景上发育的暗河，最有利于通过暗河通道筑坝和灌浆防渗，建设地下水库。而向斜轴部和转折端等张应力集中带，因裂隙发育而溶蚀强烈，常常形成富水块段。

背斜储水构造由圈闭的非可溶岩层及地下分水岭组成岩溶水系统边界。岩溶水的补给、径流、排泄特征与向斜储水构造相似。往往沿核部张应力集中带发育断层和裂隙带，平行轴向溶洞管道发育，地表形成谷地、串珠状洼地和落水洞，常形成岩溶水集中径流带。一般背斜轴部和倾伏端，张裂隙发育，岩石破碎，岩溶发育强烈而不均匀，常常形成富水块段。

2.1.3.2.4 断层储水构造

断层储水构造是由构造岩带及其影响带中的裂隙构成含水介质，以两侧较完整的岩石构成相对隔水边界，在适宜的补给条件下形成的带状储水构造。断层并非都含水，有些断层因为其构造岩带被完全胶结，不但不含水，反而起隔水作用。有些断层虽然是含水的，但其各个部位的富水性很不均一，有的部位含水丰富，有的部位贫水，甚至不含水。断层的富水性是很复杂的。而断层储水构造仅指那些具备了储水条件的断层构造。

形成于碳酸盐岩中的断层，其构造岩带及其影响带裂隙发育，岩石破碎，岩溶作用强烈，常沿走向发育溶洞、管道，地表相应的形成谷地、串珠状洼地和落水洞，只要地形条件适宜，往往成为集水廊道，汇集广大范围内岩溶含水层中的地下水，形成岩溶水富集带。

2.1.3.2.5 接触带储水构造

主要是侵入岩与可溶的碳酸盐岩地层接触而形成储水条件的储水构造。由于侵入岩不可溶蚀，完整性好，构成了隔水底板；侵入岩体与周围碳酸盐岩的接触带裂隙特别发育，加之地下水易于聚集在这一界面上，并常伴有地热高异常的影响，溶蚀作用强烈，岩溶储水空间很发育，因而形成了侵入岩体悬托式的储水构造。常沿接触带形成带状的岩溶富含水段。在侵入岩顶面呈盆、槽状的地段，常常富集了丰富的岩溶水。

2.1.3.2.6 表层带储水构造

表层带储水构造是以表层岩溶带为含水介质，以其下弱岩溶化的碳酸盐岩层或其他非可溶岩层为隔水底板而构成的储水构造。

“表层岩溶带”(epikarst zone)一词，最先由法国地学家Mangin A.于20世纪70年代使用于岩溶水文学方面，目的是为了区分出岩溶水动力带的包气带中上部相对含水比较丰富的部分，使岩溶水垂向分带更加完善。20世纪80年代Williams P.A.在分析新几内亚等地的岩溶漏斗和洼地的成因时，又提出了“浅表层”(subcutaneous layer)的概念，以说明表层岩溶的集中溶蚀过程。实际上，“浅表层”的含义与“表层岩溶带”相似，但更强调岩溶区植被和表层土壤的存在及岩溶动力意义。在我国，袁道先首先使用岩溶表层带的术语，并自20世纪80年代后期以来，带领国土资源部岩溶动力学开放实验室的研究人员，以桂林试验场为基地，对表层岩溶带的结构、动力条件、岩溶特征、水文地质特征以及对岩溶水的调蓄进行了系统研究，并以此为基础，创立了岩溶动力学^[7]。概括成一般概念，“表层岩溶带”是由强烈的溶蚀作用在碳酸盐岩表层形成的密集而不规则的岩溶微空隙形态构成的岩溶化带。一般厚度为2～30m，在地形相对平缓的地段，如：碳酸盐岩浅埋的岩溶盆地边缘、谷地和夷平面、溶蚀台面，峰丛山区的垭口、洼地、峰顶均是表层岩溶带发育较好的部位。

表层岩溶带发育密集的溶沟、溶槽、溶隙、溶孔等岩溶空隙，成为岩溶水的赋存空间，构成含水层。当其底部存在弱岩溶化的碳酸盐岩或其他非可溶岩隔水层，并且岩层倾角较小、地形低洼或较为平缓时，就形成了表层带储水构造。表层岩溶水主要来自大气降水的渗入补给，受地形限制，汇水面积一般较小，岩溶水主要顺斜坡径流，往往在地形转折的地段呈分散的渗流或小泉点的形式排泄。通常在宽缓的洼地、槽谷、盆地边缘等汇水和蓄水条件较好的地段表层含水层的富水性较强。若加上断层的影响，以及下伏存在分布较广、产状平缓的不纯碳酸盐岩或非可溶岩隔水层，则可形成流量较大的表层泉或表层带富水块段。

通过上述分析研究，作者结合自身的实际经验，归纳总结了地貌、含水层组、地质构造等岩溶水富集的控制因素及其富水特征，提炼出了相应的找水标志。但在岩溶水的勘查和开发实践中，我们必须认识到，岩溶水的富集并不是仅仅由某一因素单独决定的，而是各种因素共同作用的结果，仅只有在特定的条件下，其中的某一、二个因素可能成为相对主导的因素，这一点即使是在以上的分述内容中也可以感受到。因此，只有进行系统的水文地质测绘，对控制岩溶水富集的各种因素进行深入的分析和综合研究，才能准确地找到可供开发利用的岩溶水源地。

⑹ 河流发育与地质构造和地貌关系

1.断层构造容易形成很陡的山和峡谷.比如华山. 2.背斜顶部受张力,容易被侵蚀,所以容易发展为河谷地形. 3.向斜顶部受挤压,所以容易形成丘陵或者山峰.

⑺ 岩溶与地质构造的关系

岩溶与构造的关系，直接表现为主要岩溶形态都是岩溶水沿导水构造空间溶蚀、侵蚀扩大的结果。其中有溶蚀扩大而成的各种负向形态，有因侵蚀切割和溶蚀而形成的各种正向形态。由于破裂构造连通性的不同和岩溶水质的差异，不是所有的构造缝、隙都随溶蚀扩大形成岩溶空间，只有那些连通性好的缝、隙，同时为具有侵蚀性能的岩溶水所流经，产生不断的溶蚀、侵蚀作用，才能造就千姿百态的岩溶形态。若在岩溶作用过程中，岩溶水趋于饱和而产生沉淀，或溶蚀速度小于沉淀速度，则导水空间渐被充填堵塞，岩溶水流动受阻，岩溶作用渐趋减弱直至停滞。此后，新的岩溶作用即有赖于再次构造运动的破坏，恢复构造缝隙的连通性，才能使岩溶作用再获生机。因此，地壳多期的活动，有助于岩溶作用持续或断续地进行。新构造形迹在找水中有重要的意义，其原因之一就是由于该时期发育的断裂、裂隙系统近期仍有活动，又未被充填愈合，而具有较好导水性能。

岩溶作用除受构造因素制约外，还受到地层岩性、水文地质，气候、生物等因素的制约，但这些因素又往往与不同地史时期的地质构造事件紧密相关，并受其形成的构造形迹的影响。如因构造作用而产生的岩性的变化；因构造条件的改变使地形改观而形成新的水文地质格局；因构造变动使自然环境转变而导致气候、生物产生水平和垂直分带现象，所有这些，对岩溶作用均有深刻的影响。

构造控制岩溶发育的这一关系，反映两者在空间分布和形成时间（时序关系）的规律性[1]，并通过构造特征、岩溶形态、岩溶沉积及堆积物加以体现。空间上的构造控制特征不但反映在岩溶个体形态方面，同时也反映在岩溶组合形态特征上，如峰丛洼（谷）地多与地壳上升导致潜水面的下降和包气带的增厚，岩溶水沿陡倾角的断裂、裂隙向下不均匀的渗透，造成不同程度的溶蚀分割有关；峰林平原则常因区域相对下降，形成构造汇水区，发育地表及地下水系，由流水岩溶作用而成。岩溶断陷盆地和岩溶断块山地成因的构造控制更是显而易见。此外，关于岩溶形态的空间排列特征，常受构造制约而具方向性、等距性、成层性等[11]。

时间上的控制规律反映在时期不同、地质构造性质不同和由此引发的其他因素更不同，其对岩溶作用的影响也不同。如不同时期的古岩溶环境，无论是在地壳结构、水圈、气圈的组成都有不同，因而各时期岩溶的成生发展都不会是千篇一律或作简单的重复。由此可见，“岩溶旋回”的提法似有不妥，而应用“岩溶阶段”似更为合适。

地史说明，自元古代至中、新生代曾有多期次的构造运动，其间有时间长短不一的沉积间断期，形成相应的大陆地形，在可溶岩地区即发育岩溶地貌。由于各期次构造运动性质不同，岩溶环境差异颇大，且岩溶作用时间长短也不一，从而造成各阶段岩溶化地块的组成、结构、相关关系等彼此差异相应较大。我国南方岩溶地区由于古生代的构造运动多属振荡造陆性质。碳酸盐岩中未能形成连通性良好的导水构造系统，或只孕育地带性、局部性的储水或导水带空间。因此，尽管一些地区的间断期较长，但终因构造及岩溶发育条件的欠缺，而难以形成如近代所见的地表及地下的各类完整岩溶系统。地表仅以发育溶蚀分割不大的丘丛洼地为主，地下洞穴系统发育不完善。中生代期间，普遍经历了印支期和燕山期的造陆、造山运动，碳酸盐岩受褶皱、断裂破坏，形成连通性良好的导水构造，在适宜的岩性、气候条件下，岩溶向纵深发展。特别是到晚白垩世，由于断块的升降，岩溶区内大小盆地相继形成，随着盆地边缘地块的上升和盆地内部的下陷，上升区峰、洼向纵深发展而由丘丛向峰丛演化，同时发育一定规模的洞穴系统。下陷区则成为溶蚀残余及侵蚀崩塌物的沉积、堆积场所。一些岩溶型矿床也以充填洞穴型或岩溶交代型等产出，反映当时岩溶作用具有多种形式。晚白垩世以后，早、中始新世间和渐新世与中新世期间，地壳运动又趋于激化。直到中新世至全新世，地壳趋于相对稳定，以差异升降运动为主，有利于各类岩溶系统的配套、完善。在前期峰丛地貌及洞穴系统的基础上，在构造汇水地带，由于流水岩溶发育，局部分化形成峰林地貌，除于残峰的中上部尚保存不同特色的洞穴系统外，局部尚发育较均一的、地下水切深较小的由洞、缝、隙组成的地下水文网。在继承性发育的峰丛区，则以形成完整的洞穴系统，并组成多级跌水的地下水文网为特征。

纵观岩溶体系的发育历史，认为我国南方岩溶地貌主要发育在强烈的地壳运动上升时期，岩溶作用以塑造峰体（群）及形成洞穴、洼（谷）地等改造作用为主；而在相对稳定（宁静）时期，岩溶作用以继承改造峰体（群），完善洞穴系统以及形成岩溶建造作用为主。因此，燕山晚期（以晚白垩世为主）和喜马拉雅晚期（新近纪末至第四纪初），是地史上的两个主要岩溶体系配套发育完善时期。

⑻ 岩溶区溶洞的发育机制分析

岩溶包括溶洞的发育，一般应具备四个条件：可溶性的岩石、岩石具有结构裂隙通道、流动的地下水、水具有侵蚀性。

岩溶区溶洞的发育过程，本质上是水对碳酸盐岩的溶解作用。而碳酸盐岩被水溶解的过程，就是组成这类岩石的碳酸盐矿物如方解石、白云石等和水之间发生的化学反应。

1.1.1 碳酸盐岩的溶解作用

碳酸盐岩可分为纯碳酸盐岩和不纯碳酸盐岩类。纯碳酸盐岩主要由方解石(CaCO₃)和白云石[CaMg(CO₃)₂]两种矿物组成，而不纯碳酸盐岩类是碳酸盐岩(方解石、白云石组成者)与碎屑岩(砂质和粘土质)之间的过渡类型。

从岩石成因来看，我国的碳酸盐岩主要分为三大类：①石灰岩，主要是浅海相碳酸盐岩台地沉积而成，并往往伴有生物成因；②各种成分的大理岩和结晶灰岩，主要由变质作用形成的，常呈粒状变晶结构；③白云岩，由成岩后白云石化作用形成，常呈晶粒结构。

天然状态下，碳酸盐岩的溶解是一个复杂的物理化学过程，它既有物质之间的化学反应，也有物质微粒的扩散运动。

碳酸钙是碳酸盐岩类的重要成分，分析碳酸钙的溶解过程，可以代表碳酸盐岩类溶解的基本情况。

国内有学者研究表明^[22]，碳酸盐岩的溶解作用具有以下特点：①溶蚀作用包括了化学溶蚀和机械破坏两方面，溶解作用要占总量的90%以上，岩溶的发育主要受富含 CO₂的侵蚀性水流溶解所致，浅部的岩溶发育强度强于深部，具有更大的开放性，易受大气、土壤、生物作用的影响使得地下水富含 CO₂，具有更大的侵蚀性；②溶蚀度随深度的增加而减少；③机械破坏作用量占2%～14%。应力破坏有利于岩溶作用的发展，在水动力条件较好的区段，岩溶相对发育；④溶蚀作用指标与岩石化学成分分析结果比较，CaO含量越低，其比溶解度就越低。

1.1.1.1 碳酸盐岩的溶解反应

碳酸盐类岩石的溶解，以石灰岩为例，其溶解过程可理解为：首先石灰岩直接溶解于没有碳酸的纯水中，它的反应为：

岩溶区溶洞及土洞对建筑地基的影响

[Ca²⁺][

]=K，K为平衡常数即浓度积。这时溶解作用是很快进行的，实际上立刻就达到平衡，其溶解度见表1-1^[23]。

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

自然界中纯水是极少的。水中含有的CO₂，其中一部分呈物理不溶解状态存在与水中，一部分与水化合成碳酸。在温度4℃时，水中只有0.7%的CO₂是与水化合的，其余99.3%均呈物理状态，称游离CO₂，化合状态CO₂称为侵蚀性CO₂。物理状态的CO₂不能直接与石灰岩起化学作用，而是起平衡作用。与石灰岩起化学反应的只有与水化合形成的碳酸，碳酸电离后产生H⁺离子^[24]。

岩溶区溶洞及土洞对建筑地基的影响

式(1-2)中碳酸电离后的H⁺离子与(1-1)式中的

化合成为重碳酸根：

岩溶区溶洞及土洞对建筑地基的影响

即：

岩溶区溶洞及土洞对建筑地基的影响

由于(1-1)式中

与(1-2)式中的H⁺离子化合，故(1-1)式中

减少，破坏了(1-1)式中的平衡关系，必须从石灰岩石中继续溶解得到新的

来补充，重新恢复平衡，这样就引起石灰岩的新的溶解。

溶解于水中的0.7%的CO₂，因溶解CaCO₃而逐渐减少，以致与物理状态的CO₂之间失去平衡关系。因此，如果要不断地溶解石灰岩，就必须从存在于水中的物理状态的CO₂中变来，这样就开始了连锁反应，一旦其中的一环节发生变化，就相应地引起其他过程的变更。

还有一点需说明的是，一般人们常常认为岩溶系统是由多种成因的碳酸对碳酸盐岩的溶蚀结果，但在自然界中，碳酸盐岩地层，特别是白云岩地层中多有石膏夹层；在有些自然环境中，硫酸盐岩(特别是石膏)和碳酸盐岩成互层沉积。当富含CO₂的溶液(大气降水或地壳深部热水)沿可溶岩中的构造裂隙运移过程中，发生的复合岩溶导致岩溶溶洞发育。另外，硫酸盐岩和碳酸盐岩的岩溶作用在水溶蚀作用机理上，最主要的区别在于水对碳酸盐岩的岩溶作用，需要借助于溶剂CO₂的作用，而水可直接对硫酸盐岩产生溶蚀作用^[25]。

此外，热液活动则产生另一种岩溶作用。热液岩溶在美国、匈牙利、意大利、吉尔吉斯斯坦、阿尔及利亚等地已有发现，这种成因的洞穴形态和洞穴沉积物类型不同于大气降水成因的洞穴系统，大多没有渗透带，与地表没有联系。国外学者对匈牙利的研究认为，含CO₂的热液在上升过程中对碳酸盐岩溶解形成地下溶洞受构造升降影响，溶蚀形成的溶洞可转变为沉淀带在该系统中，碳酸盐岩溶解度受CO₂分压、温度和溶液离子强度的影响^[26]。而在对意大利一些深部溶洞成因研究时发现，热液系统中富集的H₂S气体随热液向上运移时，在地下水位附近发生氧化后形成硫酸，从而对周围的碳酸盐岩产生侵蚀后形成溶洞^[27]。

1.1.1.2 溶解要素之间的平衡关系

碳酸盐岩的溶解与沉淀既然是可逆反应，它必然受一系列平衡关系所控制^[23]。

1.1.1.2.1 p_CO2平衡

天然水中溶解CO₂的含量与水面空气的状态有密切关系。亨利定律指出：气体的溶解度与该气体的分压成正比，与温度成反比。水中溶解的CO₂可按下式计算：

岩溶区溶洞及土洞对建筑地基的影响

式中：L为取决于温度的CO₂吸收系数；p_CO2为水面大气中的二氧化碳分压。

上述关系表示，溶解于水中的CO₂含量与水面大气中的p_CO2始终趋于一种平衡状态，可表示为：

岩溶区溶洞及土洞对建筑地基的影响

这一平衡关系首先决定着水中所可能含有的CO₂，亦即决定着水可能具有的对碳酸盐岩的溶解能力，称为p_CO2平衡。

1.1.1.2.2 侵蚀性平衡

CO₂溶入水中后，与水作用生成H⁺的反应如式(1-2)。这是一个可逆反应。

还可以发生第二级电离：

岩溶区溶洞及土洞对建筑地基的影响

但此时生成的H⁺是从已带有1个负电荷的

离子中分离出来，由于正负电荷的吸引，这一级电离的分解要比式(1-2)所反映的第一级电离困难得多。无论由H₂CO₃或

离解生成的H⁺都对CaCO₃具有侵蚀性。

式(1-4)所反映的平衡关系决定着水中H⁺和

的含量，亦即决定着水溶液对CaCO₃的溶解能力，称为侵蚀性平衡。

1.1.1.2.3 碳酸盐的电离平衡

水溶液侵蚀性的形成已如上述。作为溶质的碳酸盐岩，溶解的化学反应既然是一种离子反应，那么，它的溶解就首先取决于它的电离特性。

式(1-4)为碳酸钙在水溶液中电离时的热动力平衡反应式。这一反应总是趋向于达到平衡，才是最稳定的状态。称为热动力平衡或电离平衡，由此决定了CaCO₃在一定温度和压力条件下的溶解度。

1.1.1.2.4 溶解平衡

当碳酸盐岩离解成为碱土金属的阳离子和碳酸根的阴离子、水溶液中的碳酸也离解成为H⁺和

离子时，溶解作用的最后反应就具备了必要条件和充分条件。

从全过程看，在碳酸盐岩溶解过程中，水里实际包含了 CO₂、H₂O、OH^-、H⁺、

、H₂CO₃、CaCO₃、MgCO₃、Ca²⁺、Mg²⁺、

等十余种离子和分子。各组分之间互相作用，在各个环节上存在有关部分的平衡关系。如上所述，它们中最重要的有四个。它们组成一个整体，互相影响，互相作用，构成一个复杂的物理化学平衡体系。

1.1.1.2.5 混合溶解作用

除了以上四种平衡关系外，岩溶水还会产生混合溶蚀现象，它是指两种方解石浓度不等的水混合后，会降低其方解石的饱和度或重新对方解石具有侵蚀性。前苏联学者布涅耶夫1912年发现：当一种方解石的平衡溶液与另一种Ca²⁺浓度不同的水混合后，会重新具有侵蚀性。早在20世纪60年代，国外有学者用其来解释一些岩溶和溶洞现象。

1.1.1.3 溶解作用中的影响因素

碳酸盐岩的溶解，除了受水这一重要因素影响外，还将受岩石性质、温度、浓度梯度、流速等因素的影响。

(1)岩石性质：一般来说，质纯层厚，CaCO₃含量高的碳酸盐岩石较易形成岩溶溶洞。最容易形成溶洞的是石灰岩，次为白云质灰岩和白云岩，再其次为泥质灰岩和硅质灰岩，就岩石结构来说，一般颗粒晶粒愈粗，其溶解度愈大，岩溶发育也愈强烈。粗粒结构的岩石孔隙大，岩石的吸水率高，抗侵蚀能力弱，有利于溶洞的发育。

岩石岩层越厚，其含有的难溶物越少，溶解度也越大；薄层碳酸盐岩常含较多的泥质等杂质，溶解度较小，不利于溶洞的发育。

国土资源部岩溶动力学开放研究实验室研究表明：不同碳酸盐岩(石灰岩和白云岩)试片的侵蚀速率试验表明，外源水对灰岩的侵蚀速率在1000mm/ka数量级；而外源水对白云岩的侵蚀速率在100mm/ka数量级。且灰岩侵蚀速率对水动力条件的变化远较白云岩敏感，即流速增大时，灰岩溶解速率增加明显，而白云岩溶解速率仅有少量增加，反映出两种主要的碳酸盐岩在溶解速率控制机理上存在差异。

(2)温度：温度变化主要从两个方面产生影响，一是影响CO₂在水中的溶解或逸出，从而改变了水溶液对碳酸盐岩的溶解能力；二是水溶液中各反应离子微粒所获得的环境活动能量发生变化，进而影响反应的进行和速率。

一些碳酸盐岩的溶解速度与温度的关系如表1-2。从表中可以看出：碳酸盐岩在不同温度时的溶解速度是不同的。白云岩溶解速度最大值有一部分出现在60℃，另一部分出现在40℃；而灰岩和大理岩溶解速度最大值是在40℃。高温(如80℃)或低温(如0.5℃)溶解速度均较低。可见，40～60℃这个温度段是岩溶发育的最有利的温度区间^[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)

在自然界的开放系统中，温度和气候条件对碳酸盐岩溶解的影响还要复杂得多。现阶段所表现的中国南方岩溶比北方岩溶强烈，这是由于降水多和气候炎热所致，这两个因素影响岩石的溶解度，因为：它们使可溶岩更易风化和被溶蚀；易于促进细菌繁殖，分解碳水化合物和碳化物，产生大量CO₂和水中的其他酸类；易于促进扩散和溶解。

Lahmann(1970)、Balaz(1973)和Bauer(1964)等人指出：潮湿热带地区，较高的土壤温度和繁茂的植物释放CO₂的速度更快。在这些地区的土壤空气中，生物成因的CO₂浓度比大气中的浓度大30～100倍。渗过土壤层的地下水，具有较高的侵蚀性，所以，湿热地区岩溶发育也更强烈。

(3)流速和浓度梯度：岩石的溶解作用总是首先在岩石和水接触的界面上开始的，显然，岩—水界面处的状态环境对溶解作用的进行起重要的控制作用。

碳酸盐离解生成的Ca²⁺和

离子在岩—水界面处达到一定浓度。它们的乘积接近或等于饱和溶解度时，该处的溶液就达到了对CaCO₃溶解的饱和状态。这些离子如果不能转移疏开，则将在岩—水界面附近形成一个密集的离子层或局部饱和层，阻止CaCO₃的继续溶解。

岩水界面附近的密集离子层或局部饱和层主要在两种情况下被移疏开。如果水溶液是流动的，这些密集的离子或分子微粒将被水流携带疏开，同时在流动过程中，还由于水动力作用，溶质微粒还要在水流路线上向四周扩散开去，这种现象称为“水动力弥散”。显然，水流速越快，溶质的弥散迁移越显著，结果是使溶质的局部浓度被冲淡，如果水溶液的流动极其缓慢，那么溶质微粒在其离子或分子活性力影响下，也将从高浓度区沿浓度梯度方向向低浓度区运动，直到浓度梯度消失为止，这种现象称为离子或分子的“自身扩散”，亦即浓度效应，这也可以使岩水界面处的密集离子层或饱和层自动缓慢疏开。

1.1.2 地质构造与溶洞的发育

不同类型及不同性质的断裂、褶皱、节理等构造，其力学作用机制和岩石破碎程度不同。地质构造与溶洞发育的关系极为密切。实践表明，它不仅控制着溶洞发育的方向，而且还影响着溶洞发育的规模和大小。

1.1.2.1 断裂对溶洞发育的影响^{[8，28，29]}

断裂构造使岩层产生大量裂隙，为岩溶水活动和溶岩作用提供了极为有利的条件。断裂性质、断层岩的胶结特性、裂隙发育程度、规模等，在一定程度上控制了溶洞的发育。野外调查和实践表明，溶洞常常沿着断裂破碎带发育，并具有以下一些特征：

(1)张性断裂带与溶洞的发育：因张性断裂带受拉张应力作用，张裂程度较大，断裂面较粗糙，裂口较宽，断层岩多为角砾岩、碎裂岩等，断层角砾岩的角砾棱角尖锐，大小混杂，结构疏松。断层岩粒径相差悬殊，胶结性差或未胶结，孔隙度高、透水性强、利于地下水的赋存、运移，常为岩溶水的有利通道，故通常岩溶作用和岩溶化程度最为强烈。沿断裂带发育的溶洞比较多，规模也比较大。

(2)压性断裂带与溶洞的发育：因压性断裂带受强烈的挤压应力作用，其宽度一般较大，特别是区域性的大断裂，破碎带的宽度有时可达数百米至一千米以上。压性断裂带的断裂面常平直、光滑，裂口闭合，多为碎裂岩、超碎裂岩和断层泥所组成，一般呈致密胶结状态，孔隙率低，透水性微弱，不利于岩溶水的流通，相对于其他类型的断层而言，其岩溶作用最弱，岩溶溶洞发育程度也最轻微。值得注意的是，有时在压性断裂带的上盘(或下盘)也可能出现强烈的岩溶溶洞发育现象。

(3)扭性断裂带与溶洞的发育：由于扭性断裂带受剪应力作用，既有岩石的细粒化，也存在次一级的构造裂隙。断裂面多陡倾或近直立，延伸较深较远，有利于岩溶水向纵深方向活动，故岩溶作用及溶洞发育的深度一般较大。

(4)构造节理和层间裂隙与溶洞的发育：这里所指的层间裂隙主要是在构造作用下，由于岩层层面之间的相对位移而产生的裂隙。当向斜轴部岩层总厚度为翼部岩层总厚度的数倍时，此种增厚在脆性岩层中常表现为层间裂隙的扩大，这就为溶洞的发育提供了良好的条件。实践表明，很多溶洞现象是沿节理及层面裂隙发育的。

(5)两组及多组断层交汇部位：在两组及多组断层交汇部位，将产生应力集中，岩石破碎较强烈。当交汇处岩层为厚层、质纯、性脆的灰岩时，各组裂隙倾角陡立，相互交切，从而大大提高了交汇部位岩石的孔隙度等，扩大了交汇部位的储运空间，有利于地下水的活动和岩溶的发育。从动力学和运动学看，两组断层交汇(多组断层交汇同理)，包含有最大主应力轴σ₁象限的两岩块通常发生相向运动，而包含最小主应力轴σ₃象限的两岩块则发生相背运动。这样在交汇处，含有最小主应力轴σ₃象限的两岩块间通常出现拉张空间，为地下水的运动和岩溶的发育提供了良好“空间”基础。

1.1.2.2 褶皱各部位溶洞的发育特征^[8，30]

(1)背斜轴部是产生张应力的地方，张节理发育，在地形上往往处于山区分水岭地段，雨水或地表水沿这些节理裂隙作垂直运动，然后再向两翼或沿地质构造线方向运动，故岩溶多以落水洞、漏斗、洼地等为主，并具有与构造轴线一致的带状分布特征。在岩溶水运动系统中，此处一般属于补给部位。例如桂林猴山背斜轴部，为厚层—块状岩层碳酸盐岩，从褶皱的形成机制看，纵弯褶皱作用较易在转折端形成虚脱，为塌陷准备了至关重要的“空间”条件；从局部应力环境看，背斜转折端总体处于引张环境，在区域和局部应力共同作用下，一般形成一对斜向共轭剪节理和一组纵张节理，其中纵张节理沿枢纽平行发育，构成引张裂隙带，它是溶洞及其塌陷有利的构造带。

此外，背斜的剥蚀深度和地形也极为重要。当背斜剥蚀深度不大时，其轴部仍保留有大部分引张带的溶蚀破碎岩层，形成有利的储水空间，也有利于溶洞的发育；而向翼部和地下深处，构造环境转为挤压为主，裂隙逐渐闭合乃至消失，成为相对隔水环境，不利于溶洞的发育。

(2)向斜轴部在岩溶水运动系统中属聚水区或排泄区，岩溶水往往富集于轴部或循构造轴向流动，或向地表河流排泄。岩溶水运动的这一特征，再加上褶皱轴部较为发育的层间裂隙，就给向斜轴部岩溶水的水平运动创造了十分有利的条件。在这些部位往往形成较大的溶洞，甚至形成暗河。由纵弯褶皱作用形成的向斜变形特征与背斜大体相同，在区域和局部应力作用下，向斜核部发育一组斜向共轭剪理和一组与褶皱枢纽垂直的横张节理。同样，横张节理宽度大、裂面粗糙、充填性差，是储水和形成各种岩溶溶洞最为有利的裂隙类型。

(3)褶皱翼部在岩溶水运动系统中居于径流部位，流速大，水动力作用活跃，岩溶化程度强烈，尤以临近向斜轴部或河谷边缘地区更甚。在这一部位既发育有水平岩溶溶洞形态，也发育有与地表相联系的垂直岩溶溶洞形态。

(4)褶皱构造的转折端，常常形成各种节理裂隙，是岩溶溶洞发育的集中场所，往往形成大量的溶洞，其规模、形态各不相同。

(5)背斜倾伏端，褶皱的倾伏端，不但发育上面提到的剪节理和纵张节理，有时还发育横张节理，横张节理是岩层沿走向受到某种限制转为向下倾伏所派生的平行枢纽局部引张力的作用下形成的。该部位岩石常常破碎、裂隙较为发育，整个褶皱构造的地下水往往都将沿着张裂隙及层间裂隙向倾伏端富集。如果倾伏端地势低洼，则常形成地下水的排泄区，水岩作用更加充分，极易于溶洞的发育。

(6)向斜扬起端，岩层呈锨状翘起，褶曲幅度大、应力局部增强，各种裂隙特别是层间裂隙发育。如扬起端地势低洼，埋藏浅，常出现降落漏斗，地下(表)水汇集的良好场所，是岩溶溶洞的易发构造部位。

1.1.3 溶洞发育的影响因素

1.1.3.1 地形、地貌对溶洞发育的影响

岩溶丘陵山区与平原接壤的过渡地带、溶蚀堆积平原和丘陵地区的洼地、槽谷等地段，地面标高相对较低，容易长年积水，地下水径流强烈，有利于形成竖井、落水洞、溶洞等。

1.1.3.2 碳酸盐岩与非碳酸盐岩的空间位置对溶洞发育的影响^[8]

由于碳酸盐岩层透水性相对较强，而粘土岩为不透水或为弱透水层。因此它们在空间位置上的不同排列，就构成了不同的地下水径流条件与不同的岩溶发育规律。

(1)产状平缓的灰岩，上覆不透水粘土岩时，因受粘土岩的阻隔，灰岩不能从垂直方向得到降水的直接补给，只能从水平方向得到地下水补给，因此岩溶溶洞一般不发育。只是在地表沟谷切割剧烈的情况下，在沟底下部及两侧产生较强的岩溶作用，形成溶洞。

(2)产状平缓的灰岩，下伏不透水粘土岩，当二者的接触面高于邻近的河水面时，由于岩溶水受粘土岩的阻隔，灰岩与粘土岩的接触面上，常有岩溶泉以悬挂的形式，出露在河谷斜坡之上。

(3)陡倾或直立产状的灰岩与砂页岩相间排列时，两者的接触带是岩溶水动力现象最活跃的场所，岩溶作用强烈，常在这些接触带附近形成一系列的溶洞、落水洞、漏斗等岩溶现象。

1.1.3.3 地壳运动对溶洞发育的影响

现代地壳运动的表现之一是间歇性升降运动，相应地引起侵蚀基准面的变化。当岩溶地区上升时，基准面相对下降，地下水随着向下溶蚀，岩溶水垂直循环带变厚，发育垂直的岩溶形态。在地壳活动相对稳定时期，岩溶水向当地主要基准面排泄，水平运动强烈，长期稳定在一定高程内，形成较大的水平溶洞。地壳的间隙性上升，造成侵蚀基准面的改变，岩溶水适应其变化，形成了溶洞成层发育现象。侵蚀基准面的改变促使河流阶地的发育，因此阶地与成层分布的溶洞往往对应发育，每一层溶洞的高度与某一级阶地的高度相当。例如，桂林漓江底部由于多次的地壳运动，形成了三层高度不同的水平溶洞。

1.1.3.4 气候条件的影响

气候对岩溶发育的影响也很大，我国广西、贵州、云南以及华南各省为亚热带、热带气候，降水量大、降水季节长，因此岩溶发育比较强烈。我国华北各省如河北、山西以及辽宁为半干旱半湿润气候，降水量小、降水季节较短，地表径流与地表可溶岩接触时间较少、较短，地下径流与可溶岩接触时间较长，地表岩溶一般发育微弱，而地下岩溶较为发育，常有大型岩溶泉出露，如山西省的一些岩溶泉。而西北和内蒙古一带，气候干旱，岩溶发育就较微弱。

1.1.3.5 水文条件对溶洞发育的影响

一般来说，较大规模的溶洞主要分布在河流岸边及其中上游地区，如广西桂林位于漓江中上游地区，发育有大量的大型溶洞，漓江底部发育有三层溶洞。这是由于在水系发育地带，河流流域多是下切较深的谷地，在岸边地带地下水水力梯度大，水交替强烈，并有外源地表水和远处地下水的补给。外源水不但从水量上增强降水的作用，而且来自非岩溶地区的水具有较低的碳酸盐饱和度，对碳酸盐介质溶蚀和侵蚀能力强。远离水系相对水力梯度变小，汇水面积小，岩溶作用相对较弱，一般发育的溶洞规模也较小。在河流的中上游地区地势较高，河流切割深度大，常常导致梯度较大的水动力条件，有利于岩溶作用，常形成规模较大的溶洞及地下河。另外，中上游地区地形变化小，溶蚀洼地和岩溶谷地发育，降水主要汇入这些负地形中补给地下水，有利于形成集中径流，也形成较大规模的溶洞。下游地区是山地、丘陵向平原的过渡带，地形坡度小，地表沟谷发育，降水主要形成地表径流排泄，不利于形成大的溶洞。

⑼ 岩溶发育的解译

要认识岩溶作用的作用过程，作为第一步，需要对岩溶系统进行描述。因此，首先要回答的问题是“它像什么？”，然后是“为什么会这样？”。

描述方法中的一个重要原则是将岩溶系统不同的属性彼此相互联系。下面作为典型例子对几个这种联系进行讨论。

（1）岩溶地区的水循环与地质特征有关

构成早期地下水流系统路径的溶洞发育的方向与岩石中节理系统的构造有关，这种关联特征可以给出有关节理系统怎样和在什么样的条件下控制岩溶发育的信息。还有许多其他的岩溶水系统特征与地质构造（如背斜、向斜和其他构造特征）关系存在。

（2）岩溶泉对洪水的响应可以给出构成岩溶水系统的含水层类型方面的信息

有些岩溶泉的流量几乎立即响应洪水事件，而有些岩溶泉却非常缓慢地响应洪水事件。前者可能与管流系统有关，而后一种极端类型，它是一种扩散型含水层，水流通过许多小的，相互联系的裂隙和孔隙，它们有高的阻水性和大的储水能力。因此，显示出对洪水事件的延迟效应。从这些泉的水文动态属性的详细分析，可以认为，岩溶系统是由两种相互联系的含水层组成的：一是管道流含水层，排水最有效；二是作为储库的扩散流含水层。

（3）地表岩溶的发育与地下岩溶作用的状态密切相关

塌陷仅在地下存在大溶洞的地方才有可能形成。地表排水系统与地下排水系统的联系（例如在半岩溶地区）反映了地下岩溶作用的存在。通过地表水染色示踪及观察其再现，可以给出有关地下岩溶作用的有价值信息并帮助识别地下水盆地。

（4）调查溶洞及其溶洞通道的形态可以给出有关溶洞发育的有价值信息

可以分辨出溶洞发育的两个阶段。在早期阶段，地下水位高，可以形成溶洞管道，且在潜水带中完全被水充满。这些通道呈圆形或扁豆状，其形态明显显示了溶解侵蚀占主导作用。在晚期，溶洞通道部分被地下水所放弃，在目前的包气带地区，水流呈自由水面，在这种条件发育的溶洞通道显示垂直下切特征，而发育成峡谷。根据溶洞的高度与先前河谷位置之间的关系可进一步给出有关溶洞系统演化的信息。

一些教科书，如Bogli（1980）、Jennings（1985）、Jakucz（1977）、Milanovic（1981）、Pfeffer（1978）和Trudgill（1985）和一些评论文章，如 Hanshaw＆Back（1979）；Stringfield等（1979），以及由Back和La Moreaux（1983）编辑的V.T.Stringfield研讨论文集，总结了大量的野外观察实验，从而得出对岩溶作用过程总的看法是：岩溶作用是地下水在其入渗到可溶的碳酸盐岩石中发生的溶解作用过程。一旦在可溶岩地区，存在地下水输入和输出之间的水力梯度，就会驱动水在由数量级为几十个微米的原生微型裂隙组成的相互联系的系统中流动，这便是岩溶作用的开始。

由于对岩溶作用的初始阶段不可能进行直接的观测，因此关于这方面的信息知之甚少。然而可以推断，一定存在可渗透的原生裂隙和断裂系统，它们被地下水的侵蚀作用扩大，进而形成未来岩溶含水层的次生渗透性。裂隙中的水流在这个阶段一定是呈层流状态，这可以从臆想它们的大小和水力梯度中得知这一点。在有利的条件下，初始微裂隙逐渐被溶蚀扩大成直径为几个毫米的管流网络，开始出现紊流。在这种条件下，石灰岩被溶解作用移走的数量不断增加，其主要原因是：①紊流能快速将溶解物质传输到溶液之中，从而使溶解速率加快；②侵蚀水的总量增加，因此溶解石灰岩的能力增强。

因此，一旦超过一定的通道直径大小，便形成有效的排水系统。最终改变了输入-输出格局，地表和地下水排水系统的关系便构成了显著的岩溶特征。与此同时，扩散流岩溶系统也在不断变化，岩石的渗透性不断增加。管道流系统和扩散流系统相互作用，相互影响，最终发育为成熟的岩溶系统。

在这个总的框架中，还有许多问题悬而未决。可渗透或适宜的裂隙和节理的术语仅是用于说明若干年前岩溶作用开始的情形，而并不是对此作出的解释。人们不禁要问“什么是可渗透的裂隙？在初始‘裂隙含水层’中它需多大水力梯度？”即使这个问题可以回答，紧接着的问题是“裂隙中的水流可以运移多远，而不失去溶解扩大这种裂隙的能力？”与之相关的问题是“流经裂隙的一定量的水流能带走多少石灰岩？”。

这些问题不能再用描述性方法进行解答，而必须通过多学科方法加以解决，即采用石灰岩-水-二氧化碳系统化学以及裂隙系统和管流含水层中的流体动力学方法。

Thraikill（1968）在他的经典文章中讨论过“石灰岩洞的化学和水文因素”。他调查了管网的水流动模式，模拟了岩溶含水层的层流和紊流，得出结论：在层流和紊流状态下流动模式是相似的，其假定条件是岩溶含水层的侧向扩展相对于深度是很宽的，且渗透性分布均匀。他调查了包气带水入渗到岩石为到达水面过程中的化学演化，得出结论：大多数这种水在到达水面时被方解石所饱和。为了解释浅部潜水带中岩溶孔隙度增大的原因，他寻求重新处于非饱和状态的原因。假定在1km²面积上不断接收雨水入渗形成长为500m，平均直径为 1m的最小溶洞需 10万年。他定义的标准最小非饱和度时钙浓度为0.0108mg·L^-1。这种大小的非饱和度可能因温度的影响产生。当温度下降1℃时，非饱和度将增大50倍，这是根据CO₂-H₂O-CaCO₃系统的质量作用定律预测得到的。Bogli（1964）通过混合效应得出了类似的结论。这种效应是指两种饱和的CaCO₃溶液混合（不同的CO₂浓度和不同的Ca²⁺浓度）重新具有侵蚀性，尽管这些考虑表明溶洞和岩溶含水层的发育与水动力学和平衡化学规律不相矛盾，但人们应看到，这些观点缺少控制岩溶系统演化的重要原理。

因为岩溶演化是与时空有关的作用过程，所以必须回答平衡化学所不能回答的两个重要问题。第一是关于岩溶系统空间展布的问题，这个问题与“在给定条件下方解石侵蚀性在达到饱和（或不再溶解石灰岩）之前能运移多远？”有关。第二是有关时间的问题，即从初始状态发育到成熟岩溶系统需要多长时间。

回答这些问题的关键是弄清方解石的溶解或岩溶作用的动力学机制。如果方解石的溶解反应极快，水一旦与方解石接触，便会在极短的时间内达到饱和。因此，由水入渗到原生裂隙中发生的石灰岩溶解便会在运移很短距离后停止，此种情况下仅发生地表侵蚀现象。结果是灰岩面呈均匀下降。从而不会发育诸多地下水循环的岩溶特征。换句话说，如果溶解相当的快，岩溶地貌就根本不会出现。而另一方面，如果假设反应进程极其缓慢，那么，入渗到原生裂隙中的水就会在极长的运移过程中保持其溶解能力，流动通道的增大是以均匀的速率在各处进行，结果是形成均一的次生渗透性，这与自然界观测到的相悖。此外，极其慢的反应动力机制其结果是单位面积和时间的石灰岩溶解量极小。因此，裂隙增大的速率极小，从而形成岩溶含水层的时间从理论分析来看为无限长。为了认识岩溶作用的过程，正如White和Longyear（1962）首次认识到的那样，需要深入了解方解石溶解动力学机制。

详细讨论复杂的方解石溶解和沉积动力学机制，以及将它们与岩溶系统的发育和岩溶相关的环境联系起来，是本书的两大主要目的。