喀斯特地貌

第一节 喀斯特作用 喀斯特作用（Karst Process）：凡水对可溶性岩石以化学过程为主（溶解和沉淀），机械过程（流水侵蚀和沉积，以及重力崩塌和堆积等）为辅的破坏和改造作用，称为喀斯特作用。 由喀斯特作用形成的地貌称为喀斯特地貌。 喀斯特作用不仅发生在地表，而且更多的发生在地下。

一、喀斯特作用的化学过程 喀斯特作用的化学过程的实质是酸性溶液使碳酸盐类岩石溶解和水溶液中碳酸钙重新沉积两个过程。即： CO2 + H2O H2CO3 H2CO3 H++HCO3- H+ +CaCO 3 HCO3- +Ca++ 综合反应式是： CaCO3 + CO2 +H2O 2HCO3- + Ca++

岩溶动力系统概念模型 气相 CO2(汽） 放气（沉积） CO2（液） 进气（溶解） H2O H2CO3 HCO3- HCO3- Ca2- 液 相 H+ Ca2+ 、CO32- 固相 CaCO3(固） 沉积 溶解

二、喀斯特作用的基本条件 喀斯特作用能否进行主要取决于岩石的可溶性和水的溶解力，它们具有质的确定性，是岩溶作用的必要条件。但是喀斯特作用的深入程度则受岩石的透水性和水的流动性的影响，具有量的影响，是岩溶作用的充分条件。 岩石 水 必要条件 可溶性 溶解力 充分条件 透水性 流动性

（一）、岩石的可溶性 岩石的可溶性主要取决于岩石的成分和岩石的结构。 1、岩石的成分 从成分上看，卤盐类的溶解度最大，硫酸盐类岩石次之，碳酸盐类最小。但碳酸盐类对喀斯特地貌发育意义最大。 碳酸盐类岩石是碳酸盐矿物含量大于50%的沉积岩，主要矿物成分为方解石、白云石等，以及少量的二氧化硅、氧化铁、粘土、砂等。

地层 岩性 矿物成分百分含量（%） 栖霞第一段 P1q1 茅口第一段 P1m1 茅口第二段 P1m2 四川兴文地区灰岩成分含量表 地层 岩性 矿物成分百分含量（%） 方解石 白云石 酸不溶物 栖霞第一段 P1q1 微晶生物碎屑灰岩 38.8-99.5 1.0-2.8 0.2-7.8 茅口第一段 P1m1 78.1-98.0 0-6.4 07-16.1 茅口第二段 P1m2 91.5-9930 0-2.9 0.32-3.6

碳酸盐类岩石分类表 岩类 方解石% 白云石% 岩石名称 石灰岩类 100-90 0-10 石灰岩 90-75 10-25 75-50 碳酸盐类岩石的代表是石灰岩（CaCO3）和白云岩（CaMg(CO3)2）,但二者之间有许多过渡类型的岩石。 碳酸盐类岩石分类表 岩类 方解石% 白云石% 岩石名称 石灰岩类 100-90 0-10 石灰岩 90-75 10-25 含白云质灰岩 75-50 25-50 白云质灰岩 白云岩类 50-25 50-75 灰质白云岩 25-10 75-90 含灰质白云岩 10-0 90-100 白云岩

碳酸盐类岩石中酸不溶物的含量越小，岩石的溶解度越高。 碳酸盐类岩石的溶解度差异很大，主要原因与矿物的组成有关。一般来说，岩石中CaO的含量越高，其溶解度越高。 碳酸盐类岩石中酸不溶物的含量越小，岩石的溶解度越高。 20 40 60 0.4 0.6 0.8 1 相对溶解度 石灰岩 过渡岩类 白云岩 CaO/MgO比值与相对溶解度关系曲线

碳酸盐类岩石中白云岩的含量% 相对溶解度

2、岩石的结构 结晶质岩石的晶粒越小，相对溶解度越大；不等 粒结构的灰岩比等粒结构的灰岩相对溶解度高。 如：微粒白云岩相对溶解度0.82 细粒白云岩相对溶解度0.74 中粒白云岩相对溶解度0.65

（二）、岩石的透水性 岩石的透水性影响着水向地下的渗流，并且关系到地下喀斯特作用的进行。岩石的透水性取决于岩石的孔隙度和裂隙度。 1、岩石的孔隙度 由于灰岩的孔隙度一般仅为2—7%，孔隙度对岩石的透水性影响较小。

2、岩石的裂隙度 岩石的裂隙度对岩石的透水性影响最大。它的大小与岩石的构造、纯度和厚度等有关。 （1）构造：构造是控制岩石透水性的重要因素，如背斜顶部或向斜的深部，张性裂隙发育，岩石透水性好，因此在这些构造部位喀斯特地貌十分发育。 （2）岩石的纯度：质纯的灰岩刚性强，产生的裂隙深而长，有利于水的下渗。 （3）岩层的厚度：厚度大的灰岩裂隙发育，有利于水下渗并溶蚀灰岩，形成喀斯特地貌。

水的溶蚀力取决于水的化学成分、温度、气压、水的流动性及流量等方面。水中CO2主要来源于三个方面：大气、有机 和无机的CO2。 （三）、水的溶蚀力 水的溶蚀力取决于水的化学成分、温度、气压、水的流动性及流量等方面。水中CO2主要来源于三个方面：大气、有机 和无机的CO2。 各种溶蚀因素导致的溶蚀强度 溶蚀因素 溶蚀强度（%） 大气 CO2 4.47 有机CO2 49.26 无机CO2 4.02 有机酸 37.11 无机酸 5.14

１、来源于大气的CO２ 　　　由大气扩散进入水中的CO２，其含量受温度大气压力的影响。其基本规律是：水中CO２的含量与温度成反比，与气压成正比。 不同温度压力下水中CO2的含量 t℃ Pco2=0.0003 大气压mg/kg Pco2=1 1.02 3347 10 0.71 2319 20 0.52 1689 30 0.39 1250

在封闭系统中，当CO2气压一定时，水对CO2的 吸收系数随温度增高而下降。温度高，水中CO２的 （１）温度 在封闭系统中，当CO2气压一定时，水对CO2的 吸收系数随温度增高而下降。温度高，水中CO２的 含量就低；温度低，水中CO２就含量高，如溶于水 中CO2的在0℃时比35 ℃时高3倍。 （２）大气压力 大气压力大，水中CO2的含量增加；大气压力小，水中CO２的含量减少。

不同温度和压力下水中CO2含量 t℃ Pco2=0.0003 大气压（mg/kg） Pco2=1 1.02 3347 10 0.71 2319 20 0.52 1689 30 0.39 1250

碳酸盐矿物的溶解度也随着温度或压力的变化而增减。 CO2分压（大气压） Caco3溶解度（mg/l) 10℃ 25℃ 方解石在开放系统中的溶解曲线图

由此可见，温度低的水含CO2较多，溶蚀力比温度高的水为强。但在开放系统中，温度升高将加快水的电离速度，即水中H+和OH-浓度增加，化学反应速度加快，碳酸钙的溶解度随着温度的升高而增大。因此，温度高有利于碳酸岩类岩石的溶解，这是高温地区的岩溶特别发育的主要原因之一。

2、有机成因的CO2 有机成因的CO2主要来源于土壤中有机物的氧化和分解。土壤空气中CO2的含量可达6%以上，远大于空气中 CO2的含量（0.03%）。水在向下渗透的过程中，大量溶解土壤空气的CO2，从而增强地下水的溶蚀力。 土壤空气中二氧化碳的含量与土壤类型和土壤深度有关（92页表5-3）。

3、无机成因的CO2 这类二氧化碳主要是岩体内的一些矿物氧化水解出无机酸，并与碳酸盐类岩石反应生成二氧化碳，进而发生岩溶作用。

（四）水的流动性及流量 经常流动的水体，能较大地提高水的溶蚀力，其原因是： 　　第一，流动的水处于开放系统，从降水（补给）—地表水及地下水（流动）—排泄过程中，水经常与空气保持接触，能不断地补充因溶蚀岩石所消耗的CO2，使水体不易达到饱和。 例如，25℃不含CO2纯水的CaCO3溶解度为14.3毫克/升； 当溶解前与空气接触，溶入CO2，但溶解时与空气隔绝，即处于“封闭系统”时CaCO3的溶解度则上升至15.3毫克/升； 当溶解全过程与空气接触，即处于“开放系统”时，CaCO3的溶解度则剧增至100毫克/升，比封闭系统时还大5.5倍。

由于地球上的热带、亚热带地区雨量多，雨期长，水流量大和水的循环快，加上气温高及生物作用强，所以CaCO3溶蚀量比其他降水量少的寒、温带与干旱地区大。以我国为例，南亚热带广西的碳酸盐类岩石的溶蚀量为0.12--0.3毫米/年（100页表5－4）；而暖温带的河北只有0.02--0.03毫米/年，比前者减少了5--9倍。所以南方的岩溶地貌比北方发育。

第二，处于流动状态的水，有时虽然达到饱和，但当几种不同浓度的饱和溶液混合后，可变为不饱和而重新获得溶蚀能力，这种混合溶液的溶蚀现象有三种： 一是温度相同，但CaCO3含量不同的两种饱和溶液混合，变成不饱和溶液的溶蚀，称为“浓度混合溶蚀”； 二是CaCO3含量相同，但温度不同的两种饱和溶液混合，变成不饱和溶液的溶蚀，称为“温度混合溶蚀”； 三是海岸带的淡水与咸水混合，由于海水渗入，使混合水中的镁离子大增，当它的含量增加到大于10％时，造成异离子效应，从而提高钙离子的溶解度，使混合水溶蚀石灰岩。如墨西哥的尤卡坦，测得混合水对石灰岩的溶蚀力为120毫克/升，我国海南岛岸礁及南海珊瑚礁岛上的“礁塘”地貌，其生成亦与此有关。 此外，有些CaCO3饱和溶液，因温度降低，使CO2含量增加而变为不饱和溶液的溶蚀，称为“冷却溶蚀”。

三、喀斯特水的动态 喀斯特水的运动形式多种多样，它们之间是相互联系的而且具有垂直分带的特点。 喀斯特水的垂直分带 1、垂直渗透带 2、季节变动带 3、水平流动带 4、深部滞留带 地面 丰水期潜水面