一、溶蚀作用

（一）溶蚀作用机理

溶蚀作用是指水通过化学作用对矿物和岩石的破坏作用。化学作用主要有溶解、水解、水合、碳酸化及氧化等。其中水对可溶岩的溶解和水解十分普遍，即使在纯水中，一部分水分子也常离解成 H^{+离子和 OH-离子，使水具有酸性或碱性反应，其化学活动性很强。OH- 离子很容易夺取盐类矿物中的K+，Na+，Ca+和 Mg+等阳离子，促使矿物结构破坏，分解为单个离子或分子扩}散于水中。实际上自然界中的各种水体如雨水、河、湖或地下水都不是纯水， 而是含有酸类如碳酸、硫酸、硝酸等的水溶液，它们都会加速岩石的破坏， 特别是碳酸对石灰岩的碳酸化作用

就更为普遍。原因是大气中的 CO2 与水化合后即成为碳酸：

碳酸电离后产生 H^{+和 HCO3-离子即：}

当 H⁺与石灰岩（CaCO3）作用时，H⁺从 CaCO3 中离解出 CO^2- ，结合成 HCO^-3，从而分解出 Ca²⁺，CaCO3 也就溶解于水即：

综合反应式是：

可溶岩的溶蚀结果：一是所有组分全部溶解，即称为“全溶解”，例如对质纯的石灰岩溶解；二是只有部分组分溶解，称为“不全溶解”，如对含有杂质的石灰岩溶解，包括泥质石灰岩、硅质石灰岩和铁质石灰岩等。不溶或难溶的物质会残留在岩石表面或裂隙中，阻碍溶解作用。

此外，由硫化铁氧化时产生的硫酸，生物活动或死亡后分解而产生的有机酸，闪电时产生的二氧化氮溶入水后形成的硝酸等强酸类，对石灰岩都会产生强烈的溶蚀，如式：

①CaCO3＋H2SO4→CaS4＋CO2↑＋H2O

②CaCO3＋2HNO3→Ca（NO3）2＋CO2↑＋H2O

③CaCO3＋CH3—COOH→（CH3—COO）2Ca＋CO2↑＋H2O

（二）影响溶蚀作用的主要因素

溶蚀作用能否进行及其溶蚀速度主要受水的溶蚀力、岩石的可溶性及岩石的透水性等因素影响。

1. 水的溶蚀能力。

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。（1）水的化学成分。水含酸类是岩石溶蚀的关键，而酸的含量多少则影响岩石的溶蚀速度，酸的含量越高，溶蚀力也越强。酸的来源除了少部分来

自矿物的分解和生物活动而直接产生之外，大多数是由大气中的 CO2 溶入水中而成，这些 CO2 有来自火山喷发、有机物的燃烧、动植物呼吸、有机物的分解及微生物的作用方面。其中有机成因的 CO2 十分重要，它所造成溶蚀强度也很大（表 5－1），例如土壤中因有机质的氧化和分解而产生的 CO2 常达1％以上，最高可达 6％（表 5－2），比大气中 CO2 的一般含量（0.03％）高出 33～199 倍。CO2 对岩石的溶解起着重要作用。

表 5－1 溶蚀因素与溶蚀强度比较（据 L.Jakucs）

表 5－2 云南西双版纳不同植被下土壤中 CO2 的含量(容积%)

据《中国岩溶研究》，转引杨景春《地貌学》。

1. 水的温度。水中 CO2 的含量与温度成反比，一般温度越高，CO2 的含量越少，温度越低，CO2 的含量越多。温度高的水，CO2 的含量虽然减少了， 但水分子的离解速度加快，水中 H^{+和 OH-离子增多，溶蚀力反而得到加强。据测验气温每增加 10℃，水的化学反应速度增加一倍，故高温地区的岩溶速度较快。}

2. 气压的影响。气压会影响水中的 CO2 的含量，一般大气中 CO2 的含

量占空气体积的 0.03％，因此在自由大气下，空气中 CO2 的分压力 PCO2 ＝ 0.0003 大气压。水中 CO2 的含量与气压成正比，在温度条件不变的情况下， 局部分压力越高，水中 CO2 的含量也越多（表 5－3），CaCO3 的溶解度也越大

（图 5－1）。

表 5－3 不同温度和压力下水中 CO2 的含量（据Д.C.CokoПoВ）

又如在正常 PCO2 作用下，水温 10℃时的 CaCO3 的溶解度为 70 毫克/升， 而在 PCO2 较高的溶洞中，CaCO3 的溶解度可增至 90～100 毫克/升。

1. 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， 原因：①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。例如在 25℃的纯水不含 CO2 时的 CaCO 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，亚热带广西的碳酸盐岩溶烛量为 0.12～

0.3 毫米/年（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。②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”。

表 5－4 我国不同气候带的碳酸盐岩溶蚀量

据严钦尚等《地貌学》，转引卢耀如及中国科学院地质研究所岩溶研究组资料综合。

1. 岩石的可溶性。

岩石的可溶性是岩溶地貌发育的最基本的物质条件，可溶性主要取决于岩石的化学成分与岩石结构。可溶岩按化学成分可分为三大类：即卤盐类如钾盐、石盐；硫酸盐类如硬石膏、石膏、芒硝等；碳酸盐类如石灰岩和白云岩等。在三类岩石之中，溶解度最大的是卤盐类，其次是硫酸盐类，最小是碳酸盐类。但地球上卤盐类和硫酸盐类岩石分布不广，厚度小，加上溶解速度快，地貌不易保存，故地貌意义不大。碳酸盐类岩石溶解度虽小，但分布广，岩体大，地貌保存较好，所以最有地貌意义，世界上绝大多数岩溶地貌都发生在该类岩石中，特别以石灰岩为突出。

但碳酸盐岩类中，又因 CaCO3 含量不同而溶解度也有较大的差别。一般来说，CaCO3 的含量越高，其他杂质（如 MgO,A12O3，SiO2，Fe2O3 等）含量越少的岩石，其溶解度就越大。因此碳酸盐岩石的溶蚀强度顺序为：质纯的石灰岩＞白云岩＞硅质石灰岩＞泥质石灰岩。

岩石的结构与溶解度有密切关系，试验表明，结晶的岩石，晶粒越小， 溶解度也越大，如表 5－5 中隐晶质微粒结构的石灰岩相对溶解度为 1.12， 而中、粗粒结构为 0.32，比前者少 2.5 倍。此外，不等粒结构的石灰岩比等粒结构石灰岩的相对溶解度大。

表 5-5 广西不同结构的碳酸盐类岩石的相对溶解度

据金玉璋资料，转引自杨景春《地貌学》，删节。

1. 岩石的透水性。

岩石的透水性对岩石的溶蚀速度和地下岩溶的发育有着重大影响。透水性不良的岩石，溶蚀作用只限于岩石表面，很难深入岩石内部。透水性好的岩石，地表和地下溶蚀都很强，地貌发育也好。透水性强弱取决于岩石的孔隙和裂隙大小和多少。按孔隙及裂隙的生成先后，可分出原生透水性与次生透水性二种，其透水性能差别较大。

原生透水性指在成岩时生成的孔隙及裂隙与其所产生的透水性能。在碳酸盐岩石中，除由生物遗体造成的岩石（如白垩岩、珊瑚礁）孔隙度较大（孔隙度 40％～70％）之外，一般结晶的石灰岩孔隙度都很小，只在 3％以下， 所以透水性都较弱。

次生透水性指岩石生成后，由于构造运动、风化和侵蚀作用而成的裂隙所产生的透水性能。其中由构造运动形成的张裂隙、断层裂隙和减荷裂隙等对透水性影响最大，它们明显地控制着岩石的透水性。此外，溶蚀作用本身也不断地改变着次生透水性，例如由溶蚀所成的管道、洞穴和溶隙等地貌， 它们极大地扩大了透水空间，增加了透水性，从而加强了岩石的溶蚀。这是地貌结果对地貌作用的一种正反馈。相反，如果堆积作用加强，透水空间缩小，透水性则受到削弱，造成了一种负反馈。