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+][
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
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
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 pCO2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；pCO2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pCO2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pCO2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。
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
式(1-4)所反映的平衡关系决定着水中H+和
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
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+、
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
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。