巖溶(國際上稱巖溶)是地表水和地下水對可溶巖石的壹種地質作用，以化學溶蝕作用為主，機械溶蝕作用為輔，所產生的各種現象的總稱。由於地下水可以廣泛滲入到可溶巖體中，在巖溶形成過程中起著比地表水更重要的作用。
壹些具有壹定溶解性的巖石或松散堆積物也能形成類巖溶現象，統稱為類巖溶或偽巖溶。如大量碎屑巖或含可溶膠結物的松散堆積物被水溶解，可產生類似於可溶巖中的巖溶現象，稱為碎屑巖溶或碎屑巖溶；富含碳酸鈣的黃土上因水的溶解或潛流而產生的類巖溶現象稱為黃土巖溶，或黃土巖溶；在凍土和冰川表面，由不均勻融化引起的類似巖溶的現象稱為熱巖溶，或熱巖溶。
巖溶不僅發生在現代，在過去的地質歷史中也有發生。只要將可溶巖石擡升到陸地環境中，經過長期的溶解作用而發展起來，就可以形成巖溶。中國主要巖溶期為震旦紀末、寒武紀-中奧陶世、奧陶紀末、晚泥盆世、中石炭世、晚二疊世、中晚三疊世、白堊紀至古近紀早期、新近紀晚期至第四紀早期及第四紀以來。其中，第三紀以前發育的巖溶稱為古巖溶。大多數古老的巖溶形態已被侵蝕或被晚期沈積物覆蓋和充填。如華北太行山區中奧陶統頂上的古巖溶窪地和溶洞中，常充填鋁土礦和山西式鐵礦；滇東上二疊統玄武巖充填於下二疊統陽新灰巖古溶洞中。鄂西自白堊紀至早第三紀發育的壹些巖溶現象被第三紀紅層所充填。壹些古老的巖溶仍然具有透水性，這也是巖溶分布在地下深處的原因之壹。
巖溶在中國分布廣泛，尤其是在廣西、貴州和雲南。中國西南地區的喀斯特面積達550萬平方公裏。可見，巖溶的研究在中國意義重大。
在巖溶地區，許多溶腔和孔隙往往隱藏在可溶巖石中，並可能存在地下河。修建水庫、挖掘隧道、開采礦藏或者修建其他工程時，遇有溶洞，可能發生滲漏、坍塌、湧水，對工程造成危害。因此，施工前必須進行勘探，避開可能造成危害的巖溶嚴重的不利地段，並註意完工後的影響。
巖溶地區地表水系統普遍不發育，非常缺水，但地下往往有豐富的水源。因此，有必要對巖溶地貌進行研究，以掌握巖溶水的分布規律，開發工業、農業和民用飲用水所需的水源。這對促進農業生產意義重大。
巖溶也與壹些礦床的形成密切相關。例如，溶解的殘渣可以富含鋁土礦；洞內可生成各種砂礦、磷礦、芒硝；地下深處的壹些古溶洞，如被厚厚的松散堆積物掩埋的潛山，也能成為富集石油和天然氣的好地方。此外，巖溶地下水還可以用來發電，洞內的低溫可以作為天然的冷藏倉庫。遠古人類和哺乳動物的化石往往保存在洞穴中，是研究人類、哺乳動物進化和古氣候的重要資料。
(2)巖溶發育條件
1.巖溶發育的基本條件
(1)巖石的可溶性主要取決於其成分和結構。
①巖石的成分根據巖石的成分，可溶巖可分為碳酸鹽巖(包括石灰巖、白雲巖、泥灰巖和矽質灰巖)、硫酸鹽巖(包括石膏、硬石膏和芒硝)和鹵化物巖(包括巖鹽和鉀鹽)。其溶解度在鹵素鹽中最高，在碳酸鹽中最低。然而，在自然界中，鹵鹽和硫酸鹽巖並不常見，遠不如碳酸鹽巖普遍。對於巖溶現象，碳酸鹽巖最有實際意義。
分布最廣的石灰石將在含CO的水溶液中進行以下溶解，生成碳酸。
CO+HO→HCO
這種碳酸會作用於石灰石，生成可溶性重質碳酸鈣。碳酸氫鈣常以Ca++和離子的形式溶於水，隨水流失。其中壹些還能發生逆反應，重新沈澱形成CaCO3。
第四紀地質與地貌
在這個反應式中，正向反應的速度取決於CO的濃度，逆向反應的速度取決於Ca++的濃度。即水中co含量越高，水的溶解力越大；水中Ca++含量越高，水的溶解力越弱。CO2來自大氣表面和土壤，可以不斷補充。因此，在整個過程中，溶解損失的CaCO往往多於CaCO的再沈澱。這壹過程的結果是在石灰巖中形成了許多洞穴。溶洞壹旦形成，促進水流的沖刷和洞壁的坍塌，使其不斷擴大，促進巖溶的發育。
在含鈷的水溶液中，方解石的溶解度比白雲石高。由於它們的含量比例不同，它們的溶解度也不同。壹般來說，石灰石比白雲石更容易溶解。如川東下三疊統嘉陵江組灰巖的實驗結果表明，純白雲巖的溶解速率僅為純灰巖的1/2-1/3。
在白雲質灰巖和鈣質白雲巖中，由於方解石和白雲石溶解度的明顯差異，方解石先溶解，使白雲石殘留下來，成為所謂的白雲石粉末，堵塞洞穴，使巖溶過程難以順利進行。
矽質石灰巖通常含有燧石結核或燧石帶。如果其中含有的矽質成分是大晶體，在不能阻止水溶解方解石的情況下，對巖溶是有利的。如果SiO處於顆粒分散或膠結狀態，可以阻礙巖溶。
泥灰巖中含有許多粘土物質，溶解後，其表面殘留的粘土顆粒也能填充孔洞，阻礙水流的運動，影響巖溶的延續。
此外，含有其他雜質也會影響巖溶作用的強度。如果石灰巖中含有石膏或黃鐵礦，可以促進巖溶。
②壹般來說，晶粒越小，相對溶解度越大，隱晶和細晶的溶解度往往高於粗晶。不等顆粒結構的相對溶解度大於等顆粒結構的相對溶解度。而粗晶結構容易被水流穿透，能在壹定程度上促進溶解。因此，巖石結構對巖石溶解性的影響是復雜的，必須從多方面考慮。
(2)巖石的滲透性巖石的滲透性創造了水與可溶巖石廣泛接觸的可能性，使得溶解作用不僅局限於巖石表面，而且向深部發展。
巖石的滲透性取決於裂縫和孔隙度。其中，裂縫比毛孔更重要。在各種裂隙中，層間裂隙和其他構造裂隙最接近巖溶的發育，是水滲入可溶巖體的最重要通道。在厚硬巖石中，構造裂隙雖然稀疏，但相對開闊，透水性強，可產生較大的溶蝕孔洞。較弱的巖石，如泥灰巖，裂隙密集，但大多是封閉的，透水性弱，巖溶不發育。石膏和巖鹽具有可塑性，節理細，透水性差。雖然它們具有高溶解度，但它們不能形成大孔。風化裂隙破壞可溶巖表面，可直接促進地表巖溶的發育。在壹定條件下，河岸剪切裂縫和其他局部因素引起的裂縫也能促進巖溶的發育。
可溶巖的孔隙度壹般較小，但在貝殼灰巖、珊瑚礁灰巖、其他有機碎屑巖和含可溶膠結物的碎屑巖中，孔隙度大而多，對巖溶發育意義重大。
(3)水的溶解性。水中的遊離CO2壹部分由碳酸組成，碳酸在與CaCO3相互作用生成Ca(HCO3)2的過程中再次分解為CO2。其實只是起到平衡的作用。另壹部分可以溶解CaCO3，在碳酸鹽巖中形成孔洞，稱為侵蝕性CO2。水的溶解能力主要取決於侵蝕性CO2的含量。含量越高，碳酸鹽巖的溶解度越高。
CO2包含在空氣中，由上層土壤中的生物地球化學產生。壹般來說，隨著深度的增加，CO2的生物地球化學逐漸消失。在與可溶巖石的相互作用過程中，侵蝕性CO2逐漸減少，礦化度逐漸增加，地下水的溶解能力逐漸降低。
然而，有時復雜的地球化學過程會在深循環帶產生二氧化碳。如果二氧化矽在高溫下與碳酸鈣反應，也會釋放出壹部分二氧化碳。
CaCO3+SiO2→CO2+CaSiO3
當水中含有、CO-和離子時，方解石和白雲石的溶解度也會增加。因此，在硫化物礦床的氧化帶附近，溶解作用也很強烈。
水溫也會影響溶解能力。水溫越高，溶解能力越強。水溫越低，溶解能力越弱。
對於石膏和硬石膏，含有巖鹽的地下水可以增加其溶解度。
(4)水的流動性
(1)影響地下水流的因素如果水處於靜止狀態，隨著侵蝕性CO2的不斷消耗，不能完全溶解可溶巖，必須不斷循環補充新鮮的侵蝕性CO2才能不斷溶解。
地下水的流動性取決於降雨量、水位差和滲透條件。地下水循環系統的降水量和水位差越大，水流越快。因此，在多雨潮濕地區和新構造運動強烈的地區，溶蝕作用相對較強。相反，在幹旱地區，降水很少，溶解作用很弱。在新構造運動相對穩定的準平原地區，地下水循環系統水位差不大，溶蝕作用不如山區強烈。
地下水的滲透條件與可溶巖中的巖溶發育程度有關。巖溶孔洞越多，地下水的循環條件越好，反過來促進巖溶作用更加強烈。
②地下水的流動形式
A.間隙流是指在可溶巖石的孔隙和小裂縫中滲出的地下水。它的特點是小，不集中，流動緩慢。
B.管流管流是匯集在溶洞和大裂隙中的地下水。它的水流大而集中，流動迅速，可能會有局部壓力。
C.如果脈沖管道中的水流進壹步發展，主管道與壹些較小的管道相連，相互保持水力接觸，形成樹枝狀的地下水流，稱為脈沖流。
D.凈流脈沖流進壹步發展，相互貫通，擴大了地下排水面積，增加了可溶巖中的管道密度，在較大範圍內有統壹的地下水面，稱為凈流。
間隙流主要發生在巖溶發育的初始階段和可溶巖體的管道之間。管流往往與地下河有關，集中向附近河流排放。總的來說，管流與周圍間隙流之間仍有水力聯系，但聯系較差，因此可溶巖體中巖溶發育很不均勻。只有當管道系統充分發育並相互連接成網絡流時，可溶巖體中的巖溶發育程度才相對均勻。
在山區，往往由於地殼上升或地質構造復雜，兩個管道系統互不連通，從而形成孤立或半孤立的水流。如發育在下三疊統嘉陵江灰巖中的重慶附近的觀音峽背斜，由於各層巖性不同，往往平行發育2-3條地下河，它們之間沒有明顯的水力聯系(圖5-1)。此外，由於隔水層的作用，或者管道被坍塌物和地下河沈積物堵塞，也會造成暫時隔絕的水流。
在平原地區，由於地殼相對長期穩定或下降，可溶巖中的溶解可以發展得更加均勻，形成明顯的地下盆地，有統壹的地下水面。
(3)地下水在可溶巖體中垂直分帶，巖溶發育不僅在管道與圍巖之間不均衡，而且從地表到地下深處也不均衡，表現在溶洞發育程度、延伸方向、形態等方面，有明顯的差異。
在厚而均勻的可溶巖體中，地下水存在以下垂直分帶現象(圖5-2)。
圖5-1重慶觀音峽背斜青林庵-龍車寺平行地下河(據成都地質學院水文壹隊)
1—落水洞；2-上升彈簧；3-下降彈簧；4-地下河；5-地下河出口；6-地質界線；7—背斜軸部
圖5-2巖溶水垂直分帶
1—垂直循環帶；2-季節變化帶；3-水平循環區；4-虹吸型循環帶；5—深循環帶
A.垂直循環帶該帶位於地下水位以上，平時無水或未被水飽和，故又稱充氣帶；下雨或融雪時，水沿著垂直的裂縫和管道從地表向下滲透。水在向下運動的過程中，如果遇到局部隔水層或水平通道，也可以水平運動，形成局部的上層滯水，有時還可以在谷坡上以懸泉的形式流出(圖5-3)。這個帶的厚度取決於地下水位的位置。地下水位取決於當地的排水基底，即主要河流水面的位置。地殼上升越強，山谷切割越深，垂直環流帶的厚度越大。地殼長期相對穩定，河谷下切較淺，垂向循環帶厚度較小。如廣西山區垂直環流帶厚度可達100 m以上，而平原地區壹般在100m以下。這個區域的厚度也隨著季節而變化。在雨季或融雪季節，垂直環流帶的厚度會隨著地下水位的上升而相應減小。相反，旱季厚度更大。因此，在垂直和水平環流帶之間實際上存在壹個季節變化帶。
B.水平循環帶被水飽和，所以也叫飽和帶。其上限為地下水位，其下部無明顯界面，與下壹區域逐漸過渡。在巖溶管道中，往往表現為不同規模的暗河，是巖溶地區最常見、最實用的地下水。該區域的水流主要沿水平方向流動，從補給區流向排泄區。越靠近排水基底，這種水平運動越明顯。
這壹帶的地下水有時是化學充填和機械充填，有些地區也可轉化為承壓水。其滲透系數往往大於5m/d，表現為紊流運動。只有在少數情況下，滲透系數很小，是層流運動。
隨著不同季節地下水位的升降，水平環流帶的厚度也發生變化。其厚度也從補給區到排放區逐漸增加。如水平環流帶在貴州貓跳河兩岸僅厚約5-10 m，到貓跳河谷坡時厚達20-30 m以上。
C.虹吸型循環帶與水平循環帶逐漸過渡，無明顯界面，但地下水運動方式明顯不同。該帶地下水為承壓地下水，主要以虹吸形式沿溶蝕裂隙緩慢流動，在谷底減壓區湧出，造成谷底巖溶。
這壹帶的水交替緩慢移動，流量也小，通常為層流；但當谷坡地形較陡，地下水位傾角較大，或谷底減壓區較淺時，流速也較快。
該帶的分布深度取決於河谷兩側地下河的水面坡度。水面坡度越大，谷底減壓帶越深越厚。相反，谷底減壓區的厚度也相應減小。
D.深循環帶的地下水在水文網的直接影響範圍之外運動，其流向往往由地質構造決定，沿著地下深處微小的溶隙和孔隙向排泄區流動非常緩慢。埋藏越深，流速越小，甚至接近停滯。有時，地下深處會出現大的構造裂縫、古巖溶孔洞，或者硫化物礦床的氧化帶，深層地下水在這些局部地區也會有較大的流速，形成深層巖溶。在我國南方，深層巖溶往往發育在地下深處，甚至低於海平面幾十到幾千米。
在上述地帶，地下水的運動方式和強度不同，決定了巖溶地貌的形態、位置、延伸方向和規模。其中，地下水的水平循環在巖溶發育過程中起著最重要的作用，最大、最大的溶洞總是在這壹帶生成。隨著地殼的升降，地下河發生變化以適應當地排水基的新位置，垂直循環帶和虹吸循環帶的位置也會相應變化；然而，深環流區的位置和動態相對穩定。
圖5-3上層死水和懸泉(根據北京大學)
上述垂直分帶現象只有在可溶巖層厚度較大且均勻，隔水層埋藏較深時才能充分表現出來。在這些地區，巖溶發育的深度主要取決於排水基底的位置。如果可溶巖層薄，隔水層淺，巖溶發育深度有限。由於隔水層的阻隔，可以形成懸於局部排水基面之上的巖溶帶，在可溶巖與隔水層的界面上發育水平溶洞，虹吸型和深循環帶不復存在。
2.除上述基本條件外，氣候、地質構造、新構造運動、植被、地形地貌等因素對巖溶發育也有不同程度的影響。其中，氣候和地質構造的影響最為明顯。
(1)氣候因素氣候對巖溶發育的影響主要表現在降水和溫度的變化上。降水量和溫度越高，越有利於溶蝕，巖溶越發育。在溫暖濕潤的氣候區，植被茂盛，產生大量的有機酸，也能增加水的溶解能力，從而加強巖溶的發育。如地處亞熱帶南部的廣西，因為高溫多雨，植被覆蓋面積大，極大地促進了溶蝕作用，所以普遍形成了以大面積溶蝕窪地、坡谷、孤峰、峰林、溶洞系統為特征的喀斯特地貌類型；內陸地區、高山、高緯度地區，由於氣候幹燥或寒冷，不利於巖溶發育。
(2)地質構造因素地質構造對巖溶發育的影響主要包括裂隙發育程度、延伸方向、組合形式、地層成分和產狀。壹般來說，裂隙制約著巖溶發育的方向、結構和程度。在裂隙巖體中，巖溶較為發育。可溶巖層和不溶夾層的厚度限制了巖溶發育的深度。不同地質構造類型的巖溶發育特征不同。
在水平和緩傾斜構造區，同壹可溶巖層在地表大面積分布，促使巖溶均勻發育，形成單壹景觀。各種地表巖溶形態往往沿構造裂隙發育，地下巖溶的發育大多受地表裂隙控制。在水平或緩傾斜的可溶巖層區，地下水的垂直分帶規律最明顯，因此巖溶地貌的垂直分帶也最清晰。
在單斜構造區，地層傾角增大，傾角對地下水流和巖溶發育的控制作用更加明顯。巖層傾角不同，地下水循環和巖溶地貌特征也不同。壹般來說，傾角越大，地下水循環越強，可溶巖體的巖溶程度越高。尤其是在靠近排水基底的傾斜地層的下端。
當存在不溶夾層時，在單斜構造區往往會形成許多相互平行但不連通，或由橫向裂隙輕微連通的地下河。
在緊密褶皺背斜軸部，張裂縫特別發育，有利於地下水向下滲透。巖溶發育程度往往高於其他部位，形成壹系列沿軸線分布的巖溶地貌。箱形背斜軸部地層平坦完整，巖溶不如兩側轉折端。如桂西三河-貢川箱形背斜地區，寬軸巖溶微弱，以峰林、溶窪等地表巖溶形態為主。另壹方面，在兩側巖石急轉彎的地區，巖溶作用較深，形成狹長的坡谷和開闊的溶陷窪地，分布著許多溶洞。
穹狀構造核部巖層分布平緩，常表現為兩組放射狀和環狀裂隙。巖溶的發育受巖層走向和裂隙走向的控制。如在貴州烏江下遊的穹狀構造區，許多巖溶洞穴沿平面裂隙發育，而壹些地表巖溶形態則沿放射狀和環狀裂隙分布。
向斜構造區地下水集中在軸部，沿軸排泄，可形成地下河，巖溶強烈，向兩翼逐漸減弱。例如，在貴州六枝地區，向斜軸上形成壹大片坡谷，向兩翼逐漸過渡為峰林和峰叢山(圖5-4)。若向斜軸部有不溶性蓋層，地下水承壓並向地表河底匯聚，缺乏垂向循環帶和相應的垂向巖溶地貌，常表現為巖體空化。
如果地層走向與河流垂直或斜交，河谷和分水嶺兩側的廣大地區作為局部排水基礎容易與河流溝通，巖溶強烈；如果地層走向與河流平行，由於隔水層的阻隔，只有河谷兩側的狹窄區域巖溶發育較強，廣大流域區域巖溶較弱。
斷層是地下水的良好通道，因此沿斷裂帶的巖溶特別發育，往往是控制巖溶形成和格局的主要因素。斷層的規模、性質和走向以及斷裂帶的破碎和充填狀態與巖溶發育密切相關。壹般來說，區域性大斷裂帶寬度大、深度大、延伸遠，特別有利於巖溶的發育。在中小斷層構造中，正斷層屬於張性斷層，巖體較破碎，斷層裂隙較寬，破碎帶中斷層角礫巖較多，無或很少糜棱巖，透水性強，有利於巖溶發育。其上盤的巖溶發育程度往往高於下盤。逆斷層屬於壓性斷層。在強烈擠壓過程中，破碎帶內生成大量碎裂巖和糜棱巖，膠結良好，孔隙度低，往往呈致密狀態，不利於巖溶發育。例如，在大巴山東部的壹個地區，壹個疊瓦狀斷裂帶由壹系列逆斷層組成。雖然斷層非常密集，斷裂帶寬度達到1.16km，但除了地表的壹些巖溶溝渠和小型溶蝕漏鬥外，斷裂帶內幾乎沒有巖溶現象。通過隧道施工，發現只有少量巖溶裂隙水滴落下來，部分地區甚至幹涸，沒有強烈的巖溶發育。但在擠壓斷層兩端和平面、剖面上波浪平緩的部位，也可能局部富水，促進巖溶發育。平移斷裂帶中不僅有巖石的糜棱巖化，還有次級構造裂隙，對巖溶發育的影響介於二者之間。
脆性可溶巖，如厚層純灰巖，破裂後易破碎，有利於巖溶發育；泥灰巖等軟弱巖石易受擠壓產生糜棱巖化，不利於巖溶發育。相對新斷層的破碎帶無膠結或膠結程度低，有利於巖溶發育；較老斷層的破碎帶往往部分和全部被次生膠結，不利於巖溶發育。其中，矽質膠結比鈣質、鐵質或泥質膠結更致密，不利於巖溶。斷層作用後若上下壁隔水層錯開，則有利於巖溶作用；相反，它還會阻礙巖溶的發展。除了斷層破碎帶是巖溶發育的主要部位外，其兩側的上、下盤張裂隙也往往是巖溶發育帶。
圖5-4貴州六枝向斜構造巖溶分布圖(據成都地質學院水文部)