桂林會仙濕地獅子巖地下河系統(tǒng)水循環(huán)對降水的響應(yīng)

盧 麗，鄒勝章，趙 一，樊連杰，林永生，王 喆

（1.中國地質(zhì)科學院巖溶地質(zhì)研究所, 廣西 桂林 541004；2.廣西巖溶資源環(huán)境工程技術(shù)研究中心,廣西 桂林 541004；3.聯(lián)合國教科文組織國際巖溶研究中心/巖溶動力系統(tǒng)與全球變化國際聯(lián)合研究中心, 廣西 桂林 541004；4.自然資源部/廣西壯族自治區(qū)巖溶動力學重點實驗室,廣西 桂林 541004）

我國西南巖溶區(qū)分布面積約為54×104km2[1]，是世界上最大的巖溶連片分布區(qū)。本區(qū)作為我國生態(tài)系統(tǒng)中的重要組成部分，與西南地區(qū)的社會經(jīng)濟可持續(xù)發(fā)展緊密相關(guān)[2-3]。西南巖溶地區(qū)具有特殊的地表-地下雙層結(jié)構(gòu)[4-5]，且?guī)r溶水資源分布極為不均，地表污染物極易進入巖溶含水層而產(chǎn)生持續(xù)污染[6-7]，直接影響這一地區(qū)經(jīng)濟和社會的健康發(fā)展。巖溶水循環(huán)是本領(lǐng)域的重要研究內(nèi)容之一，對保護巖溶水資源安全有著重要意義。

目前，國內(nèi)外學者采用多種方法對巖溶水循環(huán)開展研究，包括水文學方法[8-9]、水化學方法[10]、示蹤試驗法[11]、數(shù)值模擬法等[12-13]，主要集中在巖溶洞穴[14]、巖溶流域[15-16]、巖溶泉域[17-19]、巖溶盆地[20-21]、巖溶高原[22]等地區(qū)，重點刻畫了巖溶地表水與地下水的相互作用和轉(zhuǎn)化過程[23]。以往的研究主要集中在“二水”循環(huán)（地表水與地下水）或“三水”循環(huán)（降水、地表水、地下水）方面，沒有從系統(tǒng)性角度完整反映巖溶水循環(huán)過程，缺少了諸如表層巖溶帶水、土壤水等類型分析。同時，巖溶濕地作為我國西南巖溶區(qū)重要的生態(tài)系統(tǒng)，具有特殊性、復雜性和脆弱性等特點[24]。巖溶地下水作為巖溶濕地內(nèi)主要地下水類型，在水資源調(diào)蓄、生態(tài)環(huán)境涵養(yǎng)等方面有著重要作用。以往在巖溶濕地水循環(huán)方面多是水位動態(tài)、水文生態(tài)效應(yīng)等簡單分析[25-26]，少數(shù)研究采用數(shù)值模型分析降水、地表水、巖溶地下水之間的定量轉(zhuǎn)化規(guī)律，但受監(jiān)測手段限制，很難準確給出模型所需要的參數(shù)，模擬結(jié)果存在不確定性。

本文以桂林會仙濕地獅子巖地下河系統(tǒng)為研究對象，開展大氣降雨、地表徑流、土壤水、表層巖溶帶水、巖溶地下水的循環(huán)及其對降雨的響應(yīng)研究，探討地下河系統(tǒng)中大氣降雨、地表徑流、土壤水、表層巖溶帶水、巖溶地下水的循環(huán)特征與機制，為合理開發(fā)利用巖溶濕地水資源以及保障水環(huán)境安全提供科學依據(jù)。

1 研究區(qū)概況及地下河系統(tǒng)水循環(huán)概念模型

1.1 研究區(qū)概況

桂林會仙濕地位于廣西桂林市臨桂區(qū)南部，地處桂江與柳江分水嶺上的低洼地帶，為一相對封閉的水文系統(tǒng)。區(qū)內(nèi)主要水體有古桂柳運河、眭洞河、眭洞湖、分水塘等，地貌以巖溶峰林平原為主，地形較為平坦，相對高差50～100 m。該區(qū)年平均降雨量約為1 863.2 mm。濕地北部邊界和西部邊界為山區(qū)地表分水嶺，南部邊界為排泄邊界（古桂柳運河），東部邊界為非碳酸鹽巖隔水邊界。濕地核心區(qū)內(nèi)分為2 個子系統(tǒng)，分別是睦洞河分散排泄子系統(tǒng)和馬面地下河子系統(tǒng)。

獅子巖地下河系統(tǒng)是本次開展水循環(huán)分析的研究區(qū)（圖1），地處馬面地下河子系統(tǒng)的南部，屬于馬面背斜的南翼，出露地層為上泥盆統(tǒng)東村組（D3d）淺灰-灰白色灰?guī)r、下石炭統(tǒng)巖關(guān)階（C1y）深灰色白云巖、含燧石灰?guī)r，發(fā)育一條南北向的地下河主管道和一條北西—南東向的地下河支管道，長度分別約為900，400 m。大氣降雨為研究區(qū)主要補給來源，補給區(qū)位于系統(tǒng)北部。地下水類型以裂隙溶洞水為主（富水性豐富），基巖裂隙水為輔（富水性中等）。研究區(qū)屬于全排型的地下河系統(tǒng)，即區(qū)內(nèi)北部地表水通過分水塘村北側(cè)500 m 的落水洞直接進入地下河管道內(nèi)，全部轉(zhuǎn)化為地下水，隨后地下水受區(qū)域地形和北東—南西向構(gòu)造的控制，整體由北向南徑流，在分水塘村以地下河出口的形式排泄出地表，最終補給南部古桂柳運河（圖2）。該區(qū)巖溶水位埋深較大，區(qū)內(nèi)蒸散發(fā)強度較小。研究區(qū)土壤層以第四系紅黏土、砂質(zhì)黏土為主，沉積物由上而下為均質(zhì)紅土、網(wǎng)紋紅土和砂礫石，層次分明，厚度1～4 m。

圖1 獅子巖地下河系統(tǒng)水文地質(zhì)略圖Fig.1 Hydrogeological outline map of the Shiziyan underground river system

圖2 基于野外調(diào)查的研究區(qū)水循環(huán)概念性剖面模式圖Fig.2 Profile showing the conceptual model of water cycle in the study area based on field investigation

1.2 地下河系統(tǒng)水循環(huán)概念模型

研究區(qū)包括大氣降雨、地表徑流、土壤水、表層巖溶帶水和巖溶地下水等類型水，這些水之間可以相互轉(zhuǎn)化，但在一定時間尺度內(nèi)，系統(tǒng)的總水量處于相對均衡狀態(tài)。

地下河系統(tǒng)水循環(huán)的具體過程為：首先在地下河系統(tǒng)內(nèi)形成大氣降雨，隨著降雨的不斷延續(xù)，土壤層水分虧缺不斷得到補充，土壤含水量也逐漸增大，當土壤層達到蓄滿狀態(tài)時，超過入滲能力的部分降雨便轉(zhuǎn)化為地表徑流。當降雨繼續(xù)延續(xù)時，表層巖溶帶逐漸達到飽水狀態(tài)，進而出現(xiàn)了洞穴滴水情況，這期間表層巖溶帶水的來源主要包括2部分：（1）地表徑流通過連通性良好的裂隙優(yōu)先滲入；（2）土壤水以活塞入滲的方式下滲。當表層巖溶帶達到飽水狀態(tài)時，剩余降雨繼續(xù)下滲至基巖裂隙和管道中，加上通過落水洞等直接進入地下河管道的部分地表徑流，最終形成巖溶地下水，從地下河出口排泄到地表（圖3）。

圖3 會仙濕地獅子巖地下河系統(tǒng)水循環(huán)流程Fig.3 Water circulation process of the Shizhiyan underground river system in Huixian wetland

2 研究方法

2.1 監(jiān)測項目

本次主要監(jiān)測會仙濕地獅子巖地下河系統(tǒng)的大氣降雨、土壤水、表層巖溶帶水、地表徑流和巖溶地下水。其中土壤水是指20 cm 和40 cm 2 個深度的土壤含水量。表層巖溶帶水是指洞穴滴水量。地表徑流是指北部地表河流進入落水洞之前的徑流量，巖溶地下水是指地下河出口的流量。

2.2 監(jiān)測裝置

監(jiān)測研究區(qū)大氣降雨是采用美國Onset 公司生產(chǎn)的Onset HOBO 型翻斗式雨量桶自動記錄儀，監(jiān)測精度為0.1 mm，監(jiān)測頻率為15 min/次。監(jiān)測土壤水是采用美國Spectrum 公司生產(chǎn)的WatchDog 2 400 型土壤水分自動監(jiān)測儀，主要監(jiān)測20 cm 和40 cm 2 個深度的土壤含水量，精度為0.1%，頻率為15 min/次。運用自主開發(fā)的洞穴滴水監(jiān)測裝置監(jiān)測表層巖溶帶水流（圖4），該裝置包含2 部分：收集裝置為矩形坡面收集棚，將分散的滴水導流到測流裝置中；測流裝置包括流量桶和三角堰。針對地表徑流和巖溶地下水，采用斷面法與堰流法聯(lián)合監(jiān)測徑流量，低水位時采用矩形堰監(jiān)測，高水位時采用斷面法監(jiān)測，監(jiān)測精度為1%，監(jiān)測頻率為5 min1 次。

圖4 洞穴滴水監(jiān)測裝置示意圖[14]Fig.4 Sketch map of the cave dripping water monitoring device

2.3 監(jiān)測時間

由于各類型水監(jiān)測裝置的安裝時間不同，導致各類型水的監(jiān)測時間也有一定的差異，具體見表1。

表1 不同類型水的監(jiān)測特征Table 1 Monitoring characteristics of different types of water

3 結(jié)果與討論

3.1 地下河系統(tǒng)水文過程分析

3.1.1 降雨與地表徑流的水文過程分析

根據(jù)降雨與地表徑流的監(jiān)測時間，選取2020年4月2日—6月28日進行水文過程分析（圖5），監(jiān)測時間包含了從小雨至大暴雨（24 h 累積降雨量范圍為4.2～128.2 mm）共5 個等級的降雨過程，具有較好的代表性。從圖5 中可以看出，當降雨量大于20 mm時，地表徑流與降雨有較好的對應(yīng)關(guān)系，即地表徑流量呈現(xiàn)出陡升陡降的現(xiàn)象，波峰呈尖瘦形，隨著降雨的結(jié)束其峰值快速減小至零。

圖5 降雨量與地表徑流量的關(guān)系Fig.5 Relationship between rainfall and surface runoff

但并不是所有等級降雨都能產(chǎn)生地表徑流，如4月10—11日的5.6 mm、4月18—19日的9.0 mm、6月14—15日的15.8 mm 等降雨事件均未產(chǎn)生地表徑流。原因是長期未降雨使得土壤含水量較低，小規(guī)模的降雨不足以使土壤層變?yōu)樾顫M狀態(tài)。比如上述小規(guī)模降雨事件使得埋深20 cm 處的土壤含水量由0.19%增至0.23%，但未達到蓄滿狀態(tài)（即土壤含水量≥0.27%），因此未產(chǎn)生地表徑流。

利用降雨量與地表徑流量進行回歸分析，建立的回歸模型為：

式中：Y—地表徑流量/（L·s-1）；

X—降雨量/mm。

該回歸模型的相對誤差范圍為4.16%～8.35%。從回歸模型可以看出，隨著降雨量的逐漸增大，地表徑流量呈指數(shù)型快速增長。根據(jù)地表徑流量的最小監(jiān)測值（0.01 L/s），利用回歸模型計算出對應(yīng)的降雨量為19.86 mm；在實際監(jiān)測數(shù)據(jù)中，當降雨量為18，24 mm時，對應(yīng)的地表徑流量分別是0.00，0.029 3 L/s。由此可以判斷，產(chǎn)生地表徑流的降雨量閾值約為20 mm，即研究區(qū)內(nèi)小雨及降雨強度較小的中雨（即24 h 累計降雨量小于20 mm）不會產(chǎn)生地表徑流。

3.1.2 降雨與土壤水的水文過程分析

根據(jù)降雨與土壤水的監(jiān)測時間，選取2018年9月21日—2019年9月21日進行水文過程分析，見圖6。20，40 cm 處土壤含水量的年內(nèi)變化趨勢基本一致，但季節(jié)性變化顯著。土壤水分明顯受降雨補給的影響，40 cm 處土壤含水量高于20 cm 處土壤含水量，反映出土壤層下部儲水較多，明顯高于上部表層土。這主要與土壤結(jié)構(gòu)（孔隙度）和重力、蒸發(fā)“雙向”驅(qū)動力等因素有關(guān)。

圖6 降雨量與土壤含水量的關(guān)系Fig.6 Relationship between rainfall and soil moisture content

土壤含水量受降雨強度和降雨頻率的影響呈現(xiàn)不同幅度的變化，整體對降雨較為敏感。每次降雨后，土壤含水量迅速升高，然后快速降低，這階段為降雨入滲的過程，隨后轉(zhuǎn)變?yōu)檎舭l(fā)過程，土壤含水量緩慢降低，直至下一次降雨入滲時再次迅速升高。根據(jù)監(jiān)測數(shù)據(jù)的分析結(jié)果，當土壤含水量大于0.23%時，會下滲補給巖溶水。

3.1.3 降雨與洞穴滴水的水文過程分析

根據(jù)降雨與洞穴滴水的監(jiān)測時段，選取2020年4月15日—5月30日進行水文過程分析，見圖7。該時間段包含了從小雨至大暴雨共5 個等級的降雨過程，具有較好的代表性。從圖7 可以看出，洞穴滴水與降雨有較好的對應(yīng)關(guān)系，變化幅度受到降雨強度和巖溶洞穴頂板巖土體含水狀況的影響。在降雨后表現(xiàn)出陡升陡降或陡升緩降的現(xiàn)象，波峰呈尖瘦形或圓弧形，且隨著降雨的結(jié)束峰值很快減小并趨于緩和，反映出含水介質(zhì)中裂隙、管道并存的結(jié)構(gòu)特點。在小雨及降雨強度較小的中雨事件后，一般不會出現(xiàn)洞穴滴水的情況，經(jīng)過分析產(chǎn)生洞穴滴水的降雨量閾值約為15 mm。

圖7 降雨量與洞穴滴水量的關(guān)系Fig.7 Relationship between rainfall and cave dripping water

洞穴滴水變化對降雨響應(yīng)敏感，但存在滯后情況，且與不同的等級降雨密切相關(guān)。降雨等級越高，即降雨量、降雨強度越大時，洞穴滴水量的滯后時間越小，即中雨（2.5 d）>大雨（1.5 d）>大暴雨（0.5 d）。利用降雨量與對應(yīng)的滯后時間進行回歸分析，建立的回歸模型為：

式中：Y—滯后時間/h；

X—降雨量/mm。

該回歸模型的相對誤差范圍為1.35%～6.77%。從上述回歸模型可以看出，隨著降雨量的增大，洞穴滴水滯后時間呈負指數(shù)形快速減小。根據(jù)暴雨和特大暴雨等級的降雨量，利用回歸模型計算出當暴雨和特大暴雨時，對應(yīng)的洞穴滴水滯后時間分別是1.0，0.25 d。

3.1.4 降雨與巖溶地下水的水文過程分析

根據(jù)降雨與地下河出口流量的監(jiān)測時間，選取2020年1月16日—6月28日進行水文過程分析（圖8）。與洞穴滴水相比，巖溶地下水對降雨的響應(yīng)更加敏感，變化形態(tài)上呈現(xiàn)出陡升陡降的趨勢，原因是巖溶管道比巖溶裂隙的導水性更強，介質(zhì)更易儲水和釋水。同時，巖溶地下水的滯后時間比洞穴滴水的滯后時間短，其中大暴雨的滯后時間為4 h，暴雨的滯后時間為10 h，大雨的滯后時間為20 h，中雨的滯后時間為1.2 d，小雨的滯后時間為1.5 d。

圖8 降雨量與巖溶地下水量的關(guān)系Fig.8 Relationship between rainfall and karst groundwater volume

3.2 不同等級降雨條件水循環(huán)分析

3.2.1 水均衡公式

針對全排型地下河系統(tǒng)，在單次降雨過程中，水均衡公式為：

式中：P—大氣降雨量/m3；

ΔT—土壤水變化量/m3；

ΔD—地表徑流變化量/m3；

ΔK—表層巖溶帶水變化量/m3；

ΔW—巖溶地下水變化量/m3；

ΔE—蒸散發(fā)量變化量/m3。

雖然地下河出口處的下伏地層仍為上泥盆統(tǒng)東村組（D3d）灰?guī)r，且管道下存在沿溶蝕裂隙的垂向徑流現(xiàn)象，但巖溶地下水主要以管道水的形式排泄，管道下的垂向流動水量整體較小，因此在水均衡式中不考慮該項水量。此外，表層巖溶帶水主要通過溶蝕裂隙向下徑流，而洞穴滴水作為表層巖溶水的主要排泄形式，用監(jiān)測洞穴滴水量代替表層巖溶水量是合適的。

3.2.2 水循環(huán)量計算

由于大氣降雨、地表徑流、土壤水、表層巖溶帶水和巖溶地下水的監(jiān)測時間不同，為了便于水循環(huán)量計算，選擇了2020年4月15日—5月30日作為計算時間，計算結(jié)果見表2。需要說明的是大氣降雨、地表徑流、表層巖溶帶水和巖溶地下水（地下河出口流量）的變化量是根據(jù)野外自動化監(jiān)測數(shù)據(jù)計算得出的，土壤水的變化量是根據(jù)水均衡公式計算出來的，地表徑流量、土壤水、表層巖溶水和巖溶地下水的變化量比例是指在單次降雨過程中，各類型水的變化量與大氣降雨量的比值。

表2 不同降雨等級下各類型水變化量比例的計算結(jié)果Table 2 Calculation results of water circulation under different levels of rainfall

從表2 中可以看出，在小雨等級的降雨中，由于土壤層與表層巖溶帶的水分虧缺，使得大部分降雨轉(zhuǎn)化為土壤水變化量，比例約為67.85%～87.47%；巖溶地下水變化量占比次之，且隨著降雨強度的小幅增大，其比例也逐漸升高，其余2 種水的變化量占比為零。在中雨等級的降雨中，首次出現(xiàn)了表層巖溶水變化量，但比例較低；土壤水變化量與巖溶地下水變化量的占比較為相近，地表徑流變化量占比為零。在大雨及大暴雨等級的降雨中，地表徑流、土壤水、表層巖溶帶水和巖溶地下水均有變化量，巖溶地下水變化量占主導地位，比例均大于50%，表層巖溶水變化量比例次之，地表徑流變化量比例最小。

3.2.3 調(diào)蓄系數(shù)計算

陳植華等[27]、鄒勝章等[28]、羅明明等[29]曾對表層巖溶泉和巖溶流域進行水資源調(diào)蓄系數(shù)計算，地下河系統(tǒng)的調(diào)蓄系數(shù)計算公式為：

式中：I—調(diào)蓄系數(shù)；

Q調(diào)蓄—地下河系統(tǒng)水資源調(diào)蓄量/m3；

P—大氣降雨量/m3。

根據(jù)全排型地下河系統(tǒng)的水均衡公式，在單次降雨過程中Q調(diào)蓄=P- ΔD- ΔW。因此，地下河系統(tǒng)的調(diào)蓄系數(shù)計算公式變化如下：

式中：ΔD—地表徑流變化量/m3。

利用式（5）和監(jiān)測時段內(nèi)大氣降雨、地表徑流和巖溶地下水的變化量，計算不同等級降雨下獅子巖地下河系統(tǒng)的調(diào)蓄系數(shù)，見表3。

表3 研究區(qū)與其他巖溶地區(qū)的調(diào)蓄系數(shù)計算結(jié)果Table 3 Calculation results of regulation and storage coefficient between the study area and other karst areas

從表3 可以看出，隨著降雨量的增大，調(diào)蓄系數(shù)呈逐漸減小的趨勢，從小雨到大暴雨，調(diào)蓄系數(shù)整體減少約59.21%。產(chǎn)生原因是降雨量逐漸增大時，土壤層變?yōu)樾顫M狀態(tài)，出現(xiàn)了地表徑流且流量開始增加，同時地下河出口的排泄量也增大，導致地下河系統(tǒng)內(nèi)蓄水量的比例逐漸減小。與其他巖溶地區(qū)的調(diào)蓄系數(shù)相比，研究區(qū)的調(diào)蓄系數(shù)平均值約為0.53，明顯高于湖南洛塔趙家灣表層巖溶系統(tǒng)、香溪河流域、清江流域和Meramec 河流域。其原因為：（1）區(qū)內(nèi)仍分布有濕地原生的蘆葦和苔草等沼生植物，具有較強的持水能力和蓄水能力；（2）區(qū)內(nèi)地表普遍覆蓋有第四系紅黏土、砂質(zhì)黏土，厚度1～4 m，對巖溶裂隙、孔洞起到了很好的充填堵塞作用，一定程度上抑制了地下水滲漏，使得研究區(qū)具有良好的保水和儲水能力。

4 結(jié)論

（1）研究區(qū)內(nèi)地表徑流和表層巖溶帶水與大氣降雨均有較好的對應(yīng)關(guān)系，且隨著降雨量的增大，水量呈指數(shù)形快速增長，但二者均存在產(chǎn)生的降雨量閾值，分別為20，15 mm。表層巖溶帶水存在明顯的滯后性，但隨著降雨等級越高滯后性越小，即中雨（2.5 d）>大雨（1.5 d）>暴雨（1.0 d）>大暴雨（0.5 d）>特大暴雨（0.25 d）。土壤含水量受降雨強度和頻率的影響呈現(xiàn)不同幅度變化，且深部土壤含水量明顯高于表層土壤。相比表層巖溶帶水，巖溶地下水量對降雨的響應(yīng)更加敏感，原因是兩者具有不同的補給途徑和補給方式。

（2）不同等級降雨下各類水的變化量比例有較大差異，在小雨等級中土壤水變化量的比例最大，約為75.87%；在中雨等級中土壤水變化量和巖溶地下水變化量的比例最大，比例分別為43.38%、44.12%，二者相差較小，且表層巖溶水變化量首次出現(xiàn)；在大雨和大暴雨等級中，區(qū)內(nèi)巖溶地下水變化量的比例較大，平均值約為66.48%，地表徑流變化量首次出現(xiàn)但比例較小，僅為2.10%。

（3）隨著降雨量的增大，調(diào)蓄系數(shù)呈逐漸減小的趨勢，從小雨到大暴雨，調(diào)蓄系數(shù)整體減少約59.21%。研究區(qū)調(diào)蓄系數(shù)平均值約為0.53，明顯高于湖南洛塔趙家灣表層巖溶系統(tǒng)、香溪河流域、清江流域和Meramec 河流域，表明了地下河系統(tǒng)比其他巖溶地區(qū)的調(diào)蓄能力更強。

（4）桂林會仙濕地獅子巖地下河系統(tǒng)水循環(huán)的具體過程為大氣降雨補充土壤層內(nèi)水分虧缺，部分降雨轉(zhuǎn)化為地表徑流，剩余降雨入滲使表層巖溶帶水逐漸飽和，最后下滲至裂隙和管道中，加上部分地表徑流，形成巖溶地下水。

巖溶水系統(tǒng)的主要特征包括含水介質(zhì)的多重性、地下水分布的非均質(zhì)性和水流的多項性，使得水循環(huán)轉(zhuǎn)化頻繁且難監(jiān)測，在水循環(huán)量計算時會存在重復計算的問題。另外，巖溶水系統(tǒng)上覆土壤的最大特點是分布不均勻性極強，對土壤水分監(jiān)測工作也有較大影響。因此，未來開展巖溶水系統(tǒng)水循環(huán)研究時，應(yīng)結(jié)合巖溶水系統(tǒng)的特點，采用新方法與新技術(shù)有針對性地加強水循環(huán)轉(zhuǎn)換監(jiān)測、計算模擬和綜合分析等工作，更加準確地分析巖溶水系統(tǒng)水循環(huán)規(guī)律。