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目录一览：
会仙岩溶湿地水文特征
5.2.1 水文观测点布置
由于本研究区内没有设专门水文观测站，本次研究所用到的水文观测数据，是通过临时设置的站点获取的。这些观测站点主要有地表水观测点、地下水观测点、泉水观测点、地表水水质观测点、地下水水质观测点。各观测点类型、数目及分布见图5.8；表5.4。
图5.8 会仙湿地水文观测点布置图
表5.4 会仙岩溶湿地水文观测点统计表
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5.2.2 水位特征
5.2.2.1 地表水水位特征
（1）多峰多谷特征明显
总体上看，会仙岩溶湿地地表水水位在观测期内多峰多谷特征明显。从图5.10～图5.13可以看出，每个观测点在水文观测期水位波动都比较频繁，每次较大的集中降雨后一两天，就会出现一次水位峰值，之后便迅速回落。每个观测点的水位峰值均出现在2007年6月中旬，更低值出现在2007年的10月下旬。原因是2007年6月份是2007年内降雨的集中发生期，而10～12月份为2007年的干旱期，其中，10月份将近一个月都未降雨（图5.9），导致观测点水位连续下降。观测点C1（斗门总闸）、C2（古运河东支出口）、C3（莫家古运河）、C4（睦洞河出口）的更高水位分别为147.76m、147.52m、149.30m、147.60m；更低水位分别为146.44m、146.20m、148.10m、144.6m。
（2）水位变幅较大
地表水水位变幅较大，且不同观测点水位变幅相差也较大。观测点C1（陡门总闸）、C2（古运河东支出口）水位变幅相近，约为1.30m；观测点C3（莫家古运河）位于古运河西支，水位变幅约1.20m；观测点C4（睦洞河出口）水位变幅更大，为3.21m。
观测点C3（莫家古运河）下游出口与会仙河相通，会仙河上游筑有多座水坝，水位动态变化受人为控制影响很大，加上古运河淤堵现象严重，故水位变幅较小；观测点C4（睦洞河出口）为湿地水体主要排泄口，加上与相思江连通，受其汛期洪水顶托作用影响，水位变幅较大。
（3）对降雨响应时间较短
通过图5.9～图5.13比较可以看出，湿地水位对降雨响应时间较短。一次大的集中性降雨后24h左右，地表水水位即可达到更大值。降雨停止后，水位即下降，降幅可达0.20m/d。
图5.9 会仙湿地降雨量过程线
图5.10 C1观测点（陡门总闸）水位变化特征图
图5.11 C2观测点（古运河东支出口）水位变化特征图
图5.12 C3观测点（莫家古运河）水位变化特征图
图5.13 C4观测点（睦洞河出口）水位变化特征图
5.2.2.2 地下水水位特征
（1）多峰多谷特征较明显
会仙岩溶湿地松散层地下水水位多峰多谷特征较明显。总体来看，1～3月份为平水期，地下水水位相对稳定；4～8月份进入雨季，地下水水位达到更高，受降雨频率及强度影响波动较大；9～12月份地下水水位不断降低，波动有所减少。从图5.14可以看出，莫家民井2006年更低水位为150.55m，2007年更低水位为150.26m，均出现在每年的11月份。莫家地下水9～11月份水位一般保持在150.5～150.75m，2006年12月～2007年3月中旬水位则略有升高且动态变化较小，一般为150.7～151.10m；2007年3月中旬至8月份，地下水水位抬升及波动增大。从图5.15可以看出，斗门民井地下水水位波动较莫家民井要大，这是因为斗门民井地下水与岩溶地下水有较密切联系。据居民反映，斗门民井井底处有一近南北走向岩溶裂隙，岩溶地下水水量的频繁变化直接影响到上覆松散层地下水水位变化。因此，研究区松散层地下水水位波动与下伏岩溶地下水有着紧密的联系。丰水期降雨频繁，岩溶地下水水量变化较大，导致松散层地下水水位的波动频繁。
（2）地下水水位变幅不均
从表5.5及当地村民介绍分析得出，会仙岩溶湿地内年内地下水水位变幅在0.76～2.20m。其中，松散层地下水水位较低，水位变幅较小，在1.00～1.50m左右，如D1、D2、D4、D6、D9、D14、D15； *** 岩溶区或受岩溶地下水影响较大的覆盖岩溶区的地下水位变幅一般较大，约为2.00m，如D3、D7、D8、D12、D13；另外，D5、D10、D11处地下水与岩溶地下水联系也较密切，水位变幅较小，约为1.00m，原因可能是因为该区位于地下水集中径流或排泄带，地下水补给较充足。
图5.14 观测点D2（莫家民井）地下水水位动态特征图
图5.15 观测点D1（斗门民井）地下水水位动态特征图
表5.5 会仙岩溶湿地地下水水位年内变化统计表（单位：m）
续表
图5.16和图5.17为松散层地下水在洪水期及枯水期地下水等值线及三维图，由该图可以看出地下水的流向，也可以看出其流场受季节影响并不大。部分观测点地下水与岩溶地下水联系密切。因此，该图反映的松散层地下水水位及流场的变化也受到了岩溶地下水的影响。
图5.16 2007年洪水期松散层地下水位等值线及三维图
图中数据单位为m
图5.17 2007年枯季松散层地下水位等值线图及三维图
图中数据单位为m
（3）对降雨响应时间较短
会仙岩溶湿地内，与岩溶地下水联系较为密切的地区，地下水位对降雨响应时间也较短。如2007年4月24日凌晨一点左右降雨58mm，10h 后观测七星村民井水位上涨0.44m，由0.58m上升为0.14m，水质浑浊；12h后观测斗门村民井水位上涨0.40m，由1.55m上升到1.15m，涨幅0.40m。据当地村民反映，七星民井及斗门民井地下水位一般在降雨后10～20 h后即达到峰值。这两个观测点地下水水位上升速度较快，主要是因为该井与岩溶裂隙连通，即孔隙水与岩溶水连通所致。由此可以看出，研究区在丰水期或有集中性的较强降雨时，岩溶地下水对松散层地下水的贡献和影响还是比较大的。
5.2.2.3 水域分布
会仙岩溶湿地内水位的动态变化，直接影响其水域分布。研究区水位动态变化较大，导致湿地水域分布变化较大。图5.18所示为2007年洪水期更高水位及枯水期更低水位时的会仙岩溶湿地水域分布图。2007年，会仙岩溶湿地更大水域面积达到29.5km2，最小水域面积仅为3.8km2。另外，图5.19～图5.23为湿地洪水期与枯水期水情对比照片，更直观地反映了研究区实际情况。从这些资料可以看出，会仙岩溶湿地对洪水的调蓄功能已经变得较弱。影响会仙岩溶湿地调蓄洪水能力的因素主要有：
图5.18 会仙湿地洪水期、枯水期水域分布图
图5.19 睦洞七星村水情变化
（a）洪水期（2007年6月14日）；（b）枯水期（2007年10月14日）
图5.20 睦洞河源头水情变化
（a）洪水期（2007年6月14日）；（b）枯水期（2007年10月14日）
图5.21 分水塘水情变化
（a）洪水期（2007年6月14日）；（b）枯水期（2007年10月14日）
图5.22 睦洞河出口水情变化
（a）洪水期（2007年6月14日）；（b）枯水期（2007年10月14日）
图5.23 渣塘底沼泽区水情变化
（a）洪水期（2007年6月14日）；（b）枯水期（2007年10月14日）
（1）下垫面因素
研究区处于平原分水岭上，中部略高于东、西部，导致水体沿东、西两个方向分流，不易于水体的大量及长时间汇集，降低了湿地调蓄洪水的功能。
（2）河流发育
研究区内发育睦洞河，为湿地水体的主要排泄带。此外，区内还筑有相思埭古运河。古运河沿东西向贯穿整个湿地南部及。近代以来，运河西支由于日久失修，多被淤堵，其排水作用不大，但东支水力坡度较大，其排水能力依旧较强。除干旱月份断流外，常年有水从由古运河东支流出。
（3）人为破坏
多年来，当地居民为促进农业、养殖业发展，处处开荒，筑堤围塘，修建沟渠。湿地原有的具有较强蓄水能力的草根层、腐殖层被破坏，不仅调蓄功能进一步降低，其水文循环也遭到了破坏。
（4）岩溶发育
岩溶发育主要影响了湿地对地下水调蓄能力。岩溶发育可以使地下水在较短时间内迅速汇集，转化成地下径流排泄至地表或河道。
会仙岩溶湿地调蓄功能的破坏会导致湿地的衰退，保护湿地就必须要加强湿地的调蓄功能。建议从两方面入手：首先要改变人为活动对其的影响，减少和控制人们对湿地进一步的破坏，并逐步修复以前对湿地所造成的破坏，例如退耕还草等；其次是通过修建水利工程来控制湿地水位及水域淹没范围。
5.2.3 流量特征
5.2.3.1 地表水流量特征
（1）水源补给以雨水补给为主
观测点C2（古运河东支出口）、C4（睦洞河出口）分别为会仙岩溶湿地东、西两向的总出口，其流量变化反映了其内部水量的变化。由图5.24，图5.25可以看出，研究区水源补给以雨水补给为主，在时程上雨水与流量有较好的对应关系，不同强度的降水都会引起河水流量不同程度的增大。
图5.24 观测点C2（古运河东支出口）流量与降雨过程
图5.25 观测点C4（睦洞河出口）流量与降雨过程
湿地水量尽管在平水和枯水期仍以地下水补给为主，但这部分水源占次要地位，雨水补给为其水量的主要补给来源。
（2）对降雨响应时间较短
以雨水补给的河流水量对降雨响应时间都普遍较短。由图5.24和图5.25可以看出，会仙岩溶湿地河流对降雨响应时间范围是1～3d。其中，观测点C2流量与降雨对应关系最紧密，流量达到峰值的滞后时间仅为1d，观测点C3则为2～3d。
观测点C2为古运河东支出口，运河东支的集水区（狮子岩、冯家、黄毛一带）面积较小且地势相对较高，蓄洪能力较差，降雨后水量会很快集中排泄于古运河内，所以古运河流量往往在降雨24 h内会急剧增大；睦洞河发源于睦洞湖，为湿地主要蓄水区，由于蓄水作用影响，睦洞河流量变化往往相对滞后。
（3）径流年内分配不均
径流年内分配主要取决于补给水源。会仙岩溶湿地水源补给主要为雨水补给，导致其径流年内分配不均。研究区径流主要集中在5～7月份，占全年径流量70%。湿地降水主要集中在4～8月，占全年降水量的80%。年内径流分配与降水关系密切。
5.2.3.2 地下水流量特征
（1）泉流量动态变化特征
会仙岩溶湿地内的泉点可以分为三种类型：非岩溶泉、岩溶泉。其中，非岩溶泉出露于覆盖岩溶区，岩溶泉出露于 *** 岩溶区。研究区内泉点类型及枯水期流量见表5.6。由于研究区的泉点均位于湿地低洼沼泽区或水渠河流河床上，无法测得洪水期的流量。另外，泉点Q5、Q6及Q10作为补给水源，被当地居民圈围起来用作养殖水塘，泉水流量也已无法测得。
表5.6 会仙岩溶湿地泉点流量统计表
由表5.6可以看出，在平水期及枯水期，研究区岩溶泉的流量均为零；非岩溶泉的流量较小且差别不大，均小于5.0L/s，且常年不干，逢特干旱年份，成为附近居民的主要水源。虽然对会仙岩溶湿地泉点流量未能进行全面和长期观测，但通过对冯家东沼泽岩溶泉（Q4）进行观测得出，枯水期其流量为零，丰水期其流量可达111.0 L/s。这说明研究区内岩溶泉点流量与大气降雨关系密切，年内流量动态变化较大。
（2）伏流流量动态变化特征
伏流发育于狮子岩一带，流量动态变化较大，与大气降雨关系密切。雨季时伏流出水流量较大，更高水位可高于洞底1.50～2.00m；平水期、枯水期流量一般较小，若连续数月不下雨，则会出现断流，一年内断流时间可达1～2月。2007年6月28日测得该伏流更大出水流量1500L/s，2006年10月27日与2007年12月5日两次观测到地下河断流。
5.2.4 水质特征
5.2.4.1 地表水水质特征
（1）评价 ***
本次地表水环境质量评价标准按《地表水环境质量标准》GB3838—2002对会仙岩溶湿地内地表水水质进行评价，依据地表水水域环境功能和保护目标，按功能高低依次划分为五类：
Ⅰ类 主要适用于源头水、国家自然保护区。
Ⅱ类 主要适用于集中式生活饮用水地表水源地一级保护区、珍稀水生生物栖息地、鱼虾类产卵场、仔稚幼鱼的索饵场等。
Ⅲ类 主要适用于集中式生活饮用水地表水源地二级保护区、鱼虾类越冬场、徊游通道、水产养殖区等渔业水域及游泳区。
Ⅳ类 主要适用于一般工业用水区及人体非直接接触的娱乐用水区。
Ⅴ类 主要适用于农业用水区及一般景观要求水域。
地表水水质评价 *** 采用综合污染指数法，公式如下：
岩溶地区地下水与环境的特殊性研究
式中：P为地表水综合污染指数；Ci为某污染物的实测浓度，mg/L；Si为某污染物的地表水环境标准浓度，mg/L；n为水质评价因子的数量。
地表水综合污染指数分级标准见表5.7。
表5.7 综合污染指数分级标准表
根据地表水环境质量标准基本项目标准限值表1，评价因子选有pH值、COD、氨氮、总磷、铜、锌、氟化物、砷、汞、镉、铬、铅共12个。鉴于保护会仙岩溶湿地环境的目的，计算时地表水标准浓度按《地表水环境质量标准》（GB3838—2002）的Ⅲ类水体标准取值。
（2）评价结果
地表水取样点共9个，评价结果见表5.8，取样点分布及评价结果分区见图5.26。
图5.26 会仙岩溶湿地地表水水质分区图
评价结果表明：该区9个观测点，均未达到《地表水环境质量标准》（GB3838—2002）的Ⅲ类水体标准，属轻度污染。水质超标因子主要是为总磷。大部分观测点水质污染指数为0.5左右，略高于标准值0.4，属轻污染范围；督龙养殖场、睦洞河源头个别月份水质综合污染指数分别为0.84、0.97，属中度污染；仅分水塘及七星码头个别月份地表水水质综合污染指数大于1，属重污染。从污染分区来看，研究区中度污染及重污染区多为受人为影响严重的地区。七星码头位于睦洞七星村居民区内，此处地表水受生活污水及生活垃圾污染严重；督龙养殖场为养殖塘，污染也较严重。
表5.8 会仙湿地地表水水质综合污染指数表
综合分析来看，会仙岩溶湿地内地表水不符合生活用水的标准，七星码头及督龙养殖场的水体不适合发展水产养殖业，只符合农业用水、一般工业用水、人体非直接接触的娱乐用水及一般景观的要求。
湿地地表水质与湿地生态系统密切相关，水质恶化会导致湿地水生生物种类及数量的较少。改善会仙岩溶湿地地表水水质可以从以下两个方面进行：首先，禁止当地居民向水体内排放生活污水及农药残留物，倾倒生活垃圾；其次，控制人们大面积围塘养鱼，拆除围塘堤堰，提高保护区居民及周边地区居民保护水资源的环保意识。
5.2.4.2 地下水水质特征
（1）评价 ***
根据《地下水质量标准》GB/T14848—93将地下水质分为五级，依次为：
Ⅰ级（优良水）适用于各种用途。
Ⅱ级（良好水）适用于各种用途。
Ⅲ级（较好水）是以人体健康基准为依据，主要适用于集中式生活饮用水及工、农业用水。
Ⅳ级（较差水）以工、农业用水要求为依据，除适用于农业和部分工业用水外，适当处理后可作为生活饮用水。
Ⅴ级（极差水）不适用于饮用水，其他用水可根据使用目的选用。
地下水质量评价以地下水水质调查分析资料或水质监测资料为基础，可分为单项组分评价和综合评价两种。
本次评价按《地下水质量标准》GB/T14848—93对会仙岩溶湿地地下水水质分别进行单项组分评价和综合评价。评价 *** 系采用各监测点的评价因子对应“标准”中规定的五个类型水赋值范围，以“从优不从劣原则”进行单项组分评分（Fi）（表5.9），从而对水质进行单项组分评价；在此基础上综合各因子单项评价分值，利用公式3.2、3.3得出综合评价指数（F），按照地下水质量划分标准（表5.10）对水质进行综合评价。
表5.9 单项组分各类别对应分值表
表5.10 地下水质量划分标准
根据资料内容及实际情况，参加评价的水化学项目有pH值、总硬度、Cl-、
、F-、NO3-、
、Cu、Pb、Zn、Cd、Co、Ni、Mn、Hg、Cr6+、As，共17项。
其中综合评价指数F按下式计算：
岩溶地区地下水与环境的特殊性研究
式中：F为参评因子单项分值Fi的平均值；Fmax为参评因子单项分值中的更大值。
（2）评价结果
按照上述地下水水质评价 *** ，首先对会仙岩溶湿地4个地下水监测取样点水质状况进行了单项组分评价，在此基础上，进一步进行了综合指数评价（表5.11；图5.27）。
表5.11 会仙湿地地下水水质单项评价与综合评价指数表
图5.27 会仙岩溶湿地地下水水质分区图
研究区地下水水质观测点较少，调查的地下水类型包括岩溶地下水及松散层地下水。评价结果表明：会仙岩溶湿地地下水质评价分值在0.74～7.20 范围内，水质有好有差。其中，文全东北溶潭位于湿地北部 *** 岩溶区，综合评价指数为0.74，水质优良，符合Ⅰ类标准；其余各点均位于覆盖岩溶区，综合评价指数均小于4.25，符合Ⅲ类标准，适合作为集中式生活饮用水及工、农业用水，只有七星民井位于覆盖岩溶区，综合评价指数达到了7.17，水质较差，接近Ⅴ类水质标准，已不适用于当地居民饮用。
地下水水质问题就是当地居民生活用水安全问题，因为研究区内居民的饮用水源均为地下水。综合来看，除睦洞七星村附近地区外，研究区绝大部分地区居民的饮水安全是有保障的。当地有关部门应引起重视，并采取相应措施为当地居民寻求符合饮用标准的水源。
桂林市七星区距离会仙湿地骑自行车多远
32公里。
由 *** 上地图软件可查得，桂林市七星区骑行至会仙湿地需要32公里，总时间约3小时。
广西桂林会仙喀斯特国家湿地公园是国家AAA级景区，位于广西桂林市中部偏西，处于桂东北漓江、柳江分水岭地带，属典型岩溶峰林平原地貌，湿地公园总面积586.75公顷，其中湿地面积493.59公顷，湿地率84.12%。
桂林市，临桂县，会仙湿地公园具体在哪？
会仙湿地是中国更大岩溶湿地，2012.4月份提交林业局.日前已被国家林业局正式列入国家湿地公园试点，会仙湿地公园命名为“广西桂林会仙喀斯特国家湿地公园”。
会仙湿地主要分布在临桂县会仙镇的睦洞、四益、新民、山尾、文全、马面等6个村委以及该县四塘乡的大湾村委、雁山区的竹园村委，涉及47个自然村和2.2万人口，其地域范围内有相思江、良丰河、唐代开凿的桂柳运河(又称相思埭运河)及睦洞湖等河流湖泊。
会仙岩溶湿地沉积环境变化研究
一、沉积物样品采集
我国碳酸盐岩分布广泛，在岩溶地区的碳酸盐岩成土、土地资源利用、岩溶动力系统、喀斯特生态系统、河流水文特征与水化学及相关影响因素的研究，以及利用洞穴次生化学沉积物重建古环境及古气候等方面都取得了显著成果［1—19］；但对作为岩溶地区一种独特生态系统的岩溶湿地的生态环境及其形成与演化方面的研究［20—22］并不多见。为研究会仙岩溶湿地在自然与人类相互作用下的生态环境演化过程，重建湿地古气候，2008年3月在会仙岩溶湿地内选择两个典型地点：临桂县会仙镇分水塘北狮子潭和临桂县四塘镇寺湖（图5-9），采用重力采样器分别采集了56cm和77cm的连续柱状沉积物岩心。
在会仙岩溶湿地核心区睦洞湖以东，会仙镇冯家村西的狮子岩，发育有狮子山岩溶地下河，该地下河发源于马面以北的岩溶山地中，地下河出口位于分水塘北端狮子山南部山脚，并将八仙湖、分水塘相互连接成一个统一的岩溶水文系统。狮子山地下河岩溶水直接注入分水塘，不仅是会仙岩溶湿地的重要补给水源，而且也是古代相思埭（古运河）的主要水源。狮子潭采样点即位于狮子岩地下河主通道上，地下河出口上游约100m的山间积水洼地——狮子潭（山间湖泊）内。狮子潭面积约10亩，枯水季节最深处水深约1m。沉积岩心的采样点位于潭中部偏西水深60cm处（地理坐标为：N25°06′06″，E110°12′35″），所采集湖底柱状沉积岩心长56cm（见图2-18）。
图5-9 湖泊沉积物采样点
寺湖位于四塘镇附近，会仙岩溶湿地清水江河湖湿地的核心区。寺湖主要由地表沟溪（包括清水江河水及太平河水）补给。湖泊下游有多个出口，均与清水江连通，湖水排向清水江。近年来，由于湖泊周边湿地不断被开发、蚕食，湖泊水域面积在逐年减少。至2006年，湖泊水域面积仅12hm2。由于周边受农田农药、化肥污染的灌溉水和农村生活废水污染，以及湖泊周边及湖内养殖（尤其是2006年以来湖内养鸭数万只、养殖珍珠几十亩）等造成湖水水质不断恶化，湖水长期处于富营养化状态，湖泊下游湖面几乎完全被疯长的凤眼蓝（水葫芦）所覆盖。2008年调查、取样期间该湖仍处于富营养化状态。沉积物岩心采样点位于湖泊下游出口的湖泊内（图5-9），地理坐标为N25°09′54″，E110°08′37″，采样点水深约1.3m，采集沉积岩心77cm。
二、样品的处理与实验室分析
将寺湖沉积岩心的上部20cm按0.5cm间隔连续取样，20cm以下则按照1cm间隔连续取样。狮子潭沉积岩心上部30cm按0.5cm间隔连续取样，30cm以下则按照1cm间隔连续取样。
将经过上述采样、制作、处理后的样品送至中国科学院南京地理与湖泊研究所湖泊沉积与环境国家重点实验室，对其进行了高精度、高分辨率的沉积年代学、营养盐元素（沉积物TOC（总有机碳）、TN（总氮）、TP（总磷）含量）、地球化学元素等各种环境代用指标的样品测试分析。其中，沉积物年代测定用放射性核素137Cs和210Pb *** ，采用美国EGG Ortec公司生产的由高纯锗井型探测器与Ortec 919型谱控制器以及IBM微机构成的16k多道分析器组成的γ谱分析系统进行核素测定。137Cs标准样品由中国原子能研究院提供。TOC，TN，TP测定 *** ：TOC用重铬酸钾- *** （油浴）氧化- *** 亚铁滴定法测定；TN用重铬酸钾- *** 消化-凯氏定氮法测定；TP用重铬酸钾- *** 酸溶-钼锑钪比色法测定。元素化学分析采用HCl-HNO3-HF微波消化法和ICP-AES测定法，共测得Al，Fe，Ca，Na，K，Mg，Ti，Co，V，Cr，Be，Ba，Sr，Cu，Pb，Zn，Mn，Ni，P等19种元素，平行分析误差小于±5%。
三、会仙岩溶湿地环境变化沉积记录的初步研究
通过对上述样品的测试、分析，获得了寺湖近450年来和狮子潭近200多年来的环境演化记录。结果表明：狮子潭经历了公元1810年以前的沼泽化过程而后又演化成湖泊沉积环境；寺湖在近450年来一直为湖相沉积，但经历了小冰期中的多次冷暖和干湿的气候波动［22］；湿地沉积环境变化在过去主要受气候条件变化的制约，在气候的冷湿期有利于湿地的发育，而暖干时期则不利于湿地的发育。最近几十年以来在气候持续变暖的背景下，人类对湿地的过度开发加快了会仙湿地生态环境的退化。
1.沉积岩心年代学分析
137Cs是核爆炸的裂变产物，半衰期为30.2年，其计年是基于该放射性核素在沉积物记录中的层位对比［23］。大量研究证实并公认全球地表大气沉降的137Cs有两个最主要峰值年，一个是初始沉降峰值1952年，另一个是主要峰值年1963年［23—27］，可作为近代沉积地层的对比与时间标尺。由寺湖岩心137Cs测年结果（图5-10）可以看出，其有明显的峰值，1952年峰值出现在岩心10.25cm深度，1963年峰值出现在岩心6.75cm深度处。这与210Pb实验数据根据衰变规律计算的整个岩心平均沉积速率1.7mm/a所得到的层位时间基本吻合，由137Cs峰值计算出岩心0～6.75cm段的平均沉积速率为1.5 mm/a，而 6.75～10.25cm段（1952～1963年）的平均沉积速率为3.1 mm/a，0～10.25cm段的平均沉积速率为1.8 mm/a，与由210Pb实验数据获得的整个岩心平均沉积速率1.7mm/a基本相似。由此推算至岩心底部77cm深处的年代为1562年，整个沉积岩心代表的时间为446年。
图5-10 寺湖沉积岩心137Cs 和210Pb垂直分布
狮子潭沉积岩心的137Cs测年结果显示（图5-11）：1952年峰值出现在岩心8.75cm深度处，1963年峰值出现在岩心6.25cm深度处。按此推算沉积速率，1963年以来（0～6.25cm段）平均沉积速率约为1.4mm/a，1952年以来（0～8.75cm段）平均沉积速率约为1.6mm/a，而由210Pb测定数据根据衰变规律计算的整个岩心平均沉积速率为1.6mm/a，两者也基本吻合。
图5-11 狮子潭沉积岩心137Cs 和210Pb垂直分布
值得指出的是，寺湖沉积物岩心和狮子潭沉积物岩心137Cs测年结果都显示出上部有一个高值峰，狮子潭岩心位于3cm左右深度处，寺湖岩心位于1～2cm左右深度处，比1963年的主峰还要高，其原因和机制有待进一步探讨。
2.沉积岩心的TOC，TN，TP的垂直变化研究
流域基岩、土壤在经历风化、侵蚀和搬运等作用后进入湖区沉积，沉积物元素特征一般受控于母岩类型、气候和沉积环境，以及人类活动等诸多因素的影响，即沉积物元素变化特征为自然过程叠加人类活动影响的结果。因此湖泊沉积物中元素可分为两种来源：一是来源于流域侵蚀，其变化主要由自然因素控制，与流域降水和径流以及水土流失程度有关，如钙元素含量在南方岩溶湿地非常丰富，然而降水量增加使钙浓度降低，沉积少；二是既来源于流域母质，又受到人为活动的影响，如磷元素在沉积岩心上部的快速增加与人类农业活动关系密切。
湖泊沉积物总有机碳（TOC）由内源和外源有机碳两部分组成。内源有机碳主要是湖泊自身水生生物的贡献，外源有机碳主要是流域内陆生植物的贡献。湖泊沉积物中TOC的高低在一定程度上反映了区域气候条件以及湖泊沉积物的保存条件［28］。寺湖沉积岩心的TOC，TN，TP的垂直分布（图5-12）显示：TOC总体呈增长趋势，但存在几个大的阶段：在53cm以下，TOC和TN处于低值阶段，存在缓慢上升的趋势；在20～53cm段，TOC和TN处于较高值阶段；在53cm附近产生了大的变化，其TOC含量由平均35g/kg增加到40g/kg，并保持缓慢上升；在4～20cm段，TOC和TN含量又降低为一低值阶段；20cm处TOC和TN含量由45g/kg快速降低到40g/kg左右；而0～4cm段，TOC和TN含量快速上升，短短4cm，其含量由40g/kg升高到80g/kg。TN与TOC的变化极为相似，二者呈同步变化。TP含量的变化也存在着明显的变化阶段，在20cm以下TP含量基本保持稳定，20cm处开始有一明显的增加。在4cm向上，则出现快速增加。整体来看，寺湖沉积岩心的TOC，TN，TP可分为4个阶段：之一阶段为53～77cm，对应的时间约在1562～1703年；第二阶段是20～53cm，对应时间约在1703～1894年；第三阶段在4～20cm，对应时间约为1894～1987年；第四阶段为0～4cm，对应时间约为1987～2007年。
图5-12 寺湖沉积岩心的碳、氮、磷含量的垂直变化
碳氮比值（C/N）能够较好地指示沉积物中内源和外源有机成分的比例［29］。一般来说，低等水生植物蛋白质含量较高，C／N比值一般小于7；陆生植物大多含维管束，C／N比值一般大于20。因此，湖泊沉积物中有机质的C／N比值反映了有机质的物源状况。寺湖C/N 比值在10左右，且变幅不大。这说明内、外源有机物在湖泊有机物中各占有一定比例，而且有机物源变化不大，情况较稳定。
狮子潭沉积岩心的TOC，TN，TP的垂直分布（图5-13）也显示出几个变化阶段：更大的一个变化是在33cm深度处，在其以下，TOC，TN，TP都处于特别的高值阶段，表现出沼泽相的沉积特征；从岩心底部57cm到33cm，是一个逐步自然富营养化即沼泽化的过程；33cm以上又演变为湖泊的环境，因狮子潭是一个地下水补给的小水潭，TOC和TN含量一直较稳定，没有突然的变化，向上缓慢降低。而TP的含量在14cm深度向上出现缓慢增加的趋势，而在表层2cm增加明显。由于33cm以下为沼泽沉积，其沉积速率无法和上部湖泊沉积相对比，因此在按照上部湖泊沉积速率推算年代时，仅推算到32cm为止，其时代大致为1810年。其底部的年代尚有待于用14C年代测定法确定。
3.元素地球化学特征与特征元素Mg/Ca和Sr/Ca比值垂直变化的环境意义
湖泊沉积是记录湖泊及其流域气候环境信息的有效载体，它记录了气候变化、湖泊生态演化等丰富的信息。元素是湖泊沉积物的重要组成部分，其含量变化真实记录了湖泊水体环境的变化过程。很多学者对湖相沉积物中元素地球化学与古气候环境的关系进行探讨时，把湖相沉积元素地球化学作为恢复和重建古气候环境演化的重要手段之一。对于我国南方岩溶区域，利用洞穴次生化学沉积物反演和重建古环境及古气候等方面已取得了许多成果，但通过岩溶湿地沉积的地球化学元素分析进行环境演变的研究尚还薄弱。因此，在桂林岩溶湿地的寺湖采集沉积岩心，研究其地球化学元素在沉积物中的含量水平、分布与变化规律及元素之间的相互关系等特征，揭示会仙岩溶湿地的环境变化历史与过程，对湿地的水资源保护与开发利用、区域环境质量评价及区域经济发展等具有重要意义。[30]
图5-13 狮子潭沉积岩心的碳、氮、磷含量的垂直变化
按照对象的定性或定量特征将其分组归类的一种现代统计 *** ——聚类分析法，在研究沉积物物源、湖泊重金属沉积等方面都得到了成功应用。对寺湖沉积岩心元素的地球化学分析所获得的19 种元素含量结果（图5-14）进行聚类分析（图5-15），可以看出，19种元素的变化可首先分为两种类型。之一类型有16种元素，包括Ba，K，Cu，Zn，Al，Pb，P，Mg，Ni，Co，Ti，V，Be，Fe，Mn等，这些元素含量在沉积柱4～53cm段从下到上呈增长趋势。将其细分又可分为稳步上升型和波动上升型。稳步上升的元素（Ba，K，Cu，Zn，Al，Pb，P）含量在沉积柱状剖面上变化有较好的一致性，元素含量在整个岩心中均呈稳步的增长；波动上升的元素（Mg，Ni，Co，Ti，V，Be，Fe，Mn）含量却呈现出一定的波动，在沉积柱4～53cm段中，这些元素含量波动上升，而在53cm以下及4cm以上段，元素含量自下而上表现为降低。第二类型的元素（Ca，Sr，Na）在湖心垂直剖面的变化与之一类型元素不同，这类元素含量大部分时间（湖心柱在0～53cm之间）处于下降或维持稳定。在湖心53～77cm段中，钙元素含量总体呈上升状态。
图5-14 寺湖湖心沉积物元素含量变化
寺湖沉积岩心19种元素的变化具有明显的阶段性特征，其界线分别位于4cm，20cm，53cm处。在53～77cm段中，之一类型16种元素含量自下而上大部分呈降低趋势，而第二类型元素含量却在稳定增加；在 20～53cm段中，之一类型元素含量稳步增加，而第二类型元素含量却在逐步减小；在4～20cm段中，之一类型元素含量呈波动增加态势，第二类型元素含量仍表现为减小；在0～4cm段中，之一类型有7种元素（Ba，K，Cu，Zn，Al，Pb，P）含量仍呈稳定增加，而另外9种元素与第二类型元素表现相似，含量呈减小趋势。此外，与人类活动关系密切的磷元素含量在20cm以下极为稳定，维持在250mg/kg左右，20cm以上含量开始增加，含量在 450～650mg/kg之间波动，到4cm左右含量迅速增加，达近2000mg/kg。
图5-15 寺湖元素聚类分析
通常岩溶地区的土层和基岩中的微量元素相对稳定，在沉积物中的Mg/Sr 比值可作为古气温的替代指标，即温度升高，Mg/Sr比值增加；Mg/Ca 比值的变化不仅取决于温度，同时也取决于岩溶水的滞留时间。有关研究曾指出，Mg/Ca比值与温度呈正比，与降水呈负相关［31，32］；Sr/Ca比值和Mg/Ca比值呈现同步的变化。图5-16显示出寺湖和狮子潭沉积岩心中Mg/Ca和 Sr/Ca 比值的变化。在寺湖沉积岩心中，77～53cm段的下部，Mg/Ca，Sr/Ca比值处于高位，可能意味着降水少、向上含量快速降低；在4～53cm段，Mg/Ca，Sr/Ca比值下降并保持基本稳定，则有降水增多的可能；但在20～30cm间，Mg/Ca，Sr/Ca比值又有所增高；4cm以上段Mg/Ca和Sr/Ca比值又升高，与现有气温升高、降水减少的气象记录是吻合的。狮子潭沉积岩心中仅在33～50cm的沼泽沉积段中Mg/Ca和Sr/Ca比值为高值，反映出降水减少、地下水补给少的特点，在上部湖相沉积中其比值均处于低值。
4.湿地环境变化的讨论
桂林会仙岩溶湿地近几十年来萎缩退化迅速，其中有人为活动的明显影响，也有自然环境变化的制约。从寺湖和狮子潭典型柱状沉积岩心的高精度、高分辨率分析结果来看，寺湖77cm沉积岩心记录了近450年来的沉积环境变化。
从沉积环境变化的记录来看，狮子潭57cm沉积岩心上部记录了近200年的沉积环境变化（下部的年代还有待进一步测定），可分为两个阶段。
之一阶段：57～33cm段沉积岩心（1810年以前）为沼泽相沉积，反映一个沼泽化和逐步再变成湖泊相沉积的过程，指示补给狮子潭的地下水在此阶段可能中断过或者大幅度减少而使其变成沼泽，Mg/Ca和Sr/Ca比值的变化也指示此阶段为较干的环境。
第二阶段：33cm以上沉积岩心（1810年以后），为湖泊相沉积，反映地下水补给增加形成湖泊而开始湖泊沉积。湖相沉积中的TOC和TN含量总体呈逐渐稳定减少的趋势，可能指示了气候逐渐变暖，有利于有机质的分解而不利于湖泊中C和N的积累，这和气候总体呈变暖的趋势是一致的。
图5-16 寺湖和狮子潭沉积岩心的Mg/Ca和Sr/Ca比值变化
与狮子潭沉积环境不同，寺湖由地表水河流补给，450年以来一直处于湖泊沉积环境，尽管其中沉积环境也有多次波动。根据寺湖沉积岩心的地球化学元素含量的变化特征，结合Mg/Sr和Mg/Ca指标与其他资料分析，将寺湖沉积物岩心所代表的近450年来环境变化划分为如下4个阶段：
1）岩心深度53～77cm段（时间约在1562～1703年）：TOC，TN，TP的含量较低，C/N比值维持在10左右，尤其是这期间磷元素的含量处于更低且稳定状态，反映出当时的湖泊大体是处于自然演化阶段，人类活动干扰不明显。Mg/Sr 和Mg/Ca比值由更高值0.48和0.13（岩心深度65～76cm）降低到更低值0.03和0.07（岩芯深度53cm），意味着前期（岩心深度65～76cm）温度较高，气候温暖、干燥，降水较少，这和青藏高原冰心高分辨率记录［33］以及高原湖泊沉积记录［34］的小冰期中的暖阶段相对应。一方面可使从流域携带来的有机质减少，另一方面暖干的气候条件也有利于湖泊中有机质的分解而不利于沉积。降水量减少也使流域侵蚀因素降低，造成造岩元素在湖泊沉积中的含量减少。而Na，Sr，Ca等元素含量在该阶段却在上升，这与本地岩溶地质和元素的迁移度有关，尽管降水减少，但水体Ca离子浓度高，带给湖泊丰富的Ca元素等的沉积。这与小冰期中的暖波动相对应，在本区表现为暖干的气候特征。但后期（53～65cm沉积岩心段，相应于约1630～1710年）气候转冷变湿，与小冰期的冷期相对应。
2）岩心深度20～53cm段（时间范围约在1703～1895年）：沉积岩心中TOC和TN的含量较前一阶段明显增加，TOC的含量由35g/kg上升到42g/kg，TN也从3.6g/kg上升至4.2g/kg左右，但C/N比值维持在10左右，TP含量略有增加但仍然较低，反映出人类活动仍较弱，没有对湖泊沉积环境产生大的影响，湖泊环境仍处于自然演化状态。Mg/Sr 比值缓慢而略有升高且保持稳定，表示气温变化不大，Mg/Ca比值也呈现缓慢而略有升高之势，意味着降水较多。该时间段又恰好与青藏高原冰心高分辨率记录以及高原湖泊沉积记录［34］的小冰期中的第三冷阶段相对应，这也和南方在较冷的时期不利于有机质分解而有利于有机质的堆积过程相符。该段的Mg/Ca值整体较低，仅在上部20～30cm处升高，反映出小冰期中第三冷阶段的冷干气候波动过程。这种变化也使Fe和Be等元素的含量上升，而降水量较多使水体Ca离子浓度降低，其在沉积物中的含量也在缓慢减少。与小冰期末期气温逐渐回升一致。
3）岩心深度4～20cm段（时间范围约在1895～1987年）：在4～20cm段，TOC和TN的含量再次降低，这和19世纪末小冰期结束后20世纪气候变暖相对应，再次反映出暖的气候条件有利于有机质的分解而不利于有机质堆积的事实。但值得指出的是在岩心顶部4cm（20世纪90年代以来）的TOC，TN，TP含量都快速上升，指示了区域内人类活动的加剧，湖泊富营养化的快速发展过程，反映出强烈的人类活动已干扰了湿地自然生态环境演变的过程，这和近20年的该湿地区域内发展过程（围湿造地，增施有机肥料、养殖粪便、人类经济活动加剧了对水体的污染）是吻合的。Mg/Sr 和Mg/Ca比值处于较小波动和基本稳定状态，这与小冰期过后20世纪升温和较多降水相一致。稳定、丰富的降水也使得Ca等元素的沉积较稳定或略有降低。
4）岩心深度0～4cm段（时间在1987～2007年）：Mg/Ca比值快速升高，指示降水的减少；Mg/Sr比值增加，与现有气象记录资料气温升高、降水减少的变化是吻合的。此阶段磷元素含量迅速增多，由原来的700mg/kg增加到近2000mg/kg，反映出近20多年人类生产活动更加频繁，农田肥料使用量逐步增大，生活污水和工业废水对地区环境影响加大，湖泊的富营养化程度加重，这与之前400多年沉积含量低而稳定所指示的区域磷元素的自然背景有明显不同。
会仙岩溶湿地概况
5.1.1 地理位置与交通
桂林会仙岩溶湿地位于桂林市临桂县会仙镇、四塘乡一带，北至文全、黄插塘一带，南至睦洞、毛家、渣塘底一带，西至九头山、莫家，东至冯家。地理坐标为：东经110°09′50″～110°14′30″，北纬25°05′20″～25°06′45″，总面积约35.2km2。区内交通发达，以桂梧高速及良永二级骨干公路为主，并与乡、村连接成网。目前，共有睦洞、四益、新民、文全、竹园、大湾等四级公路，可以直达湿地的大部分地区，交通十分便利（图5.1）
图5.1 会仙岩溶湿地交通位置图
5.1.2 气象水文
5.1.2.1 气象
桂林会仙岩溶湿地所在地区气候温暖湿润，属中亚热带季风气候，冬无严寒，夏无酷暑，气候变化特征见图5.2。研究区多年平均降雨量为1835.8mm，年更大降雨量为2452.7mm，年最小降雨量1313.3mm。雨季为3～8月，降雨量占全年的80%，其中，4～8月是暴雨多发时期，降雨约占全年的50%。8～9月暴雨次数减少，常出现高温干旱天气，10月份天气晴朗少雨，秋高气爽，气候宜人。
研究区多年平均蒸发量为1569.7mm，蒸发量更大月份为7月，达199mm，占全年总蒸发量的12.67%；年均气温为19.5℃，最冷月份为1月，平均气温为8.6℃，最热月份为7月，月平均气温28.9℃，极端更高、更低气温分别为38.8℃、-3.3℃。
图5.2 会仙岩溶湿地气候变化特征图
5.1.2.2 水文
区内主要河流有睦洞河、相思埭古运河，分别位于湿地中、南部，近东西走向（图5.3）。湿地内主要河流概述如下：
（1）睦洞河
又名神龙溪，源头为睦洞湖，流经凤凰山北部、九头山南部向西注入相思江。睦洞河总长约4.38km，总集雨面积约23.14km2。该流域为湿地主要蓄水区，睦洞河是湿地地表水的主要排泄带。
（2）相思埭古运河
又名古桂柳运河，开凿于唐长寿元年（公元692年）。古运河位于湿地中南部，总长14.54km。古运河以分水塘为分界点分成东西两段，东段经杜门岭在良丰附近蒋家坝注入良丰河；西段经睦洞湖南部在莫家附近注入会仙河。古运河的开凿虽然沟通了漓江与柳江之间的航运，但也破坏了湿地内部的水循环系统。古运河在东西方向上贯穿于整个湿地，其中还穿越湿地的主要蓄水区—睦洞湖、分水塘一带，导致湿地水体向古运河排泄，从而加速了湿地的退化。
除上述主要河流发育外，还遍布许多包括水塘、湖泊、沼泽在内的大小不一水体（图5.3），主要水体有15处，它们分别是：睦洞湖、龙山湖、神龙塘、督龙塘、分水塘、老陡沼、毛家鱼塘沼、水东沼、冯家水田沼、黄塘沼、龙东沼、安龙沼、文全水田沼、神龙桥沼和九头山草地，总面积约6.6km2。
图5.3 会仙岩溶湿地水系、水体分布图
5.1.3 地形地貌
5.1.3.1 地形
会仙岩溶湿地主 *** 于毛家向斜的轴部，北部位于马面-黄村背斜南部边缘，南部为架桥岭背斜北部倾伏端，中部狮子岩一带为柳江水系与漓江水系分水岭。地势总体为北部较高，其次是南部，中部更低，地面标高147.0～544.3m。
5.1.3.2 地貌
根据会仙岩溶湿地地形特征、成因类型、地表组成物质、下伏基岩古地形及现代地貌的演变过程等，可将其地貌类型划分为峰丛谷地、孤峰平原、残丘平原三种（图5.4）。
各地貌类型主要特征如下：
（1）峰丛谷地
主要分布于湿地北部的大长山-文全-黄插塘一带，面积约3.30km2，地面标高在151.0～544.3m之间，大长山为本区更高点，标高544.3m。该地貌类型受控于地质构造，属于桂林弧形构造带的二级构造黄村-马面背斜的枢纽隆起带与毛家向斜的过渡带。该区地层岩性主要为灰岩，岩溶发育。
（2）孤峰平原
主要分布于湿地东、西部，面积约3.70km2，地面标高在146.2～157.8m之间。该区东部以狮子岩为核心，山峰标高176.8～292.0m；西部以九头山—凤凰山为核心，山峰标高172.6～407.4m。该区地层岩性主要为灰岩、白云质灰岩及泥质灰岩，岩溶发育相对较弱。其中，东部狮子岩一带发育有一条规模较大伏流。
图5.4 会仙岩溶湿地地貌图
（3）残丘平原
贯穿于凤凰山—督龙—睦洞-斗门一带，面积约28.2km2，地面标高在149.2～155.5m之间。会仙岩溶湿地的主体就位于其中，该区上覆第四系红黄色粘土层，厚度1～5m，下伏石炭系岩关组泥质、炭泥质灰岩，为燕山构造运动期形成的岩溶蓄水构造盆地，构成了会仙岩溶湿地天然的相对隔水底板。
5.1.4 地层岩性与地质结构
5.1.4.1 地层岩性
会仙岩溶湿地出露地层、面积及分布范围见表5.1；图5.5。
图5.5 会仙岩溶湿地地质图
表5.1 会仙岩溶湿地出露地层年代表
5.1.4.2 地质构造
据中国地质科学院岩溶地质研究所20世纪80年代研究成果资料，会仙岩溶湿地分布区位于南岭纬向构造带、湘东-桂东经向构造及广西山字型构造东翼交会处。基于构造形迹与成生组合关系，会仙岩溶湿地跨越三个构造带：桂林弧形构造带、东西向构造带和北西向线性构造带（图5.6）。
（1）桂林弧形构造带
桂林弧形构造带属于会仙岩溶湿地的一级构造带，其构造形迹是南北向褶皱构造的变形，由中、上泥盆系及下石炭系碳酸盐岩地层组成。会仙岩溶湿地北部边界峰丛谷地一带就位于桂林弧形构造带中部的一个二级构造单元——马面背斜的南端。
图5.6 会仙岩溶湿地区域构造略图
（2）东西向构造带
东西向构造带是一个三级构造单元，发育毛家向斜。会仙岩溶湿地主体就位于该构造带内。该向斜构造是在晚三叠纪末期燕山构造运动一幕，由区域南北方向地应力作用下形成的近东西向三级构造盆地，由下石炭统碳酸盐岩组成，该构造盆地为会仙岩溶湿地提供了得天独厚的蓄水条件。
（3）北西向线性构造带
北西向线性构造带由一系列走向290°～330°的断裂带组成，产生于印支构造运动期，后经历燕山、喜马拉雅多期构造运动，是多次活动的新构造活动带。会仙湿地的南部边界一带就位于该构造带的架桥岭背斜北部倾伏端。
5.1.5 水文地质条件
5.1.5.1 含水岩组划分及富水性
会仙岩溶湿地内大致可以分为三个含水岩组，它们分别是：单层结构松散岩类含水岩组（Ⅰ）、连续型纯碳酸岩中—厚层含水岩组（Ⅱ1）、夹层型不纯碳酸岩含水岩组（Ⅱ2）。各含水岩组岩划分、分布及富水性见表5.2、图5.7（a）。
图5.7 会仙岩溶湿地水文地质及剖面略图
（a）会仙岩溶湿地水文地质略图；（b）A—A’剖面略图；（c）B—B’剖面略图
表5.2 会仙岩溶湿地含水岩组岩性及分布特征表
5.1.5.2 地下水补、径、排条件
会仙岩溶湿地地下水的补给、径流和排泄主要受气象水文、地形地貌、地层岩性及地质构造等因素控制，其补给、径流和排泄模式见图5.7（b）、（c）。
（1）地下水补给
会仙岩溶湿地地下水主要补给源为大气降水。补给形式主要有三种：一种是大气降水的直接入渗补给，第二种为沼泽水体的入渗补给，第三种为外源水的侧向补给。其中，前两种为地下水的主要补给形式。
松散层地下水的补给主要为大气降水直接入渗补给及沼泽水体的入渗补给。此外，湿地中部在丰水期还接受下伏岩层的垂向补给，因为该区位于毛家向斜轴部，地下水由南、北两侧汇集至此后，受承压作用会向上补给松散层内的地下水。
岩溶地下水的补给主要是大气降水直接入渗补给及外源水侧向补给，在特殊干旱年份可能还接受上覆松散层的垂向补给。大气降水直接入渗补给主要发生在岩溶 *** 区，该区山体受溶蚀、风化作用影响，垂向岩溶裂隙、岩溶管道发育，接受大气降雨后，雨水在重力作用下沿着垂向岩溶裂隙、岩溶管道下渗补给地下水；外源水侧向补给主要是指湿地南、北部边界外围地下水的侧向补给。其中，北部边界侧向补给主要为岩溶地下水补给，南部边界为孔隙水及岩溶地下水补给。
（2）地下水径流
受地形及构造控制，会仙岩溶湿地松散层地下水与岩溶地下水的流向大致相同，总体上为由南、北两个方向呈扇形向湿地西部、中部及东部径流，见图5.7（a）。在凤凰山、狮子岩一带，受逆断层及地形影响，岩溶地下水分别向西部、东部径流。在凤凰山—文全山—冯家一带，由于受到北东向受地层岩性变化影响，部分岩溶地下水径流会也受到阻滞。
（3）地下水排泄
会仙岩溶湿地地下水的排泄区较分散，主要分布于睦洞河、古运河、黄毛—陡门及大长山—文全山—督龙—冯家一带。排泄形式主要有潜流、泉点及伏流。
松散层地下水基本上最终以潜流形式排泄至睦洞河及古运河内，在睦洞河下游及上游九头山附近的水渠内，均发现非岩溶泉点。
岩溶地下水的排泄形式较多。在丰水期，岩溶地下水排泄有潜流、泉及伏流；在枯水期，其排泄形式主要为潜流。在丰水期或出现集中性强降雨时，岩溶地下水可在短时间内汇集，流量剧增，径流至大长山—文全山—督龙—冯家一带，由于地层岩性由纯碳酸盐岩变为夹层型不纯碳酸盐岩，岩溶地下水径流受到阻滞，大部分径流会以岩溶泉的形式排泄至地表。黄毛—陡门一带位于背斜构造带上，岩溶泉也发育；在枯水期或较长时期未出现降雨时，岩溶地下水水量变小，流速变缓，泉点基本上断流。此时，岩溶地下水的排泄以潜流为主。
狮子岩一带发育一条伏流，该区接受大气降雨后一部分降雨沿岩溶裂隙入渗至伏流内，最终由伏流出口排出。但该伏流的大部分水量来自于黄插塘南部的沼泽水体。
5.1.5.3 地下水化学类型
会仙岩溶湿地地下水的水化学特征见表5.3。由表可以看出：岩溶地下水的化学类型以HCO3-Ca型为主，pH值7.18～7.76，总硬度低于150mg/s。其中，夹层型不纯碳酸盐岩区域的总硬度、矿化度及pH值较纯碳酸盐岩区域要高。例如，冯家民井地下水总硬度及矿化度分别为269.97mg/L、415.65mg/L，而督龙北泉点地下水总硬度及矿化度分别为149.40mg/L、222.82mg/L；松散层地下水化学类型以HCO3·Cl-Ca·K型、HCO3-Ca·K型为主，总硬度及矿化度也明显升高。这种化学类型表明，这些地区松散层地下水与岩溶地下水的联系较为密切。一般民井的选址都会考虑有岩溶管道发育的因素，如七星民井，据村民反映，该井底部有岩溶管道发育，孔隙水与岩溶地下水联系密切。因此，本次研究得出的松散层地下水化学类型并能完全代表整个地区的地下水化学类型。
表5.3 会仙岩溶湿地地下水化学特征表
SWAT模型在会仙岩溶湿地的应用
5.4.1 模型建立
SWAT模型运行过程中需要输入的数据量非常大，类型也很多。数据处理按照模型运行的条件，对搜集的数据资料进行分门别类的处理以满足模型运行据的要求，这一过程涉及相关软件和数学 *** 的运用。在理想的情况下，模型全部采用实测数据是模型运行的更佳选择，但从所搜集到的数据来看这一点很难实现。针对流域内缺少实测相关数据的状况，利用现有的数据，采用合理法计算出模型运行所需的数据，这就是基础数据处理要解决的关键问题。SWAT模型需要的输入数据可以分为土壤、气象等类型，其中每个类型又包括很多项参数。
5.4.1.1 气象数据处理
气象数据的处理是建立数据库前的重要内容，也是耗时较多的工作。由于桂林会仙岩溶湿地以前未引起有关单位重视，所以没有在湿地内设立水文站、气象站。所涉及的水文观测站是根据研究内容临时设定的，气象数据均来源于湿地北部的临桂站。通过对临桂站1961～1990年的数据统计月均值，得到临桂站月均气温、降水、蒸发的统计参数，见表5.13和表5.14。
表5.13 临桂县气象站各类气象数据统计表
表5.14 临桂县气象站气温月均数据统计表
SWAT模型运行过程中需要输入的数据量、数据类型都比较多，SWAT模型的气象模块可以为弥补数据不足问题，该模块通过输入己有的数据或天气生成模拟数据，来生成SWAT模型所需的气象数据。本次模拟选用数据一部分来源于临桂气象站的多年实测数据，一部分为由天气生成器生成的数据。
5.4.1.2 DEM 及子流域划分
DEM（数字高程模型）是确定流域边界、划分子流域和生成河网的基础数据。
会仙岩溶湿地生成DEM及获得流域信息的过程如下：
1）运用MapGIS软件绘制出会仙湿地流域1：10000数字地形图，然后导入ArcView GIS3.2软件，生成DEM模型，再将DEM模型导入SWAT2000中，SWAT2000会自动进行数字地形分析，对DEM数据进行预处理。
2）导入手工勾画的会仙岩溶湿地数字化流域边界线和河网栅格图像，用于校正由DEM生成的流域边界和河网。
3）设定子流域最小面积闲值，模型的自动提取工具将确定河段和子流域的拓扑关系，包括河段坡度、高程、上游集水面积及其他拓扑信息，最后完成流域的自动分割。
将会仙湿地整个流域划分为40个子流域。会仙岩溶湿地DEM见图5.34，子流域及河网生成见图5.35。
图5.34 会仙岩溶湿地数字高程模型
图5.35 会仙岩溶湿地子流域及河网划分
5.4.1.3 HRU 划分
为了反映流域内更多的空间变异性，反映不同土地利用和土壤类型对蒸发、产流、入渗等影响，子流域还要进行进一步划分，为此SWAT模型引入了水文响应单元（HRU）的概念。当一个子流域内有多个HRU时，对每个HRU分别进行陆地水文过程计算，然后在流域出口把子流域内所有HRU的产出进行相加，所得子流域的产出在河道中进行输移计算。
水文响应单元的划分先是在流域信息提取完后，将栅格土地利用图和土壤类型图输入到 Watershed View中，对两幅图进行再分类（reclassify），最后将再分类后的土地利用图和土壤图进行叠加（overlay）。
在实际应用中，需要设置一定的阈值，以消除子流域中较小比重的土地利用和特定土地利用类型中所包含的较小比重的土壤类型。这样可以控制水文响应单元的数量，减少次要因素的影响，提高模型运行的效率。采用多种水文响应单元法对子流域进行重新划分，土地利用面积阈值在模拟过程中取5%，土壤面积阈值的确定，在模拟过程中取10%。
5.4.1.4 土地利用
研究区的土地利用情况是通过对遥感数据（1997年）进行解译得到的。参照研究区已有的土地利用资料，将研究区的土地利用类型分为水体、水田、沼泽、林地、居民地、植被覆盖一般山体和植被覆盖较好山体七类。各类土地利用的分类如图5.36所示。
图5.36 会仙岩溶湿地土地利用图
5.4.1.5 土壤类型
SWAT模型中需要输入的土壤数据可以分为三类：空间分布数据、土壤物理属性数据和土壤化学属性数据。此次研究暂不考虑湿地流域水化学性质的变化情况，故可以对土壤化学数据不进行处理。下面主要分析前两种类型数据的获取：
本次对于研究区土壤的划分依据全国1：50万土壤库数据，以水稻土、沼泽土为主，其次红壤、石灰土，具体分布情况见图5.37。根据当地土壤的调查资料，分别得到各类土壤的粘粒、粉粒、砂粒、砾石含量，见表5.15。
图5.37 会仙岩溶湿地土壤类型图
表5.15 会仙湿地土壤类型比重表
SWAT模型需要各类土壤的水文、水传导属性作为输入值：每类土壤所属的水文单元组（soil hydrologic group）、植被根系深度值、土壤表面到各土壤层深度、土壤容重（moist bulk）、有效田间持水量（available water capacity）、饱和的导水率（saturated hydraulic conductivity）和每层土壤的粘粒、粉砂、砂砾、砾石含量等。
由于数据条件的限制，模型需要输入的土壤饱和水力传导率、土壤容重、有效田间持水量由Saxton开发的计算程序求得，程序界面见图5.38。将土壤中沙和粘土等组分的含量输入程序，就可以计算出相应的土壤物理属性。许多试验证实，该 *** 的计算值与实测值拟合关系很好。
5.4.2 模型率定
模型的参数率定过程是调整模型参数，使得模型的模拟结果与实测数据相匹配的过程。通过模型的率定调参可以提高模型的精确度，使模型更适合研究区的实际情况。应用模型的Calibration Set up工具综合所有数据信息，先进行单个参数的敏感性分析，再整合多个参数进行综合性分析。
图5.38 土壤参数计算程序界面
在模型校正过程中，对模型中影响水文循环的主要5个参数进行了率定，得到了适合会仙岩溶湿地的参数值。这些参数包括：径流曲线数（CN值）、土壤有效含水量、土壤蒸发补偿系数（ESCO）、地下水延迟天数、基流Alpha系数。
CN值是SCS产流模型中最重要的参数，它是流域内土地利用方式、土壤类型、耕作管理措施、水文条件、前期水分状况等因素的综合反映。理论上CN值取值范围在0～100之间，值越大表示产生径流的可能性越大；土壤蒸发补偿系数（ESCO）是模型调整不同土壤层间水分补偿运动的参数，该系数与产流量呈反比例关系。土壤有效含水量是指土壤中从田间持水量减去植物永久凋萎点的水分，该参数与产流量呈反比例关系；基流消退系数（ALPHA-BF）是通过输入2006年11月～2007年3月日流量数据，运用数字滤波法分割基流得到的。模型5个参数的具体描述见表5.16。
表5.16 SWAT模型参数调节
5.4.3 模型验证
经过参数率定后，就开始对模型进行校正（calibration）和验证（validation）。通常将使用的资料系列分为两部分，其中一部分用于校正模型，而另一部分则用于模型的验证。由于资料有限，选用2006年11月～2007年3月间5个月的实测径流量进行参数校正，再用2007年4月～2007年11月的实测径流量进行验证。模型校正后径流模拟值与实测值比较如图5.6；图5.8所示。
为验证模型的有效性，选用Nash-Sutcliffe效率系数（确定性系数）E、线性回归系数R2来评估模型在校准和验证过程中的模拟效果。
根据数据获取的完整性，使用效率系数E来衡量模型模拟值与实测值之间的拟合度，其表达式为
岩溶地区地下水与环境的特殊性研究
式中：Q0为实测值；QP为模拟值；Qavg为实测平均值；n为实测数据个数。
当Q0=QP时，E=1，表示拟合度非常好；如果 E为负值，说明模型模拟值比实测值的可信度更低。
线性回归系数R2在EXCEL中应用线性回归法求得，可以进一步用于实测值与模拟值之间的数据吻合程度评价，R2=1表示非常吻合；当R2＜1时，其值越小，反映出数据吻合程度越低。
由图5.39～图5.42可以看出，校正后代表模拟值与实测值的两条曲线拟合程度较好，模型校正后观测点C2（古运河东支出口）的E=0.73，R2=0.90；观测点C4（睦洞河出口）的E=0.71，R2=0.89。校正结果表明，通过模型参数的调整，可以比较准确的模拟校证期的日径流量。可以认为，运用SWAT分布式水文模型模拟会仙岩溶湿地水文过程是可行的。
图5.39 观测点C2（古运河东支出口）模拟值与实测值拟合
图5.40 观测点C2（古运河东支出口）模拟流量与实测流量相关关系
图5.41 观测点C4（睦洞河出口）模拟值与实测值拟合
图5.42 观测点C4模拟流量与实测流量相关关系
5.4.4 模型应用
通过对SWAT模型参数的率定及径流结果的验证，得到了适用于研究区的模型参数。在此基础上，对会仙岩溶湿地水文过程进行了量化模拟，模拟输出结果（单位：mm）见图5.43。同时，对研究区水分的收入项、支出项及土壤蓄水量之间的数量转化关系进行了分析（表5.17）。
图5.43 会仙岩溶湿地水文过程模拟结果
表5.17 2006～2007年水量收支统计表（单位：mm）
由图5.43可以看出，在2006年11月～2007年11月期间，会仙岩溶湿地降水量为1500.60mm，入流量为300.12mm，蒸散发量为1106.55mm，植被截留量为8.25mm，入渗量为159.41mm，壤中流为10.21mm，总径流量为538.22mm，地下径流量仅为73.30mm。
由表5.17可以看出，在2006年11月～2007年11月期间，研究区的收入项主要为降雨量及区外入流量，支出项主要包括蒸散发量、地表径流量。其中，更大收入项是降水，占总收入项的83.2%；更大支出项是蒸散发，占总支出项的58.9%，其次为总径流量，占总支出项的28.7%，地下径流量最小，占总支出项的3.9%。研究期间，会仙岩溶湿地水量收支总体上出现了少量亏损，亏损量为3.46mm，这可能是2007年降雨量为1362.4mm，少于多年平均降雨量（1835.8mm），而蒸散发量没有相应将少所致。研究区水分亏损主要发生在2006年12月和2007年7～10月份，总亏损量达471.0mm，这是由于这几个月份降雨量减少，气温偏高所致。由表5.5可得，该期间降雨量为268.8mm，而蒸发量则达到了573.7mm。在其他月份，研究区水分收入大于支出，这是由于该期间正好为雨季，降雨量大，空气湿度大，而蒸发量较小所致。研究区的月水分收支差差别较大，说明了研究区水量平衡为一种动态的水量平衡。如要维持湿地水量平衡，加强湿地调蓄能力，应从减少湿地蒸散发量及出流量入手。
综上所述，会仙岩溶湿地的水文过程显然已经造成了其调蓄功能的减弱，如不及时控制这种趋势，湿地将会继续退化甚至消亡。为保护湿地水环境，防止其进一步退化，建议采取以下治理措施：
1）禁止在湿地周围及区内再建有害于湿地保护的工程，如排水渠之类。尤其是在核心区内已开垦的湿地要退耕还湿地，恢复湿地植被，防止水土流失，增加湿地蓄水能力；采取适当工程措施控制湿地出流量的暴涨暴落，使湿地水位维持在一个稳定的变化区间内。
2）建立会仙岩溶湿地水文监测系统，对其水质、水量实行动态监测，及时掌握湿地水体的水情变化情况，为全面掌握湿地生态系统提供科学决策依据。
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