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會仙巖溶濕地水文特征
5.2.1 水文觀測點布置
由于本研究區內沒有設專門水文觀測站，本次研究所用到的水文觀測數據，是通過臨時設置的站點獲取的。這些觀測站點主要有地表水觀測點、地下水觀測點、泉水觀測點、地表水水質觀測點、地下水水質觀測點。各觀測點類型、數目及分布見圖5.8；表5.4。
圖5.8 會仙濕地水文觀測點布置圖
表5.4 會仙巖溶濕地水文觀測點統計表
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5.2.2 水位特征
5.2.2.1 地表水水位特征
（1）多峰多谷特征明顯
總體上看，會仙巖溶濕地地表水水位在觀測期內多峰多谷特征明顯。從圖5.10～圖5.13可以看出，每個觀測點在水文觀測期水位波動都比較頻繁，每次較大的集中降雨后一兩天，就會出現一次水位峰值，之后便迅速回落。每個觀測點的水位峰值均出現在2007年6月中旬，更低值出現在2007年的10月下旬。原因是2007年6月份是2007年內降雨的集中發生期，而10～12月份為2007年的干旱期，其中，10月份將近一個月都未降雨（圖5.9），導致觀測點水位連續下降。觀測點C1（斗門總閘）、C2（古運河東支出口）、C3（莫家古運河）、C4（睦洞河出口）的更高水位分別為147.76m、147.52m、149.30m、147.60m；更低水位分別為146.44m、146.20m、148.10m、144.6m。
（2）水位變幅較大
地表水水位變幅較大，且不同觀測點水位變幅相差也較大。觀測點C1（陡門總閘）、C2（古運河東支出口）水位變幅相近，約為1.30m；觀測點C3（莫家古運河）位于古運河西支，水位變幅約1.20m；觀測點C4（睦洞河出口）水位變幅更大，為3.21m。
觀測點C3（莫家古運河）下游出口與會仙河相通，會仙河上游筑有多座水壩，水位動態變化受人為控制影響很大，加上古運河淤堵現象嚴重，故水位變幅較小；觀測點C4（睦洞河出口）為濕地水體主要排泄口，加上與相思江連通，受其汛期洪水頂托作用影響，水位變幅較大。
（3）對降雨響應時間較短
通過圖5.9～圖5.13比較可以看出，濕地水位對降雨響應時間較短。一次大的集中性降雨后24h左右，地表水水位即可達到更大值。降雨停止后，水位即下降，降幅可達0.20m/d。
圖5.9 會仙濕地降雨量過程線
圖5.10 C1觀測點（陡門總閘）水位變化特征圖
圖5.11 C2觀測點（古運河東支出口）水位變化特征圖
圖5.12 C3觀測點（莫家古運河）水位變化特征圖
圖5.13 C4觀測點（睦洞河出口）水位變化特征圖
5.2.2.2 地下水水位特征
（1）多峰多谷特征較明顯
會仙巖溶濕地松散層地下水水位多峰多谷特征較明顯?？傮w來看，1～3月份為平水期，地下水水位相對穩定；4～8月份進入雨季，地下水水位達到更高，受降雨頻率及強度影響波動較大；9～12月份地下水水位不斷降低，波動有所減少。從圖5.14可以看出，莫家民井2006年更低水位為150.55m，2007年更低水位為150.26m，均出現在每年的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月中旬水位則略有升高且動態變化較小，一般為150.7～151.10m；2007年3月中旬至8月份，地下水水位抬升及波動增大。從圖5.15可以看出，斗門民井地下水水位波動較莫家民井要大，這是因為斗門民井地下水與巖溶地下水有較密切聯系。據居民反映，斗門民井井底處有一近南北走向巖溶裂隙，巖溶地下水水量的頻繁變化直接影響到上覆松散層地下水水位變化。因此，研究區松散層地下水水位波動與下伏巖溶地下水有著緊密的聯系。豐水期降雨頻繁，巖溶地下水水量變化較大，導致松散層地下水水位的波動頻繁。
（2）地下水水位變幅不均
從表5.5及當地村民介紹分析得出，會仙巖溶濕地內年內地下水水位變幅在0.76～2.20m。其中，松散層地下水水位較低，水位變幅較小，在1.00～1.50m左右，如D1、D2、D4、D6、D9、D14、D15； *** 巖溶區或受巖溶地下水影響較大的覆蓋巖溶區的地下水位變幅一般較大，約為2.00m，如D3、D7、D8、D12、D13；另外，D5、D10、D11處地下水與巖溶地下水聯系也較密切，水位變幅較小，約為1.00m，原因可能是因為該區位于地下水集中徑流或排泄帶，地下水補給較充足。
圖5.14 觀測點D2（莫家民井）地下水水位動態特征圖
圖5.15 觀測點D1（斗門民井）地下水水位動態特征圖
表5.5 會仙巖溶濕地地下水水位年內變化統計表（單位：m）
續表
圖5.16和圖5.17為松散層地下水在洪水期及枯水期地下水等值線及三維圖，由該圖可以看出地下水的流向，也可以看出其流場受季節影響并不大。部分觀測點地下水與巖溶地下水聯系密切。因此，該圖反映的松散層地下水水位及流場的變化也受到了巖溶地下水的影響。
圖5.16 2007年洪水期松散層地下水位等值線及三維圖
圖中數據單位為m
圖5.17 2007年枯季松散層地下水位等值線圖及三維圖
圖中數據單位為m
（3）對降雨響應時間較短
會仙巖溶濕地內，與巖溶地下水聯系較為密切的地區，地下水位對降雨響應時間也較短。如2007年4月24日凌晨一點左右降雨58mm，10h 后觀測七星村民井水位上漲0.44m，由0.58m上升為0.14m，水質渾濁；12h后觀測斗門村民井水位上漲0.40m，由1.55m上升到1.15m，漲幅0.40m。據當地村民反映，七星民井及斗門民井地下水位一般在降雨后10～20 h后即達到峰值。這兩個觀測點地下水水位上升速度較快，主要是因為該井與巖溶裂隙連通，即孔隙水與巖溶水連通所致。由此可以看出，研究區在豐水期或有集中性的較強降雨時，巖溶地下水對松散層地下水的貢獻和影響還是比較大的。
5.2.2.3 水域分布
會仙巖溶濕地內水位的動態變化，直接影響其水域分布。研究區水位動態變化較大，導致濕地水域分布變化較大。圖5.18所示為2007年洪水期更高水位及枯水期更低水位時的會仙巖溶濕地水域分布圖。2007年，會仙巖溶濕地更大水域面積達到29.5km2，最小水域面積僅為3.8km2。另外，圖5.19～圖5.23為濕地洪水期與枯水期水情對比照片，更直觀地反映了研究區實際情況。從這些資料可以看出，會仙巖溶濕地對洪水的調蓄功能已經變得較弱。影響會仙巖溶濕地調蓄洪水能力的因素主要有：
圖5.18 會仙濕地洪水期、枯水期水域分布圖
圖5.19 睦洞七星村水情變化
（a）洪水期（2007年6月14日）；（b）枯水期（2007年10月14日）
圖5.20 睦洞河源頭水情變化
（a）洪水期（2007年6月14日）；（b）枯水期（2007年10月14日）
圖5.21 分水塘水情變化
（a）洪水期（2007年6月14日）；（b）枯水期（2007年10月14日）
圖5.22 睦洞河出口水情變化
（a）洪水期（2007年6月14日）；（b）枯水期（2007年10月14日）
圖5.23 渣塘底沼澤區水情變化
（a）洪水期（2007年6月14日）；（b）枯水期（2007年10月14日）
（1）下墊面因素
研究區處于平原分水嶺上，中部略高于東、西部，導致水體沿東、西兩個方向分流，不易于水體的大量及長時間匯集，降低了濕地調蓄洪水的功能。
（2）河流發育
研究區內發育睦洞河，為濕地水體的主要排泄帶。此外，區內還筑有相思埭古運河。古運河沿東西向貫穿整個濕地南部及。近代以來，運河西支由于日久失修，多被淤堵，其排水作用不大，但東支水力坡度較大，其排水能力依舊較強。除干旱月份斷流外，常年有水從由古運河東支流出。
（3）人為破壞
多年來，當地居民為促進農業、養殖業發展，處處開荒，筑堤圍塘，修建溝渠。濕地原有的具有較強蓄水能力的草根層、腐殖層被破壞，不僅調蓄功能進一步降低，其水文循環也遭到了破壞。
（4）巖溶發育
巖溶發育主要影響了濕地對地下水調蓄能力。巖溶發育可以使地下水在較短時間內迅速匯集，轉化成地下徑流排泄至地表或河道。
會仙巖溶濕地調蓄功能的破壞會導致濕地的衰退，保護濕地就必須要加強濕地的調蓄功能。建議從兩方面入手：首先要改變人為活動對其的影響，減少和控制人們對濕地進一步的破壞，并逐步修復以前對濕地所造成的破壞，例如退耕還草等；其次是通過修建水利工程來控制濕地水位及水域淹沒范圍。
5.2.3 流量特征
5.2.3.1 地表水流量特征
（1）水源補給以雨水補給為主
觀測點C2（古運河東支出口）、C4（睦洞河出口）分別為會仙巖溶濕地東、西兩向的總出口，其流量變化反映了其內部水量的變化。由圖5.24，圖5.25可以看出，研究區水源補給以雨水補給為主，在時程上雨水與流量有較好的對應關系，不同強度的降水都會引起河水流量不同程度的增大。
圖5.24 觀測點C2（古運河東支出口）流量與降雨過程
圖5.25 觀測點C4（睦洞河出口）流量與降雨過程
濕地水量盡管在平水和枯水期仍以地下水補給為主，但這部分水源占次要地位，雨水補給為其水量的主要補給來源。
（2）對降雨響應時間較短
以雨水補給的河流水量對降雨響應時間都普遍較短。由圖5.24和圖5.25可以看出，會仙巖溶濕地河流對降雨響應時間范圍是1～3d。其中，觀測點C2流量與降雨對應關系最緊密，流量達到峰值的滯后時間僅為1d，觀測點C3則為2～3d。
觀測點C2為古運河東支出口，運河東支的集水區（獅子巖、馮家、黃毛一帶）面積較小且地勢相對較高，蓄洪能力較差，降雨后水量會很快集中排泄于古運河內，所以古運河流量往往在降雨24 h內會急劇增大；睦洞河發源于睦洞湖，為濕地主要蓄水區，由于蓄水作用影響，睦洞河流量變化往往相對滯后。
（3）徑流年內分配不均
徑流年內分配主要取決于補給水源。會仙巖溶濕地水源補給主要為雨水補給，導致其徑流年內分配不均。研究區徑流主要集中在5～7月份，占全年徑流量70%。濕地降水主要集中在4～8月，占全年降水量的80%。年內徑流分配與降水關系密切。
5.2.3.2 地下水流量特征
（1）泉流量動態變化特征
會仙巖溶濕地內的泉點可以分為三種類型：非巖溶泉、巖溶泉。其中，非巖溶泉出露于覆蓋巖溶區，巖溶泉出露于 *** 巖溶區。研究區內泉點類型及枯水期流量見表5.6。由于研究區的泉點均位于濕地低洼沼澤區或水渠河流河床上，無法測得洪水期的流量。另外，泉點Q5、Q6及Q10作為補給水源，被當地居民圈圍起來用作養殖水塘，泉水流量也已無法測得。
表5.6 會仙巖溶濕地泉點流量統計表
由表5.6可以看出，在平水期及枯水期，研究區巖溶泉的流量均為零；非巖溶泉的流量較小且差別不大，均小于5.0L/s，且常年不干，逢特干旱年份，成為附近居民的主要水源。雖然對會仙巖溶濕地泉點流量未能進行全面和長期觀測，但通過對馮家東沼澤巖溶泉（Q4）進行觀測得出，枯水期其流量為零，豐水期其流量可達111.0 L/s。這說明研究區內巖溶泉點流量與大氣降雨關系密切，年內流量動態變化較大。
（2）伏流流量動態變化特征
伏流發育于獅子巖一帶，流量動態變化較大，與大氣降雨關系密切。雨季時伏流出水流量較大，更高水位可高于洞底1.50～2.00m；平水期、枯水期流量一般較小，若連續數月不下雨，則會出現斷流，一年內斷流時間可達1～2月。2007年6月28日測得該伏流更大出水流量1500L/s，2006年10月27日與2007年12月5日兩次觀測到地下河斷流。
5.2.4 水質特征
5.2.4.1 地表水水質特征
（1）評價 ***
本次地表水環境質量評價標準按《地表水環境質量標準》GB3838—2002對會仙巖溶濕地內地表水水質進行評價，依據地表水水域環境功能和保護目標，按功能高低依次劃分為五類：
Ⅰ類 主要適用于源頭水、國家自然保護區。
Ⅱ類 主要適用于集中式生活飲用水地表水源地一級保護區、珍稀水生生物棲息地、魚蝦類產卵場、仔稚幼魚的索餌場等。
Ⅲ類 主要適用于集中式生活飲用水地表水源地二級保護區、魚蝦類越冬場、徊游通道、水產養殖區等漁業水域及游泳區。
Ⅳ類 主要適用于一般工業用水區及人體非直接接觸的娛樂用水區。
Ⅴ類 主要適用于農業用水區及一般景觀要求水域。
地表水水質評價 *** 采用綜合污染指數法，公式如下：
巖溶地區地下水與環境的特殊性研究
式中：P為地表水綜合污染指數；Ci為某污染物的實測濃度，mg/L；Si為某污染物的地表水環境標準濃度，mg/L；n為水質評價因子的數量。
地表水綜合污染指數分級標準見表5.7。
表5.7 綜合污染指數分級標準表
根據地表水環境質量標準基本項目標準限值表1，評價因子選有pH值、COD、氨氮、總磷、銅、鋅、氟化物、砷、汞、鎘、鉻、鉛共12個。鑒于保護會仙巖溶濕地環境的目的，計算時地表水標準濃度按《地表水環境質量標準》（GB3838—2002）的Ⅲ類水體標準取值。
（2）評價結果
地表水取樣點共9個，評價結果見表5.8，取樣點分布及評價結果分區見圖5.26。
圖5.26 會仙巖溶濕地地表水水質分區圖
評價結果表明：該區9個觀測點，均未達到《地表水環境質量標準》（GB3838—2002）的Ⅲ類水體標準，屬輕度污染。水質超標因子主要是為總磷。大部分觀測點水質污染指數為0.5左右，略高于標準值0.4，屬輕污染范圍；督龍養殖場、睦洞河源頭個別月份水質綜合污染指數分別為0.84、0.97，屬中度污染；僅分水塘及七星碼頭個別月份地表水水質綜合污染指數大于1，屬重污染。從污染分區來看，研究區中度污染及重污染區多為受人為影響嚴重的地區。七星碼頭位于睦洞七星村居民區內，此處地表水受生活污水及生活垃圾污染嚴重；督龍養殖場為養殖塘，污染也較嚴重。
表5.8 會仙濕地地表水水質綜合污染指數表
綜合分析來看，會仙巖溶濕地內地表水不符合生活用水的標準，七星碼頭及督龍養殖場的水體不適合發展水產養殖業，只符合農業用水、一般工業用水、人體非直接接觸的娛樂用水及一般景觀的要求。
濕地地表水質與濕地生態系統密切相關，水質惡化會導致濕地水生生物種類及數量的較少。改善會仙巖溶濕地地表水水質可以從以下兩個方面進行：首先，禁止當地居民向水體內排放生活污水及農藥殘留物，傾倒生活垃圾；其次，控制人們大面積圍塘養魚，拆除圍塘堤堰，提高保護區居民及周邊地區居民保護水資源的環保意識。
5.2.4.2 地下水水質特征
（1）評價 ***
根據《地下水質量標準》GB/T14848—93將地下水質分為五級，依次為：
Ⅰ級（優良水）適用于各種用途。
Ⅱ級（良好水）適用于各種用途。
Ⅲ級（較好水）是以人體健康基準為依據，主要適用于集中式生活飲用水及工、農業用水。
Ⅳ級（較差水）以工、農業用水要求為依據，除適用于農業和部分工業用水外，適當處理后可作為生活飲用水。
Ⅴ級（極差水）不適用于飲用水，其他用水可根據使用目的選用。
地下水質量評價以地下水水質調查分析資料或水質監測資料為基礎，可分為單項組分評價和綜合評價兩種。
本次評價按《地下水質量標準》GB/T14848—93對會仙巖溶濕地地下水水質分別進行單項組分評價和綜合評價。評價 *** 系采用各監測點的評價因子對應“標準”中規定的五個類型水賦值范圍，以“從優不從劣原則”進行單項組分評分（Fi）（表5.9），從而對水質進行單項組分評價；在此基礎上綜合各因子單項評價分值，利用公式3.2、3.3得出綜合評價指數（F），按照地下水質量劃分標準（表5.10）對水質進行綜合評價。
表5.9 單項組分各類別對應分值表
表5.10 地下水質量劃分標準
根據資料內容及實際情況，參加評價的水化學項目有pH值、總硬度、Cl-、
、F-、NO3-、
、Cu、Pb、Zn、Cd、Co、Ni、Mn、Hg、Cr6+、As，共17項。
其中綜合評價指數F按下式計算：
巖溶地區地下水與環境的特殊性研究
式中：F為參評因子單項分值Fi的平均值；Fmax為參評因子單項分值中的更大值。
（2）評價結果
按照上述地下水水質評價 *** ，首先對會仙巖溶濕地4個地下水監測取樣點水質狀況進行了單項組分評價，在此基礎上，進一步進行了綜合指數評價（表5.11；圖5.27）。
表5.11 會仙濕地地下水水質單項評價與綜合評價指數表
圖5.27 會仙巖溶濕地地下水水質分區圖
研究區地下水水質觀測點較少，調查的地下水類型包括巖溶地下水及松散層地下水。評價結果表明：會仙巖溶濕地地下水質評價分值在0.74～7.20 范圍內，水質有好有差。其中，文全東北溶潭位于濕地北部 *** 巖溶區，綜合評價指數為0.74，水質優良，符合Ⅰ類標準；其余各點均位于覆蓋巖溶區，綜合評價指數均小于4.25，符合Ⅲ類標準，適合作為集中式生活飲用水及工、農業用水，只有七星民井位于覆蓋巖溶區，綜合評價指數達到了7.17，水質較差，接近Ⅴ類水質標準，已不適用于當地居民飲用。
地下水水質問題就是當地居民生活用水安全問題，因為研究區內居民的飲用水源均為地下水。綜合來看，除睦洞七星村附近地區外，研究區絕大部分地區居民的飲水安全是有保障的。當地有關部門應引起重視，并采取相應措施為當地居民尋求符合飲用標準的水源。
桂林市七星區距離會仙濕地騎自行車多遠
32公里。
由 *** 上地圖軟件可查得，桂林市七星區騎行至會仙濕地需要32公里，總時間約3小時。
廣西桂林會仙喀斯特國家濕地公園是國家AAA級景區，位于廣西桂林市中部偏西，處于桂東北漓江、柳江分水嶺地帶，屬典型巖溶峰林平原地貌，濕地公園總面積586.75公頃，其中濕地面積493.59公頃，濕地率84.12%。
桂林市，臨桂縣，會仙濕地公園具體在哪？
會仙濕地是中國更大巖溶濕地，2012.4月份提交林業局.日前已被國家林業局正式列入國家濕地公園試點，會仙濕地公園命名為“廣西桂林會仙喀斯特國家濕地公園”。
會仙濕地主要分布在臨桂縣會仙鎮的睦洞、四益、新民、山尾、文全、馬面等6個村委以及該縣四塘鄉的大灣村委、雁山區的竹園村委，涉及47個自然村和2.2萬人口，其地域范圍內有相思江、良豐河、唐代開鑿的桂柳運河(又稱相思埭運河)及睦洞湖等河流湖泊。
會仙巖溶濕地沉積環境變化研究
一、沉積物樣品采集
我國碳酸鹽巖分布廣泛，在巖溶地區的碳酸鹽巖成土、土地資源利用、巖溶動力系統、喀斯特生態系統、河流水文特征與水化學及相關影響因素的研究，以及利用洞穴次生化學沉積物重建古環境及古氣候等方面都取得了顯著成果［1—19］；但對作為巖溶地區一種獨特生態系統的巖溶濕地的生態環境及其形成與演化方面的研究［20—22］并不多見。為研究會仙巖溶濕地在自然與人類相互作用下的生態環境演化過程，重建濕地古氣候，2008年3月在會仙巖溶濕地內選擇兩個典型地點：臨桂縣會仙鎮分水塘北獅子潭和臨桂縣四塘鎮寺湖（圖5-9），采用重力采樣器分別采集了56cm和77cm的連續柱狀沉積物巖心。
在會仙巖溶濕地核心區睦洞湖以東，會仙鎮馮家村西的獅子巖，發育有獅子山巖溶地下河，該地下河發源于馬面以北的巖溶山地中，地下河出口位于分水塘北端獅子山南部山腳，并將八仙湖、分水塘相互連接成一個統一的巖溶水文系統。獅子山地下河巖溶水直接注入分水塘，不僅是會仙巖溶濕地的重要補給水源，而且也是古代相思埭（古運河）的主要水源。獅子潭采樣點即位于獅子巖地下河主通道上，地下河出口上游約100m的山間積水洼地——獅子潭（山間湖泊）內。獅子潭面積約10畝，枯水季節最深處水深約1m。沉積巖心的采樣點位于潭中部偏西水深60cm處（地理坐標為：N25°06′06″，E110°12′35″），所采集湖底柱狀沉積巖心長56cm（見圖2-18）。
圖5-9 湖泊沉積物采樣點
寺湖位于四塘鎮附近，會仙巖溶濕地清水江河湖濕地的核心區。寺湖主要由地表溝溪（包括清水江河水及太平河水）補給。湖泊下游有多個出口，均與清水江連通，湖水排向清水江。近年來，由于湖泊周邊濕地不斷被開發、蠶食，湖泊水域面積在逐年減少。至2006年，湖泊水域面積僅12hm2。由于周邊受農田農藥、化肥污染的灌溉水和農村生活廢水污染，以及湖泊周邊及湖內養殖（尤其是2006年以來湖內養鴨數萬只、養殖珍珠幾十畝）等造成湖水水質不斷惡化，湖水長期處于富營養化狀態，湖泊下游湖面幾乎完全被瘋長的鳳眼藍（水葫蘆）所覆蓋。2008年調查、取樣期間該湖仍處于富營養化狀態。沉積物巖心采樣點位于湖泊下游出口的湖泊內（圖5-9），地理坐標為N25°09′54″，E110°08′37″，采樣點水深約1.3m，采集沉積巖心77cm。
二、樣品的處理與實驗室分析
將寺湖沉積巖心的上部20cm按0.5cm間隔連續取樣，20cm以下則按照1cm間隔連續取樣。獅子潭沉積巖心上部30cm按0.5cm間隔連續取樣，30cm以下則按照1cm間隔連續取樣。
將經過上述采樣、制作、處理后的樣品送至中國科學院南京地理與湖泊研究所湖泊沉積與環境國家重點實驗室，對其進行了高精度、高分辨率的沉積年代學、營養鹽元素（沉積物TOC（總有機碳）、TN（總氮）、TP（總磷）含量）、地球化學元素等各種環境代用指標的樣品測試分析。其中，沉積物年代測定用放射性核素137Cs和210Pb *** ，采用美國EGG Ortec公司生產的由高純鍺井型探測器與Ortec 919型譜控制器以及IBM微機構成的16k多道分析器組成的γ譜分析系統進行核素測定。137Cs標準樣品由中國原子能研究院提供。TOC，TN，TP測定 *** ：TOC用重鉻酸鉀- *** （油?。┭趸? *** 亞鐵滴定法測定；TN用重鉻酸鉀- *** 消化-凱氏定氮法測定；TP用重鉻酸鉀- *** 酸溶-鉬銻鈧比色法測定。元素化學分析采用HCl-HNO3-HF微波消化法和ICP-AES測定法，共測得Al，Fe，Ca，Na，K，Mg，Ti，Co，V，Cr，Be，Ba，Sr，Cu，Pb，Zn，Mn，Ni，P等19種元素，平行分析誤差小于±5%。
三、會仙巖溶濕地環境變化沉積記錄的初步研究
通過對上述樣品的測試、分析，獲得了寺湖近450年來和獅子潭近200多年來的環境演化記錄。結果表明：獅子潭經歷了公元1810年以前的沼澤化過程而后又演化成湖泊沉積環境；寺湖在近450年來一直為湖相沉積，但經歷了小冰期中的多次冷暖和干濕的氣候波動［22］；濕地沉積環境變化在過去主要受氣候條件變化的制約，在氣候的冷濕期有利于濕地的發育，而暖干時期則不利于濕地的發育。最近幾十年以來在氣候持續變暖的背景下，人類對濕地的過度開發加快了會仙濕地生態環境的退化。
1.沉積巖心年代學分析
137Cs是核爆炸的裂變產物，半衰期為30.2年，其計年是基于該放射性核素在沉積物記錄中的層位對比［23］。大量研究證實并公認全球地表大氣沉降的137Cs有兩個最主要峰值年，一個是初始沉降峰值1952年，另一個是主要峰值年1963年［23—27］，可作為近代沉積地層的對比與時間標尺。由寺湖巖心137Cs測年結果（圖5-10）可以看出，其有明顯的峰值，1952年峰值出現在巖心10.25cm深度，1963年峰值出現在巖心6.75cm深度處。這與210Pb實驗數據根據衰變規律計算的整個巖心平均沉積速率1.7mm/a所得到的層位時間基本吻合，由137Cs峰值計算出巖心0～6.75cm段的平均沉積速率為1.5 mm/a，而 6.75～10.25cm段（1952～1963年）的平均沉積速率為3.1 mm/a，0～10.25cm段的平均沉積速率為1.8 mm/a，與由210Pb實驗數據獲得的整個巖心平均沉積速率1.7mm/a基本相似。由此推算至巖心底部77cm深處的年代為1562年，整個沉積巖心代表的時間為446年。
圖5-10 寺湖沉積巖心137Cs 和210Pb垂直分布
獅子潭沉積巖心的137Cs測年結果顯示（圖5-11）：1952年峰值出現在巖心8.75cm深度處，1963年峰值出現在巖心6.25cm深度處。按此推算沉積速率，1963年以來（0～6.25cm段）平均沉積速率約為1.4mm/a，1952年以來（0～8.75cm段）平均沉積速率約為1.6mm/a，而由210Pb測定數據根據衰變規律計算的整個巖心平均沉積速率為1.6mm/a，兩者也基本吻合。
圖5-11 獅子潭沉積巖心137Cs 和210Pb垂直分布
值得指出的是，寺湖沉積物巖心和獅子潭沉積物巖心137Cs測年結果都顯示出上部有一個高值峰，獅子潭巖心位于3cm左右深度處，寺湖巖心位于1～2cm左右深度處，比1963年的主峰還要高，其原因和機制有待進一步探討。
2.沉積巖心的TOC，TN，TP的垂直變化研究
流域基巖、土壤在經歷風化、侵蝕和搬運等作用后進入湖區沉積，沉積物元素特征一般受控于母巖類型、氣候和沉積環境，以及人類活動等諸多因素的影響，即沉積物元素變化特征為自然過程疊加人類活動影響的結果。因此湖泊沉積物中元素可分為兩種來源：一是來源于流域侵蝕，其變化主要由自然因素控制，與流域降水和徑流以及水土流失程度有關，如鈣元素含量在南方巖溶濕地非常豐富，然而降水量增加使鈣濃度降低，沉積少；二是既來源于流域母質，又受到人為活動的影響，如磷元素在沉積巖心上部的快速增加與人類農業活動關系密切。
湖泊沉積物總有機碳（TOC）由內源和外源有機碳兩部分組成。內源有機碳主要是湖泊自身水生生物的貢獻，外源有機碳主要是流域內陸生植物的貢獻。湖泊沉積物中TOC的高低在一定程度上反映了區域氣候條件以及湖泊沉積物的保存條件［28］。寺湖沉積巖心的TOC，TN，TP的垂直分布（圖5-12）顯示：TOC總體呈增長趨勢，但存在幾個大的階段：在53cm以下，TOC和TN處于低值階段，存在緩慢上升的趨勢；在20～53cm段，TOC和TN處于較高值階段；在53cm附近產生了大的變化，其TOC含量由平均35g/kg增加到40g/kg，并保持緩慢上升；在4～20cm段，TOC和TN含量又降低為一低值階段；20cm處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與TOC的變化極為相似，二者呈同步變化。TP含量的變化也存在著明顯的變化階段，在20cm以下TP含量基本保持穩定，20cm處開始有一明顯的增加。在4cm向上，則出現快速增加。整體來看，寺湖沉積巖心的TOC，TN，TP可分為4個階段：之一階段為53～77cm，對應的時間約在1562～1703年；第二階段是20～53cm，對應時間約在1703～1894年；第三階段在4～20cm，對應時間約為1894～1987年；第四階段為0～4cm，對應時間約為1987～2007年。
圖5-12 寺湖沉積巖心的碳、氮、磷含量的垂直變化
碳氮比值（C/N）能夠較好地指示沉積物中內源和外源有機成分的比例［29］。一般來說，低等水生植物蛋白質含量較高，C／N比值一般小于7；陸生植物大多含維管束，C／N比值一般大于20。因此，湖泊沉積物中有機質的C／N比值反映了有機質的物源狀況。寺湖C/N 比值在10左右，且變幅不大。這說明內、外源有機物在湖泊有機物中各占有一定比例，而且有機物源變化不大，情況較穩定。
獅子潭沉積巖心的TOC，TN，TP的垂直分布（圖5-13）也顯示出幾個變化階段：更大的一個變化是在33cm深度處，在其以下，TOC，TN，TP都處于特別的高值階段，表現出沼澤相的沉積特征；從巖心底部57cm到33cm，是一個逐步自然富營養化即沼澤化的過程；33cm以上又演變為湖泊的環境，因獅子潭是一個地下水補給的小水潭，TOC和TN含量一直較穩定，沒有突然的變化，向上緩慢降低。而TP的含量在14cm深度向上出現緩慢增加的趨勢，而在表層2cm增加明顯。由于33cm以下為沼澤沉積，其沉積速率無法和上部湖泊沉積相對比，因此在按照上部湖泊沉積速率推算年代時，僅推算到32cm為止，其時代大致為1810年。其底部的年代尚有待于用14C年代測定法確定。
3.元素地球化學特征與特征元素Mg/Ca和Sr/Ca比值垂直變化的環境意義
湖泊沉積是記錄湖泊及其流域氣候環境信息的有效載體，它記錄了氣候變化、湖泊生態演化等豐富的信息。元素是湖泊沉積物的重要組成部分，其含量變化真實記錄了湖泊水體環境的變化過程。很多學者對湖相沉積物中元素地球化學與古氣候環境的關系進行探討時，把湖相沉積元素地球化學作為恢復和重建古氣候環境演化的重要手段之一。對于我國南方巖溶區域，利用洞穴次生化學沉積物反演和重建古環境及古氣候等方面已取得了許多成果，但通過巖溶濕地沉積的地球化學元素分析進行環境演變的研究尚還薄弱。因此，在桂林巖溶濕地的寺湖采集沉積巖心，研究其地球化學元素在沉積物中的含量水平、分布與變化規律及元素之間的相互關系等特征，揭示會仙巖溶濕地的環境變化歷史與過程，對濕地的水資源保護與開發利用、區域環境質量評價及區域經濟發展等具有重要意義。[30]
圖5-13 獅子潭沉積巖心的碳、氮、磷含量的垂直變化
按照對象的定性或定量特征將其分組歸類的一種現代統計 *** ——聚類分析法，在研究沉積物物源、湖泊重金屬沉積等方面都得到了成功應用。對寺湖沉積巖心元素的地球化學分析所獲得的19 種元素含量結果（圖5-14）進行聚類分析（圖5-15），可以看出，19種元素的變化可首先分為兩種類型。之一類型有16種元素，包括Ba，K，Cu，Zn，Al，Pb，P，Mg，Ni，Co，Ti，V，Be，Fe，Mn等，這些元素含量在沉積柱4～53cm段從下到上呈增長趨勢。將其細分又可分為穩步上升型和波動上升型。穩步上升的元素（Ba，K，Cu，Zn，Al，Pb，P）含量在沉積柱狀剖面上變化有較好的一致性，元素含量在整個巖心中均呈穩步的增長；波動上升的元素（Mg，Ni，Co，Ti，V，Be，Fe，Mn）含量卻呈現出一定的波動，在沉積柱4～53cm段中，這些元素含量波動上升，而在53cm以下及4cm以上段，元素含量自下而上表現為降低。第二類型的元素（Ca，Sr，Na）在湖心垂直剖面的變化與之一類型元素不同，這類元素含量大部分時間（湖心柱在0～53cm之間）處于下降或維持穩定。在湖心53～77cm段中，鈣元素含量總體呈上升狀態。
圖5-14 寺湖湖心沉積物元素含量變化
寺湖沉積巖心19種元素的變化具有明顯的階段性特征，其界線分別位于4cm，20cm，53cm處。在53～77cm段中，之一類型16種元素含量自下而上大部分呈降低趨勢，而第二類型元素含量卻在穩定增加；在 20～53cm段中，之一類型元素含量穩步增加，而第二類型元素含量卻在逐步減??；在4～20cm段中，之一類型元素含量呈波動增加態勢，第二類型元素含量仍表現為減?。辉?～4cm段中，之一類型有7種元素（Ba，K，Cu，Zn，Al，Pb，P）含量仍呈穩定增加，而另外9種元素與第二類型元素表現相似，含量呈減小趨勢。此外，與人類活動關系密切的磷元素含量在20cm以下極為穩定，維持在250mg/kg左右，20cm以上含量開始增加，含量在 450～650mg/kg之間波動，到4cm左右含量迅速增加，達近2000mg/kg。
圖5-15 寺湖元素聚類分析
通常巖溶地區的土層和基巖中的微量元素相對穩定，在沉積物中的Mg/Sr 比值可作為古氣溫的替代指標，即溫度升高，Mg/Sr比值增加；Mg/Ca 比值的變化不僅取決于溫度，同時也取決于巖溶水的滯留時間。有關研究曾指出，Mg/Ca比值與溫度呈正比，與降水呈負相關［31，32］；Sr/Ca比值和Mg/Ca比值呈現同步的變化。圖5-16顯示出寺湖和獅子潭沉積巖心中Mg/Ca和 Sr/Ca 比值的變化。在寺湖沉積巖心中，77～53cm段的下部，Mg/Ca，Sr/Ca比值處于高位，可能意味著降水少、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穩定，則有降水增多的可能；但在20～30cm間，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，與現有氣溫升高、降水減少的氣象記錄是吻合的。獅子潭沉積巖心中僅在33～50cm的沼澤沉積段中Mg/Ca和Sr/Ca比值為高值，反映出降水減少、地下水補給少的特點，在上部湖相沉積中其比值均處于低值。
4.濕地環境變化的討論
桂林會仙巖溶濕地近幾十年來萎縮退化迅速，其中有人為活動的明顯影響，也有自然環境變化的制約。從寺湖和獅子潭典型柱狀沉積巖心的高精度、高分辨率分析結果來看，寺湖77cm沉積巖心記錄了近450年來的沉積環境變化。
從沉積環境變化的記錄來看，獅子潭57cm沉積巖心上部記錄了近200年的沉積環境變化（下部的年代還有待進一步測定），可分為兩個階段。
之一階段：57～33cm段沉積巖心（1810年以前）為沼澤相沉積，反映一個沼澤化和逐步再變成湖泊相沉積的過程，指示補給獅子潭的地下水在此階段可能中斷過或者大幅度減少而使其變成沼澤，Mg/Ca和Sr/Ca比值的變化也指示此階段為較干的環境。
第二階段：33cm以上沉積巖心（1810年以后），為湖泊相沉積，反映地下水補給增加形成湖泊而開始湖泊沉積。湖相沉積中的TOC和TN含量總體呈逐漸穩定減少的趨勢，可能指示了氣候逐漸變暖，有利于有機質的分解而不利于湖泊中C和N的積累，這和氣候總體呈變暖的趨勢是一致的。
圖5-16 寺湖和獅子潭沉積巖心的Mg/Ca和Sr/Ca比值變化
與獅子潭沉積環境不同，寺湖由地表水河流補給，450年以來一直處于湖泊沉積環境，盡管其中沉積環境也有多次波動。根據寺湖沉積巖心的地球化學元素含量的變化特征，結合Mg/Sr和Mg/Ca指標與其他資料分析，將寺湖沉積物巖心所代表的近450年來環境變化劃分為如下4個階段：
1）巖心深度53～77cm段（時間約在1562～1703年）：TOC，TN，TP的含量較低，C/N比值維持在10左右，尤其是這期間磷元素的含量處于更低且穩定狀態，反映出當時的湖泊大體是處于自然演化階段，人類活動干擾不明顯。Mg/Sr 和Mg/Ca比值由更高值0.48和0.13（巖心深度65～76cm）降低到更低值0.03和0.07（巖芯深度53cm），意味著前期（巖心深度65～76cm）溫度較高，氣候溫暖、干燥，降水較少，這和青藏高原冰心高分辨率記錄［33］以及高原湖泊沉積記錄［34］的小冰期中的暖階段相對應。一方面可使從流域攜帶來的有機質減少，另一方面暖干的氣候條件也有利于湖泊中有機質的分解而不利于沉積。降水量減少也使流域侵蝕因素降低，造成造巖元素在湖泊沉積中的含量減少。而Na，Sr，Ca等元素含量在該階段卻在上升，這與本地巖溶地質和元素的遷移度有關，盡管降水減少，但水體Ca離子濃度高，帶給湖泊豐富的Ca元素等的沉積。這與小冰期中的暖波動相對應，在本區表現為暖干的氣候特征。但后期（53～65cm沉積巖心段，相應于約1630～1710年）氣候轉冷變濕，與小冰期的冷期相對應。
2）巖心深度20～53cm段（時間范圍約在1703～1895年）：沉積巖心中TOC和TN的含量較前一階段明顯增加，TOC的含量由35g/kg上升到42g/kg，TN也從3.6g/kg上升至4.2g/kg左右，但C/N比值維持在10左右，TP含量略有增加但仍然較低，反映出人類活動仍較弱，沒有對湖泊沉積環境產生大的影響，湖泊環境仍處于自然演化狀態。Mg/Sr 比值緩慢而略有升高且保持穩定，表示氣溫變化不大，Mg/Ca比值也呈現緩慢而略有升高之勢，意味著降水較多。該時間段又恰好與青藏高原冰心高分辨率記錄以及高原湖泊沉積記錄［34］的小冰期中的第三冷階段相對應，這也和南方在較冷的時期不利于有機質分解而有利于有機質的堆積過程相符。該段的Mg/Ca值整體較低，僅在上部20～30cm處升高，反映出小冰期中第三冷階段的冷干氣候波動過程。這種變化也使Fe和Be等元素的含量上升，而降水量較多使水體Ca離子濃度降低，其在沉積物中的含量也在緩慢減少。與小冰期末期氣溫逐漸回升一致。
3）巖心深度4～20cm段（時間范圍約在1895～1987年）：在4～20cm段，TOC和TN的含量再次降低，這和19世紀末小冰期結束后20世紀氣候變暖相對應，再次反映出暖的氣候條件有利于有機質的分解而不利于有機質堆積的事實。但值得指出的是在巖心頂部4cm（20世紀90年代以來）的TOC，TN，TP含量都快速上升，指示了區域內人類活動的加劇，湖泊富營養化的快速發展過程，反映出強烈的人類活動已干擾了濕地自然生態環境演變的過程，這和近20年的該濕地區域內發展過程（圍濕造地，增施有機肥料、養殖糞便、人類經濟活動加劇了對水體的污染）是吻合的。Mg/Sr 和Mg/Ca比值處于較小波動和基本穩定狀態，這與小冰期過后20世紀升溫和較多降水相一致。穩定、豐富的降水也使得Ca等元素的沉積較穩定或略有降低。
4）巖心深度0～4cm段（時間在1987～2007年）：Mg/Ca比值快速升高，指示降水的減少；Mg/Sr比值增加，與現有氣象記錄資料氣溫升高、降水減少的變化是吻合的。此階段磷元素含量迅速增多，由原來的700mg/kg增加到近2000mg/kg，反映出近20多年人類生產活動更加頻繁，農田肥料使用量逐步增大，生活污水和工業廢水對地區環境影響加大，湖泊的富營養化程度加重，這與之前400多年沉積含量低而穩定所指示的區域磷元素的自然背景有明顯不同。
會仙巖溶濕地概況
5.1.1 地理位置與交通
桂林會仙巖溶濕地位于桂林市臨桂縣會仙鎮、四塘鄉一帶，北至文全、黃插塘一帶，南至睦洞、毛家、渣塘底一帶，西至九頭山、莫家，東至馮家。地理坐標為：東經110°09′50″～110°14′30″，北緯25°05′20″～25°06′45″，總面積約35.2km2。區內交通發達，以桂梧高速及良永二級骨干公路為主，并與鄉、村連接成網。目前，共有睦洞、四益、新民、文全、竹園、大灣等四級公路，可以直達濕地的大部分地區，交通十分便利（圖5.1）
圖5.1 會仙巖溶濕地交通位置圖
5.1.2 氣象水文
5.1.2.1 氣象
桂林會仙巖溶濕地所在地區氣候溫暖濕潤，屬中亞熱帶季風氣候，冬無嚴寒，夏無酷暑，氣候變化特征見圖5.2。研究區多年平均降雨量為1835.8mm，年更大降雨量為2452.7mm，年最小降雨量1313.3mm。雨季為3～8月，降雨量占全年的80%，其中，4～8月是暴雨多發時期，降雨約占全年的50%。8～9月暴雨次數減少，常出現高溫干旱天氣，10月份天氣晴朗少雨，秋高氣爽，氣候宜人。
研究區多年平均蒸發量為1569.7mm，蒸發量更大月份為7月，達199mm，占全年總蒸發量的12.67%；年均氣溫為19.5℃，最冷月份為1月，平均氣溫為8.6℃，最熱月份為7月，月平均氣溫28.9℃，極端更高、更低氣溫分別為38.8℃、-3.3℃。
圖5.2 會仙巖溶濕地氣候變化特征圖
5.1.2.2 水文
區內主要河流有睦洞河、相思埭古運河，分別位于濕地中、南部，近東西走向（圖5.3）。濕地內主要河流概述如下：
（1）睦洞河
又名神龍溪，源頭為睦洞湖，流經鳳凰山北部、九頭山南部向西注入相思江。睦洞河總長約4.38km，總集雨面積約23.14km2。該流域為濕地主要蓄水區，睦洞河是濕地地表水的主要排泄帶。
（2）相思埭古運河
又名古桂柳運河，開鑿于唐長壽元年（公元692年）。古運河位于濕地中南部，總長14.54km。古運河以分水塘為分界點分成東西兩段，東段經杜門嶺在良豐附近蔣家壩注入良豐河；西段經睦洞湖南部在莫家附近注入會仙河。古運河的開鑿雖然溝通了漓江與柳江之間的航運，但也破壞了濕地內部的水循環系統。古運河在東西方向上貫穿于整個濕地，其中還穿越濕地的主要蓄水區—睦洞湖、分水塘一帶，導致濕地水體向古運河排泄，從而加速了濕地的退化。
除上述主要河流發育外，還遍布許多包括水塘、湖泊、沼澤在內的大小不一水體（圖5.3），主要水體有15處，它們分別是：睦洞湖、龍山湖、神龍塘、督龍塘、分水塘、老陡沼、毛家魚塘沼、水東沼、馮家水田沼、黃塘沼、龍東沼、安龍沼、文全水田沼、神龍橋沼和九頭山草地，總面積約6.6km2。
圖5.3 會仙巖溶濕地水系、水體分布圖
5.1.3 地形地貌
5.1.3.1 地形
會仙巖溶濕地主 *** 于毛家向斜的軸部，北部位于馬面-黃村背斜南部邊緣，南部為架橋嶺背斜北部傾伏端，中部獅子巖一帶為柳江水系與漓江水系分水嶺。地勢總體為北部較高，其次是南部，中部更低，地面標高147.0～544.3m。
5.1.3.2 地貌
根據會仙巖溶濕地地形特征、成因類型、地表組成物質、下伏基巖古地形及現代地貌的演變過程等，可將其地貌類型劃分為峰叢谷地、孤峰平原、殘丘平原三種（圖5.4）。
各地貌類型主要特征如下：
（1）峰叢谷地
主要分布于濕地北部的大長山-文全-黃插塘一帶，面積約3.30km2，地面標高在151.0～544.3m之間，大長山為本區更高點，標高544.3m。該地貌類型受控于地質構造，屬于桂林弧形構造帶的二級構造黃村-馬面背斜的樞紐隆起帶與毛家向斜的過渡帶。該區地層巖性主要為灰巖，巖溶發育。
（2）孤峰平原
主要分布于濕地東、西部，面積約3.70km2，地面標高在146.2～157.8m之間。該區東部以獅子巖為核心，山峰標高176.8～292.0m；西部以九頭山—鳳凰山為核心，山峰標高172.6～407.4m。該區地層巖性主要為灰巖、白云質灰巖及泥質灰巖，巖溶發育相對較弱。其中，東部獅子巖一帶發育有一條規模較大伏流。
圖5.4 會仙巖溶濕地地貌圖
（3）殘丘平原
貫穿于鳳凰山—督龍—睦洞-斗門一帶，面積約28.2km2，地面標高在149.2～155.5m之間。會仙巖溶濕地的主體就位于其中，該區上覆第四系紅黃色粘土層，厚度1～5m，下伏石炭系巖關組泥質、炭泥質灰巖，為燕山構造運動期形成的巖溶蓄水構造盆地，構成了會仙巖溶濕地天然的相對隔水底板。
5.1.4 地層巖性與地質結構
5.1.4.1 地層巖性
會仙巖溶濕地出露地層、面積及分布范圍見表5.1；圖5.5。
圖5.5 會仙巖溶濕地地質圖
表5.1 會仙巖溶濕地出露地層年代表
5.1.4.2 地質構造
據中國地質科學院巖溶地質研究所20世紀80年代研究成果資料，會仙巖溶濕地分布區位于南嶺緯向構造帶、湘東-桂東經向構造及廣西山字型構造東翼交會處?；跇嬙煨污E與成生組合關系，會仙巖溶濕地跨越三個構造帶：桂林弧形構造帶、東西向構造帶和北西向線性構造帶（圖5.6）。
（1）桂林弧形構造帶
桂林弧形構造帶屬于會仙巖溶濕地的一級構造帶，其構造形跡是南北向褶皺構造的變形，由中、上泥盆系及下石炭系碳酸鹽巖地層組成。會仙巖溶濕地北部邊界峰叢谷地一帶就位于桂林弧形構造帶中部的一個二級構造單元——馬面背斜的南端。
圖5.6 會仙巖溶濕地區域構造略圖
（2）東西向構造帶
東西向構造帶是一個三級構造單元，發育毛家向斜。會仙巖溶濕地主體就位于該構造帶內。該向斜構造是在晚三疊紀末期燕山構造運動一幕，由區域南北方向地應力作用下形成的近東西向三級構造盆地，由下石炭統碳酸鹽巖組成，該構造盆地為會仙巖溶濕地提供了得天獨厚的蓄水條件。
（3）北西向線性構造帶
北西向線性構造帶由一系列走向290°～330°的斷裂帶組成，產生于印支構造運動期，后經歷燕山、喜馬拉雅多期構造運動，是多次活動的新構造活動帶。會仙濕地的南部邊界一帶就位于該構造帶的架橋嶺背斜北部傾伏端。
5.1.5 水文地質條件
5.1.5.1 含水巖組劃分及富水性
會仙巖溶濕地內大致可以分為三個含水巖組，它們分別是：單層結構松散巖類含水巖組（Ⅰ）、連續型純碳酸巖中—厚層含水巖組（Ⅱ1）、夾層型不純碳酸巖含水巖組（Ⅱ2）。各含水巖組巖劃分、分布及富水性見表5.2、圖5.7（a）。
圖5.7 會仙巖溶濕地水文地質及剖面略圖
（a）會仙巖溶濕地水文地質略圖；（b）A—A’剖面略圖；（c）B—B’剖面略圖
表5.2 會仙巖溶濕地含水巖組巖性及分布特征表
5.1.5.2 地下水補、徑、排條件
會仙巖溶濕地地下水的補給、徑流和排泄主要受氣象水文、地形地貌、地層巖性及地質構造等因素控制，其補給、徑流和排泄模式見圖5.7（b）、（c）。
（1）地下水補給
會仙巖溶濕地地下水主要補給源為大氣降水。補給形式主要有三種：一種是大氣降水的直接入滲補給，第二種為沼澤水體的入滲補給，第三種為外源水的側向補給。其中，前兩種為地下水的主要補給形式。
松散層地下水的補給主要為大氣降水直接入滲補給及沼澤水體的入滲補給。此外，濕地中部在豐水期還接受下伏巖層的垂向補給，因為該區位于毛家向斜軸部，地下水由南、北兩側匯集至此后，受承壓作用會向上補給松散層內的地下水。
巖溶地下水的補給主要是大氣降水直接入滲補給及外源水側向補給，在特殊干旱年份可能還接受上覆松散層的垂向補給。大氣降水直接入滲補給主要發生在巖溶 *** 區，該區山體受溶蝕、風化作用影響，垂向巖溶裂隙、巖溶管道發育，接受大氣降雨后，雨水在重力作用下沿著垂向巖溶裂隙、巖溶管道下滲補給地下水；外源水側向補給主要是指濕地南、北部邊界外圍地下水的側向補給。其中，北部邊界側向補給主要為巖溶地下水補給，南部邊界為孔隙水及巖溶地下水補給。
（2）地下水徑流
受地形及構造控制，會仙巖溶濕地松散層地下水與巖溶地下水的流向大致相同，總體上為由南、北兩個方向呈扇形向濕地西部、中部及東部徑流，見圖5.7（a）。在鳳凰山、獅子巖一帶，受逆斷層及地形影響，巖溶地下水分別向西部、東部徑流。在鳳凰山—文全山—馮家一帶，由于受到北東向受地層巖性變化影響，部分巖溶地下水徑流會也受到阻滯。
（3）地下水排泄
會仙巖溶濕地地下水的排泄區較分散，主要分布于睦洞河、古運河、黃毛—陡門及大長山—文全山—督龍—馮家一帶。排泄形式主要有潛流、泉點及伏流。
松散層地下水基本上最終以潛流形式排泄至睦洞河及古運河內，在睦洞河下游及上游九頭山附近的水渠內，均發現非巖溶泉點。
巖溶地下水的排泄形式較多。在豐水期，巖溶地下水排泄有潛流、泉及伏流；在枯水期，其排泄形式主要為潛流。在豐水期或出現集中性強降雨時，巖溶地下水可在短時間內匯集，流量劇增，徑流至大長山—文全山—督龍—馮家一帶，由于地層巖性由純碳酸鹽巖變為夾層型不純碳酸鹽巖，巖溶地下水徑流受到阻滯，大部分徑流會以巖溶泉的形式排泄至地表。黃毛—陡門一帶位于背斜構造帶上，巖溶泉也發育；在枯水期或較長時期未出現降雨時，巖溶地下水水量變小，流速變緩，泉點基本上斷流。此時，巖溶地下水的排泄以潛流為主。
獅子巖一帶發育一條伏流，該區接受大氣降雨后一部分降雨沿巖溶裂隙入滲至伏流內，最終由伏流出口排出。但該伏流的大部分水量來自于黃插塘南部的沼澤水體。
5.1.5.3 地下水化學類型
會仙巖溶濕地地下水的水化學特征見表5.3。由表可以看出：巖溶地下水的化學類型以HCO3-Ca型為主，pH值7.18～7.76，總硬度低于150mg/s。其中，夾層型不純碳酸鹽巖區域的總硬度、礦化度及pH值較純碳酸鹽巖區域要高。例如，馮家民井地下水總硬度及礦化度分別為269.97mg/L、415.65mg/L，而督龍北泉點地下水總硬度及礦化度分別為149.40mg/L、222.82mg/L；松散層地下水化學類型以HCO3·Cl-Ca·K型、HCO3-Ca·K型為主，總硬度及礦化度也明顯升高。這種化學類型表明，這些地區松散層地下水與巖溶地下水的聯系較為密切。一般民井的選址都會考慮有巖溶管道發育的因素，如七星民井，據村民反映，該井底部有巖溶管道發育，孔隙水與巖溶地下水聯系密切。因此，本次研究得出的松散層地下水化學類型并能完全代表整個地區的地下水化學類型。
表5.3 會仙巖溶濕地地下水化學特征表
SWAT模型在會仙巖溶濕地的應用
5.4.1 模型建立
SWAT模型運行過程中需要輸入的數據量非常大，類型也很多。數據處理按照模型運行的條件，對搜集的數據資料進行分門別類的處理以滿足模型運行據的要求，這一過程涉及相關軟件和數學 *** 的運用。在理想的情況下，模型全部采用實測數據是模型運行的更佳選擇，但從所搜集到的數據來看這一點很難實現。針對流域內缺少實測相關數據的狀況，利用現有的數據，采用合理法計算出模型運行所需的數據，這就是基礎數據處理要解決的關鍵問題。SWAT模型需要的輸入數據可以分為土壤、氣象等類型，其中每個類型又包括很多項參數。
5.4.1.1 氣象數據處理
氣象數據的處理是建立數據庫前的重要內容，也是耗時較多的工作。由于桂林會仙巖溶濕地以前未引起有關單位重視，所以沒有在濕地內設立水文站、氣象站。所涉及的水文觀測站是根據研究內容臨時設定的，氣象數據均來源于濕地北部的臨桂站。通過對臨桂站1961～1990年的數據統計月均值，得到臨桂站月均氣溫、降水、蒸發的統計參數，見表5.13和表5.14。
表5.13 臨桂縣氣象站各類氣象數據統計表
表5.14 臨桂縣氣象站氣溫月均數據統計表
SWAT模型運行過程中需要輸入的數據量、數據類型都比較多，SWAT模型的氣象模塊可以為彌補數據不足問題，該模塊通過輸入己有的數據或天氣生成模擬數據，來生成SWAT模型所需的氣象數據。本次模擬選用數據一部分來源于臨桂氣象站的多年實測數據，一部分為由天氣生成器生成的數據。
5.4.1.2 DEM 及子流域劃分
DEM（數字高程模型）是確定流域邊界、劃分子流域和生成河網的基礎數據。
會仙巖溶濕地生成DEM及獲得流域信息的過程如下：
1）運用MapGIS軟件繪制出會仙濕地流域1：10000數字地形圖，然后導入ArcView GIS3.2軟件，生成DEM模型，再將DEM模型導入SWAT2000中，SWAT2000會自動進行數字地形分析，對DEM數據進行預處理。
2）導入手工勾畫的會仙巖溶濕地數字化流域邊界線和河網柵格圖像，用于校正由DEM生成的流域邊界和河網。
3）設定子流域最小面積閑值，模型的自動提取工具將確定河段和子流域的拓撲關系，包括河段坡度、高程、上游集水面積及其他拓撲信息，最后完成流域的自動分割。
將會仙濕地整個流域劃分為40個子流域。會仙巖溶濕地DEM見圖5.34，子流域及河網生成見圖5.35。
圖5.34 會仙巖溶濕地數字高程模型
圖5.35 會仙巖溶濕地子流域及河網劃分
5.4.1.3 HRU 劃分
為了反映流域內更多的空間變異性，反映不同土地利用和土壤類型對蒸發、產流、入滲等影響，子流域還要進行進一步劃分，為此SWAT模型引入了水文響應單元（HRU）的概念。當一個子流域內有多個HRU時，對每個HRU分別進行陸地水文過程計算，然后在流域出口把子流域內所有HRU的產出進行相加，所得子流域的產出在河道中進行輸移計算。
水文響應單元的劃分先是在流域信息提取完后，將柵格土地利用圖和土壤類型圖輸入到 Watershed View中，對兩幅圖進行再分類（reclassify），最后將再分類后的土地利用圖和土壤圖進行疊加（overlay）。
在實際應用中，需要設置一定的閾值，以消除子流域中較小比重的土地利用和特定土地利用類型中所包含的較小比重的土壤類型。這樣可以控制水文響應單元的數量，減少次要因素的影響，提高模型運行的效率。采用多種水文響應單元法對子流域進行重新劃分，土地利用面積閾值在模擬過程中取5%，土壤面積閾值的確定，在模擬過程中取10%。
5.4.1.4 土地利用
研究區的土地利用情況是通過對遙感數據（1997年）進行解譯得到的。參照研究區已有的土地利用資料，將研究區的土地利用類型分為水體、水田、沼澤、林地、居民地、植被覆蓋一般山體和植被覆蓋較好山體七類。各類土地利用的分類如圖5.36所示。
圖5.36 會仙巖溶濕地土地利用圖
5.4.1.5 土壤類型
SWAT模型中需要輸入的土壤數據可以分為三類：空間分布數據、土壤物理屬性數據和土壤化學屬性數據。此次研究暫不考慮濕地流域水化學性質的變化情況，故可以對土壤化學數據不進行處理。下面主要分析前兩種類型數據的獲?。?/p>
本次對于研究區土壤的劃分依據全國1：50萬土壤庫數據，以水稻土、沼澤土為主，其次紅壤、石灰土，具體分布情況見圖5.37。根據當地土壤的調查資料，分別得到各類土壤的粘粒、粉粒、砂粒、礫石含量，見表5.15。
圖5.37 會仙巖溶濕地土壤類型圖
表5.15 會仙濕地土壤類型比重表
SWAT模型需要各類土壤的水文、水傳導屬性作為輸入值：每類土壤所屬的水文單元組（soil hydrologic group）、植被根系深度值、土壤表面到各土壤層深度、土壤容重（moist bulk）、有效田間持水量（available water capacity）、飽和的導水率（saturated hydraulic conductivity）和每層土壤的粘粒、粉砂、砂礫、礫石含量等。
由于數據條件的限制，模型需要輸入的土壤飽和水力傳導率、土壤容重、有效田間持水量由Saxton開發的計算程序求得，程序界面見圖5.38。將土壤中沙和粘土等組分的含量輸入程序，就可以計算出相應的土壤物理屬性。許多試驗證實，該 *** 的計算值與實測值擬合關系很好。
5.4.2 模型率定
模型的參數率定過程是調整模型參數，使得模型的模擬結果與實測數據相匹配的過程。通過模型的率定調參可以提高模型的精確度，使模型更適合研究區的實際情況。應用模型的Calibration Set up工具綜合所有數據信息，先進行單個參數的敏感性分析，再整合多個參數進行綜合性分析。
圖5.38 土壤參數計算程序界面
在模型校正過程中，對模型中影響水文循環的主要5個參數進行了率定，得到了適合會仙巖溶濕地的參數值。這些參數包括：徑流曲線數（CN值）、土壤有效含水量、土壤蒸發補償系數（ESCO）、地下水延遲天數、基流Alpha系數。
CN值是SCS產流模型中最重要的參數，它是流域內土地利用方式、土壤類型、耕作管理措施、水文條件、前期水分狀況等因素的綜合反映。理論上CN值取值范圍在0～100之間，值越大表示產生徑流的可能性越大；土壤蒸發補償系數（ESCO）是模型調整不同土壤層間水分補償運動的參數，該系數與產流量呈反比例關系。土壤有效含水量是指土壤中從田間持水量減去植物永久凋萎點的水分，該參數與產流量呈反比例關系；基流消退系數（ALPHA-BF）是通過輸入2006年11月～2007年3月日流量數據，運用數字濾波法分割基流得到的。模型5個參數的具體描述見表5.16。
表5.16 SWAT模型參數調節
5.4.3 模型驗證
經過參數率定后，就開始對模型進行校正（calibration）和驗證（validation）。通常將使用的資料系列分為兩部分，其中一部分用于校正模型，而另一部分則用于模型的驗證。由于資料有限，選用2006年11月～2007年3月間5個月的實測徑流量進行參數校正，再用2007年4月～2007年11月的實測徑流量進行驗證。模型校正后徑流模擬值與實測值比較如圖5.6；圖5.8所示。
為驗證模型的有效性，選用Nash-Sutcliffe效率系數（確定性系數）E、線性回歸系數R2來評估模型在校準和驗證過程中的模擬效果。
根據數據獲取的完整性，使用效率系數E來衡量模型模擬值與實測值之間的擬合度，其表達式為
巖溶地區地下水與環境的特殊性研究
式中：Q0為實測值；QP為模擬值；Qavg為實測平均值；n為實測數據個數。
當Q0=QP時，E=1，表示擬合度非常好；如果 E為負值，說明模型模擬值比實測值的可信度更低。
線性回歸系數R2在EXCEL中應用線性回歸法求得，可以進一步用于實測值與模擬值之間的數據吻合程度評價，R2=1表示非常吻合；當R2＜1時，其值越小，反映出數據吻合程度越低。
由圖5.39～圖5.42可以看出，校正后代表模擬值與實測值的兩條曲線擬合程度較好，模型校正后觀測點C2（古運河東支出口）的E=0.73，R2=0.90；觀測點C4（睦洞河出口）的E=0.71，R2=0.89。校正結果表明，通過模型參數的調整，可以比較準確的模擬校證期的日徑流量?？梢哉J為，運用SWAT分布式水文模型模擬會仙巖溶濕地水文過程是可行的。
圖5.39 觀測點C2（古運河東支出口）模擬值與實測值擬合
圖5.40 觀測點C2（古運河東支出口）模擬流量與實測流量相關關系
圖5.41 觀測點C4（睦洞河出口）模擬值與實測值擬合
圖5.42 觀測點C4模擬流量與實測流量相關關系
5.4.4 模型應用
通過對SWAT模型參數的率定及徑流結果的驗證，得到了適用于研究區的模型參數。在此基礎上，對會仙巖溶濕地水文過程進行了量化模擬，模擬輸出結果（單位：mm）見圖5.43。同時，對研究區水分的收入項、支出項及土壤蓄水量之間的數量轉化關系進行了分析（表5.17）。
圖5.43 會仙巖溶濕地水文過程模擬結果
表5.17 2006～2007年水量收支統計表（單位：mm）
由圖5.43可以看出，在2006年11月～2007年11月期間，會仙巖溶濕地降水量為1500.60mm，入流量為300.12mm，蒸散發量為1106.55mm，植被截留量為8.25mm，入滲量為159.41mm，壤中流為10.21mm，總徑流量為538.22mm，地下徑流量僅為73.30mm。
由表5.17可以看出，在2006年11月～2007年11月期間，研究區的收入項主要為降雨量及區外入流量，支出項主要包括蒸散發量、地表徑流量。其中，更大收入項是降水，占總收入項的83.2%；更大支出項是蒸散發，占總支出項的58.9%，其次為總徑流量，占總支出項的28.7%，地下徑流量最小，占總支出項的3.9%。研究期間，會仙巖溶濕地水量收支總體上出現了少量虧損，虧損量為3.46mm，這可能是2007年降雨量為1362.4mm，少于多年平均降雨量（1835.8mm），而蒸散發量沒有相應將少所致。研究區水分虧損主要發生在2006年12月和2007年7～10月份，總虧損量達471.0mm，這是由于這幾個月份降雨量減少，氣溫偏高所致。由表5.5可得，該期間降雨量為268.8mm，而蒸發量則達到了573.7mm。在其他月份，研究區水分收入大于支出，這是由于該期間正好為雨季，降雨量大，空氣濕度大，而蒸發量較小所致。研究區的月水分收支差差別較大，說明了研究區水量平衡為一種動態的水量平衡。如要維持濕地水量平衡，加強濕地調蓄能力，應從減少濕地蒸散發量及出流量入手。
綜上所述，會仙巖溶濕地的水文過程顯然已經造成了其調蓄功能的減弱，如不及時控制這種趨勢，濕地將會繼續退化甚至消亡。為保護濕地水環境，防止其進一步退化，建議采取以下治理措施：
1）禁止在濕地周圍及區內再建有害于濕地保護的工程，如排水渠之類。尤其是在核心區內已開墾的濕地要退耕還濕地，恢復濕地植被，防止水土流失，增加濕地蓄水能力；采取適當工程措施控制濕地出流量的暴漲暴落，使濕地水位維持在一個穩定的變化區間內。
2）建立會仙巖溶濕地水文監測系統，對其水質、水量實行動態監測，及時掌握濕地水體的水情變化情況，為全面掌握濕地生態系統提供科學決策依據。
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