岩溶峰丛洼地水资源分析与开发利用

峰丛洼地是一种锥状石峰和洼地组合的岩溶地貌类型。在岩溶地貌发育的过程中，峰丛洼地的形成标志着地下排水系统的成熟并代替了地表河网排水系统。以地下河为骨架的排水系统代表着不同的“四水”转化模式。水资源的分布也需要重新定义。

在峰丛洼地地区降水仍然可以分为下渗和产流两部分。但是分别沿着两种路径运动的水流时常发生交叉。在峰丛洼地，下渗和产流都发生在地面以下。所有的径流包含在包气带中，很难划出渗流和径流之间的界线。这样的分布状态带来的问题是在评价土壤水时无法分开径流，在评价径流转化时很难指明径流的位置。

峰丛洼地的地下水也不是传统的概念，因为含水层中包含了地下河，地下河实际承担了传统地表河流的水文功能。地下水也不能用储量的概念来衡量。即使水资源评价的结果显示地下水的储量丰富，但地下水储量变化强烈，评价结果通常并没有区分动储量和静储量，也没有指明地下水分布在哪里。这种储量的概念实际应用价值并不大。

“四水”转化模型的提出是为了有利于水资源的开发利用。模型需要指明水资源储存的空间在哪里，有多大，用什么指标来衡量。通过研究得到以下基本认识：

（1）峰丛洼地的水资源大部分存储在岩溶介质中，只有很少一部分储存在土壤中。岩溶介质属于多重介质，主要有基质、裂隙和管道三种类型。大部分水资源储存在管道介质当中。

（2）岩溶管道介质的分布具有很强的不连续性。现有的技术很难对管道介质进行准确的地理定位，取水设施遇到管道介质就有水，遇不到管道介质就无水。管道介质所含有的水量大小差异很大，且很难预测。

（3）岩溶管道介质较多分布在地表层，地表层也称为“表层岩溶带”形成了90%以上的径流，并将径流以管道流的形式转化为地面径流和包气带径流。

（4）表层岩溶带能够将降雨转化为径流是因为岩石基质的低渗透性和裂隙的高渗透性。岩石基质几乎为不透水面，且大量裸露地表，岩石表面将降水转化为面状水流进入到高渗透性的裂隙中。在这个过程中土壤、岩石表面、植被等会截留一部分水量。

（5）表层岩溶带将径流转化为地下水需要经过巨厚的包气带，但是因为岩石基质孔隙度很低，在径流转化的过程中损失和延迟都很少。

峰丛洼地地表层的表层岩溶带的发育具有普遍性。无论是在山坡还是洼地，降水都可以通过表层岩溶带转化为包气带径流，随后几乎是畅通无阻地转化为地下水。但是坡度影响土壤的分布，土壤的分布影响植被的分布，因此在不同的部位，当降水转化为径流时，损失的水量会有差异，降水转化为径流的效率亦存在空间差异。因为岩溶介质的宽度较大，降水转化为管道流的比例高于渗流。

在峰丛洼地，水柜工程是利用“四水”转化而开发水资源的例子。水柜的水源分为两种：其一是直接收集降雨；其二是利用坡面上由表层岩溶带转化而来的径流。单纯利用雨水的水柜其集水效果不好，因为集雨面积不足。能够利用坡面上径流的水柜无论是蓄水量还是水质都是较好的。坡面上“四水”转化的过程是雨水转化为径流，属于产流过程。坡面转化降雨的效率用公式表达为

式中　β——产流效率或者径流系数；

　　　Q——径流总量；

　　　P——降水总量；

　　　E——蒸散发；

　　　R——入渗量；

　　　Dp——地表层截留。

各个物理量之间的关系如图3-4所示。

图3-4　地表层（表层岩溶带）径流转化概念图(www.xing528.com)

从公式中可以看出，利用坡面径流的水柜其蓄水效率与坡面的产流效率有关。影响产流效率的因素分别是蒸发量、入渗量、地表层截流量。蒸发量与地表层含水量、植被类型和气候有关。蒸发量可以利用气象数据计算获得。入渗量与岩溶发育有关，空间差异大，遇到大的裂隙可能全部渗漏掉。如果局部岩溶不发育，入渗量就很小。但是从实际调查来看，大部分坡面由于入渗能力强而无法产生侧向径流。地表层截留与土壤厚度、植被类型、岩溶形态有关，很难直接估计。

上述坡面产流属于饱和产流机制，在实际计算中可以将产流系数的计算进行简化。

式中　D——除产流以外所有水量消耗的总和。

关于D的取值以前有过研究。根据蓄满产流理论，D的物理意义近似于表示产流区范围内蓄水容量与其初始蓄水量的差异。所不同的是在这里D还包含了蒸发量和入渗量。根据茂兰岩溶森林分布区的研究，表层岩溶带的产流阈值约为12mm，这就意味着当降雨量达到或超过12mm会有径流发生。当土壤初始含水量较大时，降雨量低于12mm也会有径流产生，产流阈值12mm表达了径流产生的最大降雨量。产流阈值是随空间而变化的。根据在桂林丫吉试验场硝盐洞的观测结果，洞穴水流的产流阈值约为15mm，但是在极端情况下阈值可以达到50mm。这说明产流阈值是一个复杂的物理量，认识岩溶地区产流阈值的形成机制还需要更多的观测结果。

凤山县鸳鸯泉流域是一个地下河小流域。地下河的出口为鸳鸯泉，承担系统排泄的功能。地下河流量动态明显，具有丰水期和枯水期的差别。枯水期地下河排泄的主要是储存在岩溶裂隙中的地下水。丰水期则由外源水和岩溶地区降雨产流构成。系统内水流来源与降雨补给。雨水降落在地面后一部分被树冠层和土壤拦截，经过蒸散发返回大气，剩余的部分通过产流和下渗转化为径流和地下水（见图3-5）。

图3-5　凤山鸳鸯泉流域“四水”转化概念图

鸳鸯泉流域的“四水”转化可以有不同的分解方案。按照传统意义上的“四水”的定义，因为不存在地表水，所以只有“三水”转化，分别是降水、土壤水和地下水，并且土壤水应当包含表层岩溶带水。或者降水、土壤水、表层岩溶带水、地下水也可以构成“四水”。但是这种划分方案是否有意义还有待讨论。按照含水介质的类型也有一个划分方案，分别是降水、包气带水、裂隙水、管道水。按照水流的流动特征可以分为“降水、快速流、慢速流、不流动的水”也是“四水”。

因为“四水”转化的研究目的是为了更好地开发利用水资源，本研究认为“四水”的划分应该为“降水、表层岩溶带水、包气带水、地下水”更好。这“四水”是按照水资源的储存位置划分的，都有明确的物理意义，并且这四种水目前都有开发利用。水柜利用的是降水和表层岩溶带水，洞穴开发保护和观赏的是包气带水，包气带水可以作为水柜的水源，植被利用的水来自于表层岩溶带和包气带。水井抽取的是地下水，在泉口引水或抽水利用的是地下水。并且这四种水的开发利用方式也有显著的区别，将其分开研究有助于管理。

降水、表层岩溶带水、包气带水、地下水这四水的转化关系是：降水通过入渗和产流补给表层岩溶带，扣除掉蒸散发等损失后就成为表层岩溶带水。表层岩溶带中的重力水进入到下部的包气带，成为包气带径流和包气带渗流。包气带中的径流和渗流进入到地下水水面和地下河，转化为地下水（见图3-6）。

表层岩溶带水以表层岩溶泉的形式出露地表。表层岩溶泉的流量从几百立方米每年到几千立方米每年不等。尽管大部分表层岩溶泉都是季节性的，但这并不能否认表层岩溶带具有水源涵养能力，恰好说明其调蓄功能不够，需要利用水柜工程协助蓄水。表层岩溶带调控径流的方式和调控能力的影响因素还没有明确的认识，致使表层岩溶水的开发利用受到限制。

图3-6　岩溶峰丛洼地地区“四水”转化概念图

表层岩溶带水转化为包气带水的过程是一个径流汇集的过程。由于表层岩溶带同时支撑植被生长，蒸散发的作用是水量消耗的主要方式，表层岩溶泉的排泄量仅占很小的比例。导致表层岩溶带的水不是全部转化为包气带水。此外表层岩溶带水也可以经过落水洞直接进入到饱水带，成为地下水，这个过程是快速的，不应该归入到包气带当中储存的水量。

包气带水以渗流和径流两种运动方式，并且以径流运动为主。包气带的水转化为地下水发生在地下水的水面和地下河管道中，这个过程基本上没有水量损失，只是水流的分布变得更加不均匀了。

“四水”转化的计算主要确定降水转化为表层岩溶带水的效率，以及表层岩溶带水转化为包气带水的效率。降水转化为表层岩溶带水时水量的损失主要满足地表层蓄水容量、蒸发量和入渗量。本研究以水柜水文分析来确定降水转化为表层岩溶带水的效率。表层岩溶带水转化为包气带水的过程中水量损失来自于蒸散发和表层岩溶带水直接转化为地下水的部分。本研究以鸳鸯洞为例，通过包气带径流的观测认识包气带水的形成条件。

表层岩溶带水直接转化为地下水过程是确实存在的。通过在桂林丫吉试验场的研究发现这一部分水量实际上来自于两部分。其一是在基岩裸露率高的地带所产生的快速流。在地表岩溶化程度极高的地带，岩石的渗透性强，土壤很难保存，植被生长在岩石的缝隙中。这种下垫面在降雨时很容易产流，并且产生的径流也很快通过大的岩缝和洞穴进入到饱水带。另一种是落水洞附近产生的地面径流，或者屋顶、道路、院子等人工不透水面上产生的径流。它们甚至不经过表层岩溶带的调蓄就进入到地下河。但是实际评价的时候两种径流不好分开，可以归结为“表层岩溶带中的快速流”。

在桂林丫吉试验场的研究发现表层岩溶带中的快速流到达地下河出口的速度最快。往往提前在地下河流量峰值到来之前就出现了。伴随着快速流的出现地下河的水质发生显著变化。快速流具有较低的电导率和较高的浊度，携带更多的泥沙，并且快速流的温度与其他水流之间也存在明显的差异，因此可以通过水化学的方法进行识别和分割。