桂林山水：漓江的地理位置、水系分布及地貌形成

漓江历史上曾名桂水，或称桂江、癸水、东江，流经广西壮族自治区第三大城——桂林市，以流域孕育的独特绝世的自然景观——桂林山水而秀甲天下，其风景秀丽，山清水秀，洞奇石美，是驰名中外的风景名胜区（漓江概况，2012）。

（1）地理位置

图4-1　漓江水系分布图

漓江流域位于广西壮族自治区东北部，属珠江流域西江水系的桂江中上游河段。发源于海拔1732米的越城岭老山界南侧。地理坐标为东经109°45′～110°02′，北纬24°16′～26°21′，流经兴安、灵川、桂林、阳朔，至平乐县恭城河口止，全长164千米，流域总面积5039.7平方千米（阳朔县城上游）（图4-1）（单之蔷，2011）。整个漓江流域以漓江为轴线，呈南北向狭长带状分布，属于中亚热带季风气候区，年平均气温为16.5～20.0摄氏度，年平均降水量为1367.5～1932.9毫米，降水丰沛，但降水受东南季风的影响，季节分配极不均匀（原雅琼，2016；茹锦文，1988）。漓江流域主要河流均属雨源型，表现为径流量的变化与降水量的一致性，4～8月为丰水期，径流量约占全年径流量的70%～80%，11月至翌年2月中旬为枯水期，其他时间为平水期，多年平均水资源量为6.388×109米3/年，具有十分丰富的水资源。

（2）地貌概况

将漓江流域地质背景划分为裸露型岩溶区、覆盖型岩溶区和非岩溶区3类（图4-2），并大致以桂林水文站为界，3类的分布情况如表4-1所示。桂林水文站上游流域以非岩溶区为主，桂林水文站下游流域以裸露型岩溶区为主，且漓江流域的岩溶区与非岩溶区分布面积相当。

表4-1　漓江流域不同岩性分布情况

桂林市及桂林地区土壤属于红壤系列，主要土壤类型有红壤、石灰土、黄壤、紫色土等，地带性土壤为红壤，分布于海拔700米以下的低山丘陵区，随着地势的升高过渡为山地黄壤至黄棕壤。主要植被有亚热带常绿阔叶林、亚热带针叶林、亚热带草丛、亚热带常绿落叶阔叶混交林等。河流中主要有黑藻、金鱼藻、竹叶眼子菜、狐尾藻、苦草等水生植物（原雅琼，2016）。

图4-2　漓江流域水文地质简图

漓江流域地形为北、东、西3面较高，属于海拔1000米以上的中低山地；向中、向南高度逐渐降低，为一开阔的岩溶谷地。在岩溶谷地有众多奇特的岩溶地貌形态，尤其是闻名于世的典型的热带峰林（图4-3），不仅使国内外众多的游客赞叹不已，而且是岩溶科学工作者考察、探索岩溶发育规律的良好场所。漓江流域的地貌类型大致可以划分为以下10个主要类别（茹锦文，1988）。

①碎屑岩底层所组成的中低山地：是一种侵蚀地形，主要分布于越城岭、海洋山、架桥岭一带，山脊线明显连续，受构造方向控制。

②碎屑岩底层所组成的丘陵：多分布于上述中低山地的边缘以及其他泥盆系中、下统，白垩系底层小片零星出露的地区。

③洪积扇：分布于上述中低山山前坡麓，与平原、谷地或洼地的接壤部位，在河流或冲沟出口处尤为明显，多为连片分布，个别呈扇状，由第四系更新统黏土、亚黏土及砂砾层等洪积物组成。

④岗地：分布于桂林市郊至临桂六塘一带的岩溶峰林平原区，由第四系中、下更新统红色黏土泥砾组成，地面形态常呈长垣状或孤丘状，面积不大。

⑤阶地：多分布于漓江及其支流两岸，其中二级阶地分布零星，由第四系中、下更新统红色黏土泥砾组成。

⑥峰丛洼地：是漓江岩溶谷地中的主要地貌形态，大多发育在中、上泥盆统厚层的碳酸盐岩地层中，位于地质构造上断块相对抬升的一侧，由相对标高200～500米的连座状的石灰岩山以及负向封闭型的洼地所组成。桂林东效丫吉村岩溶水文地质试验场为典型峰丛洼地。

⑦峰林平原：广泛分布于中低山山前以及峰丛洼地的外围地带，在微有起伏的岩溶平原面上散布着平地拔起、疏密不等的石峰，平原面标高为130～155米，高出当地排泄基准面8～14米，覆盖层厚数米，大部分为耕地或城乡建设用地。部分基岩裸露，成为石海。

⑧峰林谷地：是一种比较次要的岩溶地貌形态，常与峰丛洼地相邻，与峰林平原相并出现，是一种条形的岩溶谷地。

⑨丛丘、岭丘、缓丘：是一类溶蚀—侵蚀的地貌形态。发育于石炭系下统，泥盆系中、上统薄层的不纯灰岩、泥灰岩、硅质岩分布地区。

图4-3　岩溶地貌景观

⑩溶蚀—侵蚀谷地平原：常与峰林平原或谷地相伴出现，但不及峰林平原那样平整，常呈波状起伏的表面，并有数米至十数米厚的残积黏土层覆盖。

（3）漓江的演化

漓江是桂林山水的灵魂，其演化历史也成为人们关注的科学问题。观察漓江走向，会发现漓江从穿山到大圩段，流向发生突变，另外观察漓江的支流，发现相思河是从南向北流，与漓江流向的夹角是钝角，原因是什么？

据邓自强等（邓自强等，1987；1988）研究，在白垩纪晚期，桂林水系与现在不同。雁山—桂林—兴安、明村—阳朔为两条汇水带，分别是古湘江、古漓江。也就是说，相思河以前是古湘江的最上游段，桂林到兴安的古湘江流向是自南向北的。而古漓江发源于大圩到阳朔的地下河，在阳朔成为地表水汇入漓江干流，漓江峡谷两岸陡崖上残留的中高层洞穴即为古地下河的证据。

到了第三纪，漓江峡谷区域地壳抬升，侵蚀基准面下降，漓江下切形成峡谷，同时古漓江沿着大圩—拓木镇断裂发生溯源侵蚀，相思河被袭夺，这就解释了相思河是从南向北流，与漓江流向的夹角是钝角的原因。

在第三纪喜马拉雅运动中，大圩阳朔段是地壳抬升幅度较大的地区，漓江下切成峡谷，沿着峡谷多处可见溶蚀下切红层角砾岩，形成峭壁，如杨堤、“九马画山”等地。在抬升比较弱的地方，如葡萄、雁山、朝阳，受外源水侧向溶蚀侵蚀影响，峰丛洼地解体成谷地甚至向峰林平原转化。这就初步解释了为什么漓江在市区段是峰林平原，而在峡谷段是峰丛洼地的现象。但在有些地区，如桂林市南郊人头山，及葡萄镇一带，过去曾被红层覆盖，其长期经历的是红层被剥蚀的过程，而从未发育峰林地貌。

（4）水文地球化学特征(www.xing528.com)

对漓江主流和干流13个点进行采样，发现漓江地表水体阳离子当量浓度（TZ+=2Ca2++Na++2Mg2++K+）为0.47～4.48毫克当量/升，平均为2.00毫克当量/升，远高于世界河水平均值（1.25毫克当量/升）；阴离子当量浓度为0.51～4.31毫克当量/升，平均为1.99毫克当量/升，阴阳离子当量浓度基本达到平衡（阴阳离子电荷平衡之差<5%）。从阳离子浓度均值来看，Ca2+>Mg2+>Na+>K+，Ca2+为主要的阳离子，平均占阳离子组成的80%，其次是Mg2+，平均占阳离子组成的12%；从阴离子浓度均值来看，，为主要阴离子，平均占阴离子组成的81%，其次是，平均占阴离子组成的9%。水化学类型为HCO3-Ca型，这两种离子主要来源于碳酸盐岩的风化溶解，反映了水化学特征主要受控于流域的地质背景。同时，相对偏高的、、Na+反映出漓江地表水体可能受到人类活动的影响。

漓江地表河水电导率多雨期（7月、8月、11月）低于少雨期（9月、10月），变化范围为45～448微西门子/厘米；pH值为7.04～9.75，水温为17.3～33.9摄氏度。如图4-4（赵海娟等，2017），Ca2+和Mg2+离子浓度分别为6.27～65.77毫克/升和0.82～7.40毫克/升，少雨期略高于多雨期；离子浓度为24.4～213.5毫克/升。从空间变化上看，主要溶解离子（Ca2+、Mg2+、）质量浓度存在较为一致的空间分布特征，表现为岩溶区＞岩溶区与非岩溶区的混合区＞非岩溶区，这主要与漓江流域碳酸盐岩空间分布不均有关（赵海娟等，2017）。

图4-4　漓江主要溶解离子的变化特征

①不同地质背景对岩溶无机碳通量的影响。对漓江上游（碳酸盐岩占50%的灵渠流域，和仅占9%的大溶江流域）两个具不同地质背景的地表河流域进行一个完整水文年的观测和采样，结果表明，灵渠断面河水有着比大溶江断面更高的pH值和电导率。大溶江断面总阳离子当量浓度（TZ+=K++Na++2Ca2++Mg2+）为0.50～1.31毫克当量/升，平均0.89毫克当量/升；总阴离子当量浓度为0.58～1.44毫克当量/升，平均1.01毫克当量/升。与电导率相一致，灵渠断面有着相对更高的离子当量浓度，其总阳离子当量浓度为1.49～3.04毫克当量/升，平均2.31毫克当量/升；总阴离子当量浓度为1.47～3.35毫克当量/升，平均2.48毫克当量/升。此外，大溶江断面和灵渠断面SiO2含量分别为0.08～0.11毫摩/升和0.01～0.12毫摩/升，大溶江断面略有高出。两个断面都表现为碳酸盐岩和硅酸盐岩风化混合的特征，并以碳酸盐岩风化为主。虽然大溶江流域碳酸盐岩的分布面积远小于灵渠流域，但两个流域碳酸盐岩风化的贡献比例没有显著差距，这与外源水对碳酸盐岩的强侵蚀有关。大溶江流域中上游基本上为碎屑岩（图4-5）（孙平安等，2016），其地表水方解石饱和指数（SIc）不饱和（如六洞河电导率为18微西门子/厘米，SIc为-3.67），具有较强侵蚀性。当该外源水进入流域下游岩溶区后，水岩作用加强，促进了岩溶作用的发生，加剧了碳酸盐岩的风化。

经过岩溶区后的大溶江断面电导率为52.8～155.9微西门子/厘米，平均为92.9微西门子/厘米；SIc为-0.98～-2.35，平均为-1.62，较其上游显著增加，也显示了外源水对碳酸盐岩的侵蚀作用。综上所述，虽然大溶江和灵渠流域碳酸盐岩分布面积不占绝对优势，但因碳酸盐岩风化速率显著大于硅酸盐岩风化速率以及外源水的作用，河流水化学组成表现为以碳酸盐岩风化来源为主，部分受硅酸盐岩影响。大溶江和灵渠河水最主要的阴阳离子和Ca2+主要是岩石风化的贡献，以及碳酸和硫酸对碳酸盐岩的溶蚀，硅酸盐风化也有着一定的贡献。

在扣除硫酸溶蚀的基础上，利用水化学—径流法估算出大溶江和灵渠断面无机碳汇量（以CO2计，下同）分别为1.72×104吨/年和7.26×103吨/年，单位面积碳汇通量分别为23.8吨/（千米2·年）和29.3吨/（千米2·年）。该数值明显小于典型岩溶水系统［68.82～100.07吨/（千米2·年）］，而与珠江［16.3吨/（千米2·年）］、西江［20.3吨/（千米2·年）］、柳江［19.7吨/（千米2·年）］、乌江白泥河［14.6吨/（千米2·年）］等碳酸盐岩、碎屑岩混合流域相当（孙平安等，2016）。②外源水对岩溶区无机碳通量的影响。漓江干流的浓度从上游至下游逐渐升高，支流浓度高于干流；δ13CDIC值变化较小，受水气界面CO2交换的影响，δ13CDIC值从上游至下游逐渐偏正；以岩溶区为主的阳朔断面SIc和SId较以非岩溶区为主的桂林断面偏正，月均浓度明显较高，外源水补给所形成的混合溶蚀作用对岩溶区无机碳通量的增加起着不可忽视的作用。

图4-5　大溶江断面和灵渠断面DIC及Ca、Mg的对比图

漓江干流Ca2+、DIC的浓度分别为10.6～38.9毫克/升、36.6～115.9毫克/升，平均值为28.6毫克/升、83.1毫克/升；漓江支流Ca2+、DIC的浓度分别为28.7～64.0毫克/升、103.7～207.4毫克/升，平均值分别为44.9毫克/升、143.7毫克/升。两者支流的浓度均高于干流，整个流域干流Ca2+、DIC浓度逐渐升高。从图4-6可知，1～5号采样点的补给来源主要是非岩溶区的外源水及雨水，具有较低的Ca2+、DIC值。1号点灵河具有相对较高Ca2+、DIC值，可能与其碳酸盐岩夹层的快速溶解有关。6～22号采样点岩溶区的补给来源面积逐渐加大，Ca2+、DIC值逐渐升高。由于干流接受上游外源水及沿途雨水的补给，因此具有较低的Ca2+、DIC值。

漓江干流δ13CDIC值为-11.22‰～-9.86‰，平均值为-10.45‰±0.37‰，除了漓江上游δ13CDIC值出现波动，整个流域δ13CDIC值变化较小。漓江支流δ13CDIC值的为-12.09‰～-9.65‰，平均值为-10.70±0.88‰，岩溶区支流的δ13CDIC值在干流δ13CDIC值上下摆动。总体δ13CDIC值变化较小，但上游至下游有逐渐偏正的趋势（图4-7）。

2014年1月至12月对漓江流域桂林断面及阳朔断面河水进行为期一个水文年的采样观测，每月定期采样分析。从Ca2+/Na+和，Ca2+/Na+和Mg2+/Na+三大盐岩类端元图（图4-8）（何若雪等，2017）可见，两个断面都表现出受碳酸盐岩风化和硅酸盐岩风化混合作用的影响，并以碳酸盐岩风化作用为主。其中，桂林断面受到硅酸盐岩风化的影响明显更大，这与其直接由上游外源水补给的情况一致。

对比两个断面动态变化特征（图4-9），阳朔断面月均浓度明显高于桂林断面。主要是受到地质背景的固有影响：桂林断面以上流域以非岩溶区为主，桂林断面以下流域以岩溶区为主。桂林断面质量浓度变幅明显大于阳朔断面，可能是桂林断面上游外源水进入岩溶区后，水岩气相互作用加强导致化学风化强度增大。阳朔断面的SIc和白云石饱和指数（SId）较桂林断面偏正。桂林断面SIc和SId年平均值分别为-2.15和-4.49，均未达到饱和状态，具有很强的侵蚀性，经过一段距离的水岩气相互作用，到达阳朔断面时SIc和SId平均值达到-0.38和-1.60（图4-10）（何若雪等，2017），这表明大量外源水补给岩溶区后，降低了岩溶水的饱和指数，增加了其溶蚀能力，但随着其在岩溶区运移距离的增大，饱和指数渐渐偏正，其溶蚀能力逐渐降低，饱和指数与溶蚀能力呈负相关关系。

图4-6　漓江支流及干流Ca2+、浓度的变化

图4-7　漓江支流及干流δ13CDIC、浓度的变化

图4-8　Ca2+/Na+和/Na+，Ca2+/Na+和Mg2+/Na+三大盐岩类端元图

图4-9　桂林断面和阳朔断面动态变化特征

通过水化学平衡法计算得出桂林断面全年总无机碳通量为7.42×107千克CO2，阳朔断面全年总无机碳通量为27.9×107千克CO2。去除外源酸因素（这部分碳通量会以碳源的方式重新返回大气中），由此得出：

CNSF为监测期内碳汇量（千克CO2），[HCO3-碳酸]为碳酸盐岩风化形成的，[HCO3-硅酸]为硅酸盐岩风化形成的，Q为监测期内流量。则桂林断面净碳汇量约为5.78×107千克CO2，碳酸盐岩风化所产生的无机碳通量为5.39×107千克CO2/年，硅酸盐岩风化所产生的无机碳通量为0.39×107千克CO2/年，分别占总通量的72.67%和5.21%；阳朔断面的净碳汇量约为25.2×107千克CO2，碳酸盐岩和硅酸盐岩风化产生的无机碳通量分别为24.4×107千克CO2/年和0.81×107千克CO2/年，分别占总通量的87.51%和2.89%（表4-2）。随着岩溶区地表河补给距离的增加，碳酸盐岩风化所产生的无机碳通量不断增加，对总通量的贡献率也不断增加。

桂林断面以上流域为2762平方千米，桂林断面至阳朔断面流域为2823平方千米，计算得出，桂林断面以上流域碳汇强度为2.09×104千克CO2/（千米2·年），桂林断面至阳朔断面流域碳汇强度为8.92×104千克CO2/（千米2·年）。两个断面流域面积相当，但碳汇强度相差近5倍。与孙平安等（2016）估算的上游大溶江碳通量结果（1.72×107千克CO2/年）相比，漓江流域从上游至下游阳朔断面碳通量总共增加了15倍左右。除了沿途大气降水、支流补给、水生生物可能产生的有机碳埋藏等原因，外源水补给所形成的混合溶蚀作用对岩溶区无机碳通量的增加起着不可忽视的作用（何若雪等，2017）。

图4-10　监测期间两断面方解石及白云石饱和指数变化特征

表4-2　研究区各组分产生的无机碳汇通量