丫吉岩溶泉：特色明显，发育强烈，适宜亚热带气候

（1）地理位置及地质特征

丫吉岩溶泉位于广西壮族自治区桂林市东南郊约8千米的丫吉村附近，在该村东南约1千米处为峰丛洼地与桂林峰林平原的交界地带（图2-15，图4-19），地理坐标为北纬25°14′52.67″，东经110°22′32.76″。在区域上，丫吉岩溶泉位于桂林峰林平原与黄沙河之间一条南北向的山脉（尧山小背斜）之南段，尧山出露中泥盆统砂岩和页岩，场区北部出露中泥盆统上部东岗岭组灰岩、白云岩和上泥盆统下部桂林组灰岩、白云岩；主干断裂位于场区西部山边，为北北东向的压扭性断层，倾向东，倾角40°～50°（图4-19）（龚晓萍，2016修）。丫吉岩溶泉域全部属于峰丛洼地地貌，场地内包含10多个大小不一的洼地，其洼地底部标高250～400米，最高峰丛标高达652米，而两侧的平原地面标高仅为150米左右（袁道先，1996）。

（2）气象和水文特征

原国家地质矿产部与法国国家科研中心于1984年6月在成都签署了《关于开展地学科技合作会谈纪要》，计划在桂林建立岩溶水文地质试验场，用定量的方法研究岩溶介质的水流过程。我国南方岩溶区广泛分布着峰丛洼地和峰林平原两大类地貌，其中峰丛洼地地貌在南方的分布面积占整个岩溶区的90%，存储水资源的空间是经过地质演化历史形成的裂隙、溶蚀裂隙、管道和洞穴，岩溶水的流动分为分散式的渗流和集中的管道流，具有特殊性。丫吉岩溶泉域具有峰丛洼地和峰林平原两种地貌，其中峰丛洼地地区包含4个岩溶水文系统；降雨在峰丛洼地地区补给岩溶含水层，通过泉水排泄，代表了岩溶水在岩溶含水介质中的一个循环周期（图4-19）。丫吉岩溶泉域全部由泥盆系融县组灰岩构成，无隔水层，无外源水，包气带厚度约100米，岩溶发育强烈，表层岩溶水丰富，且具有管道流特征，完全体现了岩溶含水介质的调蓄功能，具有鲜明的特色。1986年3月7日，中国与法国双方签署《中国地质科学院岩溶地质研究所与法国蒙彼利埃科技大学水文地质实验室关于中国桂林岩溶水文地质的研究项目议定书》，中国地质科学院岩溶地质研究所选址桂林丫吉村峰丛洼地处建立试验场。

图4-19　丫吉试验场平面图

1.洼地及其编号；2.公路；3.峰丛洼地及峰林平原边界线；4.岩溶泉及其编号；5.钻孔及其编号；6.断层；7.泉域边界；8.第四纪沉积物；9.上泥盆统融县组石灰岩；10.S31泉水文地质剖面

丫吉试验场为典型的岩溶峰丛洼地区，整个试验场为一个独立的水文系统，主要受降雨补给而无任何外源水流入，总面积为2平方千米。场区内出露岩石以上泥盆统融县组（D3r）上部的灰岩为主，主要岩石成分为浅灰色至灰白色致密质中厚层状泥亮晶颗粒灰岩，地层产状总体上倾向南，倾角较平缓，为5°～10°，局部地段受断裂影响岩层倾角可能较陡，可达30°～50°（常勇，2011）。场区气象特征与地区性气候变化一致，湿度和气温的昼夜变化不大，湿度日变幅不超过35%，气温日变幅不超过8摄氏度。

丫吉试验场第四纪地层主要是残坡积层，以灰褐色、褐黄色砂质黏土为主（袁道先，1996），它们对岩溶区包气带水的运动机制，岩溶作用和岩溶水化学成分的形成具有重要意义。场区内土壤主要为棕色石灰土，部分地段含腐殖质较多而成褐灰色，大部分土壤分布于垭口和洼地底部（袁道先，1996）。

丫吉试验场上泥盆统融县组灰岩岩溶含水层是最主要的含水层，富水性不均，地下水主要在各种溶蚀裂隙、溶洞或管道中贮存和运动。降水为区内地下水的唯一补给来源，通过洼地、落水洞、溶蚀裂隙等途径补给岩溶水文系统，地下水基本流向为自西向东。峰丛洼地与峰林平原地形高差约500米，形成了100～500米的包气带（平原面—峰顶），巨厚的包气带对岩溶水的分布、运动及赋存的时空分布特征有重要影响（龚晓萍，2016）。

丫吉试验场中地下水运动主要受北北东向压扭性断裂F1的控制（图4-21），该断裂倾向东，倾角为40°～50°，断层处可明显见角砾岩中角砾沿北北东方向排列。该断裂位于S31泉附近，在山边向北延伸出本场区，继续向尧山方向展布，与F1压扭性主干断裂配套的为北西西向及北东东向两组张扭性节理裂隙。（袁道先，1996）这一主干断裂控制着场区内岩溶发育以及岩溶水的贮存和运动：①北北东向张扭性裂隙主要控制着本场区岩溶发育方向和部分洼地的分布方向，场区内最大的溶洞——硝盐洞就沿北东东向展布，场区内1号、3号和4号洼地也呈北北东向串珠状分布，而部分山边小洼地，例如9号、10号洼地主要受北东东向主干断裂的影响；②场区内示踪试验结果显示场区地下水的流向也主要由北东东向南西西，主要受北东东向张扭性裂隙控制；③场区内的几个主要泉点（S29、S291和S31）均沿北北东向主断裂带分布，这几个主要泉点的出露主要是F1断裂横向阻水性导致（龚晓萍，2016）。

丫吉岩溶泉域在亚热带湿热的气候条件及有利的岩性、构造和植被条件下，岩溶相当发育。可见各种小的地表岩溶形态（如溶盘、溶痕、溶沟、溶蚀裂隙等）、大的地表岩溶形态（峰丛洼地、峰林平原）和地下岩溶形态（溶洞、地下河管道、隐伏溶洞、竖井等）。这些地表形态和地下形态极大地影响着该泉域岩溶水文系统的运行机制；该泉域介质富水性极不均匀，含水介质主要表现为裂隙管道型，地下水主要在各种溶蚀裂隙或管道中运动，整体上丫吉试验场内泉流量和水化学对降雨响应迅速（袁道先，1996；龚晓萍，2016）。场区内表层岩溶带发育，据部分钻孔揭露，表层岩溶带溶蚀裂隙发育深度为3～10米，洼地内存在若干个表层岩溶泉，部分表层岩溶泉仅在暴雨条件下出露（袁道先，1996；龚晓萍，2016）。

场区内最主要的含水层是上泥盆统融县组灰岩岩溶含水层，其富水性极不均匀，地下水主要在各种溶蚀裂隙或管道中运动，地下水运动和储存主要受构造控制。场区地下水主要由降雨补给，降雨入渗系数约0.37，含水介质表现为裂隙管道型，地下水总体上由东向西流。场区内泉水众多，主要可以分为季节变动带或饱水带泉、包气带泉（表4-6）（袁道先，1996），其水量、水化学特征均有差别（常勇，2011）。丫吉试验场岩溶发育在较老的地层中，岩溶形态发育且泉流量对降雨响应迅速，总体上丫吉试验场岩溶含水系统属于典型的成熟型岩溶含水系统。

表4-6　丫吉岩溶泉分类

因地质构造控制与岩溶条件发育不同，根据水化学与水动态的差别及示踪试验的结果，可将场区划分为4个主要的岩溶子系统：11号洼地—S29泉域子系统、2号洼地—S291泉域子系统、S32泉域子系统、1号洼地—S31泉域子系统（龚晓萍，2016）（图2-15，图4-19）。

在4个泉中，S31泉为常流泉，仅在特别干旱年份才会出现断流，其他3个泉均为间歇性泉，在枯水季断流（常勇，2015）。S31泉主要接受1号、3号和4号洼地的补给，3号和4号洼地底部高程高于1号洼地底部约50米；1号洼地范围内出露S53、S54和S56间歇性表层岩溶泉。

S31泉域子系统控制面积达1平方千米，为最主要子系统，以管道流为主，与裂隙中的扩散流相组合，其流域范围内表层岩溶带极其发育，包气带调蓄功能差。泉域内每个补给洼地底部均存在若干个落水洞用于快速排泄洼地内部的地下水，在S31泉域底部应存在一根主管道用于连接S31泉与洼地底部落水洞，各洼地直接与S31泉连接，在降雨条件下将洼地内地下水通过S31泉快速排泄（图4-20）。因此，S31泉对降雨反应灵敏，流量变化为0.1～7000升/秒（龚晓萍，2016）。

S32泉主要接受5号洼地的补给；S29泉主要接受2号和10号洼地的补给。S291泉主要接受11号洼地的补给（常勇，2015）。一般情况下，场区内各子泉域水动力场、水化学场相互独立，各子泉域之间基本无水量交换，但在特大暴雨时，各子泉域可能与周边区域或其他子泉域之间存在一定的水量交换（常勇，2015）。(www.xing528.com)

丫吉岩溶泉域最大的溶洞是硝盐洞（S52，图4-21），为一向山内倾斜（向东倾）厅堂式溶洞，洞口标高197.55米，洞长100米、宽25米。从洞内钙板、沉积物、边石坝、石笋的相关关系看，该洞经历了溶蚀、钙板沉积、水塘淹没和水下沉积、水塘疏干、再溶蚀、再沉积等复杂的发育历史，而且洞底标高高于峰林平原面45.6米，是一个比较古老的溶洞（袁道先，1996）。

图4-20　S31泉子系统剖面图

Qc.管道流；Qf.裂隙流；S58.泉及编号；Cf3.钻孔及编号；Dep.1.洼地及编号

图4-21　硝盐洞剖面示意图

（3）科学研究进展

丫吉试验场作为国土资源部野外基地，自建立后一直吸引着国内外岩溶学者的兴趣，很多学者、研究生在此开展科学研究，曾先后承担了来自联合国教育、科学及文化组织国际地球科学计划（IGCP），国土资源部、国家自然科学基金委员会和科技部等部门的多项重要科研项目的部分研究工作，取得一系列的开拓性成果，例如，岩溶表层水文系统的降雨—蒸散—补给—径流概念模型，岩溶地区蒸散作用的控制因素及测量、计算方法，表层岩溶带的静态存储能力，丫吉模型及其改进，岩溶作用对土壤CO2变化或土地利用变化的敏感性，水—岩—气相互作用引起的暴雨期间水化学动态变化等。此外，随着野外观测仪器的更新、设备的改造，以及与国内外相关单位合作，丫吉试验场监测系统逐渐完善，针对不同的水文地质条件（表4-6），在此岩溶泉域全面建立监测站，覆盖整个岩溶水文系统（图4-22）。

图4-22　丫吉试验场观测点分布图

20世纪80～90年代，进行了岩溶含水介质结构、水动力场、水化学场、水温度场、同位素场等的特征研究，降水对岩溶系统的补给及系统内部的地下水调蓄功能的研究，岩溶地球化学开放系统特征的研究，建立了中国南方裸露区岩溶峰丛区的岩溶水文地质代表性物理模式及相应的数学模型，并推广应用和进行可行性研究（袁道先，1996）。陶于祥等（1998）对丫吉试验场内岩土系统地球化学行为及其对岩溶作用驱动进行了研究，表明土壤有机质对石灰岩溶蚀具有明显的促进作用，雨季比旱季、坡地比洼地岩溶作用更加发育。章程等（2007）基于SWMM模型模拟丫吉试验场内岩溶峰丛洼地系统降雨径流过程中以管道为主总出口S31泉的流量曲线。姜光辉等（2008）研究发现丫吉试验场表层岩溶带降雨补给的产流阀值为12毫米；姜光辉等（2009）基于丫吉试验场，将岩溶山区剖面产流模式划分为大气—岩石界面的超渗产流、大气—土壤界面的超渗产流或饱和产流、土壤—岩石界面的壤中流、表层岩溶带—包气带界面的表层岩溶带产流和包气带—饱水带界面的地下径流；姜光辉（2011）基于水化学方法，分析出丫吉试验场补给S31泉的径流形式有表层岩溶带管道流、回归流、坡面流和壤中流。程国富（2013）选取丫吉试验场一典型岩溶石山坡面，对其土壤剖面层含水量的分布变化、土壤蒸发速率大小及其相关影响因素进行分析研究，从水量方面研究各含水系统的水文动态特征。常勇基于丫吉岩溶泉裂隙—管道二元结构特征，分别利用水箱—紊流管道模型、MODFLOW-CFP模型、水箱—CFP组合模型，模拟不同情景下S31泉的水文动态变化过程（常勇，2015；Chang et al，2015a；Chang et al，2015b；Chang et al，2017）。龚晓萍（2016）在桂林市丫吉试验场研究土壤水分运移机制及制定因地制宜的石漠化治理方案，通过人工采样与仪器自动记录对不同深度土壤含水率进行监测，分析土壤含水率动态变化。郭小娇等基于高频率水文指标监测，分析丫吉试验场包气带洞穴滴水对降水响应过程及水化学指标的动态变化特征，研究典型岩溶包气带洞穴滴水对降雨响应的水文过程（郭小娇等，2014；Guo et al，2015；郭小娇等，2017a）。同时，郭小娇等（2016，2017b）选取丫吉试验场典型岩溶石山山坡土壤剖面，基于土壤理化性质和高分辨连续监测不同深度的土壤水分，分析土壤剖面水分的动态变化规律及影响因素，揭示岩溶石山山坡降水入渗补给机制，为我国南方岩溶地区石漠化治理、水土流失和岩溶水文过程等研究提供科学依据。基于岩溶发育的程度具有随着深度逐渐减小的趋势，含水介质的孔隙度和渗透性随之降低，而在一定深度还会因为岩溶管道的存在导致渗透性发生突变，岩溶含水层这种强烈的非均质性要求岩溶水不仅要分层观测甚至还要分裂隙观测，姜光辉项目组在丫吉试验场西坡径流小区建立多通道多层监测系统（图4-23）（国土资源部/广西岩溶动力学重点实验室年报，2017）。姜光辉项目组在丫吉试验场开展了无人机航拍建模试验，制作了整个场区与局部重点区域的数字表面模型与实景三维模型等一系列的图件（图4-24），生动展示了具有世界自然遗产价值的我国南方岩溶两种典型地貌峰丛洼地与峰林平原的形态特征，为关键带观测站建模和完善动力过程监测提供重要信息（姜光辉，2018a）。城乡接合部位是土地利用格局变化最强烈的部分，该项目组根据丫吉试验场20世纪80年代建立以来周围土地利用格局的变化开展生态环境调查（图4-25），分析试验场及其周围土地利用变化影响丫吉岩溶泉域的水文过程及水质（姜光辉，2018b），为评估桂林市发展与生态环境保护之间的关系提供科学数据。

图4-23　丫吉试验场钻孔多层监测系统示意图

图4-24　丫吉试验场三维立体图

图4-25　丫吉试验场南侧采石场显著改变地貌景观