岩溶湿地形成，会仙岩溶湿地的生态水文过程
水对湿地生态系统起着决定性的作用。湿地水文通常是指湿地的入流与出流以及与其他生境因素的相互作用等。湿地的形成是由于其地表水分有盈余。
水动力是水文过程的驱动机制。水动力条件受制于湿地的结构，包括水文地质结构、地形、地貌、气候和湿地内植物类型与分布等。而湿地的水文过程又主宰湿地生态系统的运行机制，对湿地的环境、水质、湿地类型、物质输入与输出（决定着湿地的基质或沉积物类型、分布与性质，如土壤与水的物理、化学性质），生物生态（如潮间带植被分带性、湿地的植被类型和群落结构、动物和微生物的组成）及湿地生态系统演化等产生深刻的影响，甚至改变湿地局部的小地形、小气候和水动力条件等（图3-11）。因此，湿地水文过程甚至被认为是决定各种湿地类型形成与维持，以及湿地过程的唯一最重要的因素［3］。
湿地水文与湿地物理化学环境、湿地生物群共同组成了湿地的基本要素。三要素中，湿地水文是决定性因素。
水文作为湿地最重要的特征，控制着湿地的形成、发展、演变及消亡的全过程。湿地的保护最终依靠于水文的维持。但是，由于人类活动对湿地水文过程的干扰，当前湿地水文研究依旧不能满足湿地保护和管理的需要。湿地重建和保护首先要考虑湿地水文。因此，湿地水文研究在生物多样性保护、流域水资源管理以及全球气候变化等方面有极其重要的意义。
地表水文变化特征
水文过程包括水文周期及水文变化（水位、淹没程度、洪水频率等）、水量和水流形式等。为监测和研究湿地水文过程，2006年在会仙岩溶湿地主要岩溶水文点和河流出入口建立了水文生态监测站（点）和流量测量控制断面（图3-12），开展为期1年的水位、水质和生态的综合监测及测流。
根据对上述水文监测的结果（图3-13），可以看出，湿地外流地表河各测点的水位变化受降雨和地形的控制，表现为典型的雨源型山区河流水文过程。主要水文特征如下：
1）多峰多谷特征明显。总体上看，湿地地表水水文周期的一峰一谷特征不明显，而是呈现由多个小的峰、谷组成的复合峰谷形态，反映湿地在年际水文周期之间包含多个时间与周期不定的次级水文周期。从4个观测点的水位变化特征图可以看出，湿地内每个观测点的一个水文周期年内水位波动较频繁。水位曲线呈现脉冲状，峰、谷的出现主要反映降雨过程、干旱程度。每次较大的降雨后1～2天，即会出现一次水位峰值，之后水位便迅速回落。每个观测点的水位最高值均出现在2007年6月中旬，最低值出现在2007年10月下旬。2007年6月份是年内降雨的集中发生期，而10～12月为干旱期，其中将近一个月未降雨，导致湿地水位连续下降。陡门总闸、东闸、睦洞河出口、莫家古运河最高水位分别为：147.76m，147.72m，147.60m，149.30m；最低水位分别为：146.44m，146.30m，144.6m，148.10m。
图3-11 水文过程对湿地生态系统功能的影响及反馈机制［3］
2）水位变幅差异大。湿地地表水随季节变化规律明显，不同地点水位变幅有较大差异。其中，湿地分布区中央（睦洞、分水塘、莫家古运河等）地表水水位变化幅度较小，一般在1.0～1.50m之间。如古运河陡门总闸、陡门分闸两观测点水位最大变幅分别约为1.32m和1.52m；莫家古运河水位变幅约1.20m；而湿地边缘（相思江河谷地）地表水体的水位变化幅度要大得多，如王家大桥（睦洞河出口）的相思江及湿地睦洞河出口丰水期、枯水期水位差最大为3.0m，2006年6月1日至2006年6月10日期间有5次降雨过程，睦洞河出口水位由145.6m暴涨至149.6m，其主要原因可能是睦洞河出口的观测点位于两河的交汇点，受相思江洪水顶托作用影响所致。莫家古运河下游也与外沿河会仙河相通，但河道淤堵现象严重，并有人工筑坝现象，造成其与外围会仙河相通性较差，观测点水位主要反映湿地内部水位变化。因此，从上述监测结果可以看出，湿地具有一定的调蓄洪水、降低洪峰的作用。
图3-12 会仙岩溶湿地主要岩溶水点及水文观测点工作布置图
图3-13 水位及临桂站降雨量曲线
3）对降雨响应时间较短。从水位变化曲线图上可以看出，一般在规模稍大或连续的降雨发生1～2天后即出现洪峰，表现为典型的山区雨源型地表河流的特点。其主要原因是径流路线较短、边缘岩溶山区蓄水能力较差（如岩溶裂隙含水介质比例低、植被覆盖、林下植被结构遭受破坏等），也反映了湿地内部的洪水调蓄容量的局限性（原有储水地形等条件受人为影响破坏，尤其是湿地地表植被的持水能力受破坏）。
4）湿地水径流输出（流量）变化受降水影响明显（图3-14至图3-16）。
图3-14 2006.11.1至2007.11.1降雨过程线
5）有一些特殊的水文现象。由于湿地内地形低洼、水力坡度小、水系网络密集并相互连通，在某些特定时间、特定的地段（湖泊），因不同方向入湖河流的流量发生此消彼长的变化时，地表水流方向也会随之发生相应改变。如在平枯水季节，来源于分水塘上游的狮子岩地下河的水流经分水塘、总陡后流向东陡，而来源于南部九图的地表水经潘家也流向东陡；但当出现大雨、暴雨后，来源于南部驾桥岭经九图的地表水、地下水暴涨，而东陡狭窄的过水断面不能迅速排泄，但其流量又比北部狮子岩地下河的流量大，因此，部分洪水涌向分水塘，并通过快速抬高分水塘的水位，在分水塘东部再次注入古桂柳运河并通过西陡向西部分流（图3-17，图3-18）。湿地内地形平缓，水力坡度小，湿地内各河流在枯水季节流量小，地表水流速缓慢，甚至抽水灌溉也会引起水流方向的改变。因此，湿地（水文、生态环境）对人类活动及自然条件（如降雨）的变化十分敏感。会仙岩溶湿地另一种特殊的水文现象是峰林平原脚洞的季节性水文变化：雨季作为地下河的排泄口，向外排泄地下水，平、枯水季节作为落水洞，地表水反向流入地下河。典型地点如西官庄福山、九头山、大路村北东路边的脚洞等，在水利工程建设中要特别关注。
图3-15 东陡流量曲线
图3-16 睦洞相思江流量曲线
图3-17 总陡的水文异常
图3-18 总陡水文异常
6）排泄不畅，水流速度缓慢，易涝。受地形和水文地质条件的影响，湿地地表水流动缓慢，下游出口（凤凰峡和良丰桥附近）狭窄，区内地表水在洪水季节排泄不畅，易造成内涝。实际上，会仙岩溶湿地是广西最典型、面积最大的岩溶内涝区之一。
地下水文变化特征
区内地下水包括孔隙地下水和岩溶地下水，它们之间相互联系，并与地表水之间相关性明显。地下水的主要水文特征表现为：地下水位高，水位变幅小，对降水反映较明显。
1）水位曲线特征：孔隙含水层地下水具有与邻近地表水同时态的多峰多谷的脉冲式曲线形态特征（图3-19）。每年9～12月水位最低；1～3月为平水期，地下水水位有所回升，并趋于稳定；3～8月进入雨季，地下水水位达到最高。如莫家民井2006年9～11月地下水水位一般保持在150.5～150.75m；2006年12月至2007年3月中旬水位略有升高但动态变化较小，为150.7～151.10m；2007年3月中旬至8月，地下水水位抬升较大且变幅较大，为150.55～151.40m，最大平均变幅达0.95m；2006年最低水位为150.55m，2007年最低水位为150.26m，均出现在每年的11月。陡门民井位于湿地中央，水文变化曲线与莫家民井水位曲线类似，但地下水位明显降低。
2）水位埋深与变幅：由于受调查、观测条件的限制，本次对地下水的调查、监测主要是选择天然水点（包括溶潭、溶井等）和民井。观测结果表明，地下水位总体埋深浅、动态变幅较小。孔隙地下水水位埋深一般为1～2 m，雨季、枯水期水位变幅最大为1.5 m，并与湿地地表水关系密切。枯水、平水季节地下水位变幅一般小于0.5 m，洪水季节地下水位变幅通常在1.0 m以内。与周边地表水比较，孔隙地下水的年度水位变化幅度明显较小。在湿地边缘，如睦洞湖下游出口处，其枯水季节地下水位甚至高于地表水，地下水补给河流；而在洪水季节则正好相反，反映了不同季节地表水、地下水相互补给的关系。与孔隙地下水不同，岩溶地下水的年度水位变化幅度较大，并且有从补给区到排泄区（湿地）水位逐步下降、水位变幅逐步减小的趋势。根据现场调查、访问和地下水位观测资料，湿地周边补给区岩溶地下水的年度水位变幅一般在2～3m，如全洞岩溶泉年水位变幅为3.00 m，位于补给区的池外民井（溶井）水位变幅为2.35 m；而湿地内及其边缘岩溶地下水的变幅一般在1.0 m以内，如陡门民井位于岩溶排泄区（湿地内部溶井），水位变幅仅0.88 m，黄毛民井水位变幅仅0.7 m左右（表3-2）。
图3-19 莫家民井、陡门民井地下水水位动态变化曲线
3）地下水水位对大气降雨的反映滞后时间较短：表现为孔隙地下水位通常在降雨后的短时间内即达到峰值。如2007年4月24日凌晨1点左右降雨58mm，10h后观测七星村民井水位上涨0.44m，由距地表0.58m上升为0.14m，水浑浊；12h后观测陡门村水井上涨0.40m，由距地表1.55m上升到1.15m。相对而言，地下水对降雨过程的反映要慢，涨幅、涨速更小。如陡门水井连续暴雨后12h内，井水位上涨40～50cm。2007年6月初，连续数天降雨，累积降雨量200～300mm，后再叠加一场50～100mm的大雨，陡门水井水位12h之内也只上涨了20cm。
表3-2 会仙岩溶湿地地下水水位年内变化统计
湿地的水动力与水文生态效应
1.湿地水文过程与水资源调蓄
会仙岩溶湿地构造上位于向斜或构造盆地中，其补给区则主要位于背斜或构造隆起的岩溶山区，属于典型的岩溶水文系统。补给区基岩裸露，大气降雨后大部分快速入渗补给地下水含水层，其中部分被岩溶含水介质或地下储水盆地截留，大部分地下水因含水介质性质（因区内碳酸盐岩岩性较纯，岩溶构造裂隙、溶蚀管道发育，开放程度高）等原因，迅速转化为地下快速径流，并在湿地边缘直接补给会仙岩溶湿地，加上降雨形成的地表径流对湿地的快速补给，造成湿地水位快速上涨和水域面积扩大。尤其是南边驾桥岭北边倾伏端，受下伏非碳酸盐岩层顶托，地下水调蓄空间小，地下水转化为地表水并补给湿地的速度较北部补给区更快。
会仙岩溶湿地构造上封闭条件好，地貌上处于孤峰、残丘平原，中部地势低洼，对地表水具有较好的调蓄作用。良丰江与相思江均属山区雨源型河流，受地形和地质构造条件的限制，接受的周边岩溶补给水不能有效地排泄，而是储蓄在湿地低洼地带，通过形成大面积积水（湖泊、池塘、沼泽）并抬高水位，通过影响水动力状态来调蓄洪水。会仙岩溶湿地雨季与枯季的水域面积变化非常大。以2007年清水江流域湿地为例，2007年6月上半月连降大雨，总降雨量高达约340mm（雁山站），尤其是6月9日、13日连续两场接近100mm的大雨，造成大面积洪水。会仙河、部塘河、太平河、清水江和睦洞河的大量地表洪水及福山地下河水汇集在四塘乡大湾附近的相思江河谷，加上下游河道排泄不畅及受洛清江洪水顶托影响，导致九头山和西官庄附近洪泛峰林平原区域水位迅速上升，在不到12h内相思江王家大桥水位上涨2m左右，水位接近海拔150.0m，水位上涨速度为0.15～0.2m/h，洪峰流量>69m3/s（测量时间为6月14日，地点王家大桥，测量时洪水已消退0.7m，但水位仍高于桥墩0.3m）。洪水回灌淹没了两岸低洼洼地（包括新开垦的西瓜地，图3-20），包括整个九头山洪泛峰林平原湿地：从王家大桥沿睦洞河至神龙桥，沿清水河至桂柳高速公路，西边到大湾王家村前，连片水域面积近12.25km2（图3-21），比枯水季节水域面积（不足2.0km2，含水库和鱼塘）扩大约6倍，形成的调节蓄洪库容达到约2500×104m3。与此类似，在同一时间段，在湿地东部边界良丰江水位涨幅为3～4m，水位上涨速度为0.25～0.35m/h，洪峰流量为63m3/s（测量时间为6月14日），洪水淹没了竹园附近的南四塘桥及公路。上述两地，洪水一般维持3～5天。洪水消退的速度较慢，如相思江（王家大桥）洪水消退的速度平均为0.01m/h，降雨停止后，在洪峰过后一般7～10天方可恢复到原有水位，有效地调节了洪峰，确保下游泄洪安全。良丰江与此类似。
图3-20 清水江洪泛
总体而言，湿地边缘外排河流洪水涨幅大，水位上升速度快，洪峰到达时间短，消水速度慢，洪水涨落过程与出口大河一致；而湿地内部地势低洼、范围宽，补给湿地的洪水量小，湿地对水文过程的调节作用更为明显，水文过程相对要平稳得多。
1）在上述同一时段内，睦洞湿地陡门（总陡、东陡）、莫家古运河的水位上涨幅度均小于1m，平均涨速0.05～0.075m/h。明显比有外源水补给的相思江（王家大桥）和良丰江（竹园村）涨幅小、涨速慢。
2）睦洞湖枯水季节的水域面积不足1km2，而洪水期湿地最大水域面积在3km2左右。
3）湿地的水资源调蓄功能有限。表现为连续3天降雨超过200mm时24h内即出现洪峰。降雨停止后，洪水一般仅维持两天左右就开始消退，一个星期左右（最长不超过15天）水面即恢复到平水期状态。
图3-21 九头山洪泛区枯水季节水域与洪水淹没区范围比较
影响湿地调蓄功能的有效发挥，导致洪水淹没面积扩大、洪峰到达时间加快、洪水涨幅加大等的主要因素有：① 岩溶地下水储水盆地容量小（枯水季节水位高）；② 人为破坏，湿地内修建的古桂柳运河和众多的引、排水渠道，减低了湿地的蓄洪能力；③ 在经济利益驱动下对湿地不合理的开发，包括围堤或开挖鱼塘、垦荒，导致生态结构破坏，包括使湿地原有的具有很强蓄水能力的湿地植被、草根层、腐殖层遭受破坏，不仅调蓄功能进一步降低，其水文循环也遭到了破坏。尤其是鱼塘堤坝高筑，不能有效地蓄洪、蓄水，是会仙湿地水文调节功能退化的主要原因。会仙现有鱼塘面积12km2（18000亩），按平均蓄洪、蓄水2.5m计算，减少约3000×104m3（相当于一个中型水库）的调蓄能力，这也是影响湿地水文特征的重要因素。
2.湿地水动力条件与固态物质（沉积物）循环
（1）流量动态变化特征
会仙岩溶湿地岩溶水流量与大气降水关系极为密切。与其他区域泉点不同，会仙湿地内岩溶泉点多出露于半覆盖、覆盖型岩溶区的沼泽、水塘内，其中很多泉点长时间被地表水域淹没，部分泉点被当地居民圈围起来作为养殖水塘补给水源（如陡门南养鸭塘中水下泉），给泉流量的调查工作造成诸多困难。本次研究只对部分泉点进行了枯水期流量测量，结果见表3-3。由表可以看到，枯季时各泉点的流量普遍较小（
表3-3 会仙岩溶湿地部分泉点河流流量统计
地下河与泉点类似，如狮子岩地下河发育于马面背斜轴部，由北向南至狮子岩一带演变为明、暗相间的伏流，伏流出入口处形成面积较大溶塘，总出口位于小象鼻山附近。该地下河流流量与大气降雨关系密切。雨季时地下河出水流量大，水位可高于洞底1.50～2.00m；而平水期、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个月。2007年6月28日测得地下河最大出水流量1500L/s，流速约1.0m/s；调查期间曾于2006年10月27日与2007年12月5日两次观测到地下河断流。
（2）水动力条件与泥沙淤积
湿地固态物质循环取决于湿地地表、地下水输出流量和运移过程中的水动力条件。受湿地地形（湿地内地形低洼、平坦，河流曲折多河滩）、湿地生态结构（湿地内挺水植物和水下沉水植被发育良好，覆盖度高等）和地下水排泄方式（以分散小岩溶泉或泉群、水下泉、面状溢流方式为主）的影响，湿地平水季节地表、地下水流速相当缓慢（一般在0.1m/s以下），如冯家东面岩溶溢流泉域沼泽水流速在0.01m/s以下。地下河则多受制于出口地形（洼地、溶潭）或地质结构（储水层阻挡），枯水季节水流量少，流速慢，并多通过土层以渗流方式在水下补给湿地，湿地内部的湖水更是处于一种半停滞状态，因此，只有雨季地表季节性河流或地下河水流流速较快，并且水动力变化具有湿地边缘流速快、向湿地中心流速逐渐变慢的特点。
进入湿地的固态物质主要为周边碳酸盐岩经风化、化学溶蚀后残余的机械组分，即残坡积粘土、亚粘土（红土、红黄土）和非碳酸盐岩夹层的碎屑物质（砂、砾石）等。水动力变化造成了湿地沉积物的明显分带性：从峰丛谷地―入湖河口―湖泊中央，水中固态物质含量逐渐减少（图3-22，湿地出口的四孔桥处可能受人为影响，偏高），并沿途分别沉积碎石-泥砂-粉砂、亚粘土-粘土、淤泥和化学沉积物（主要为碳酸钙）。湿地的水土保持和净化水质能力十分明显，尤其是睦洞河进入睦洞湖后，固形物质快速沉积，至睦洞湖中央，泥沙含量达到固形物最低值。但马面-狮子岩地下河在流出地表前，固态物质含量已经快速下降，表明存在一个具有较好过滤作用的岩溶地下孔洞-裂隙系统或地下湖泊环境。
图3-22 湿地水中固态物质（固形物）含量变化
养鸭
养鸭