盧 麗，鄒勝章，趙 一，樊連杰，林永生，王 喆

（1.中國(guó)地質(zhì)科學(xué)院巖溶地質(zhì)研究所, 廣西 桂林 541004；2.廣西巖溶資源環(huán)境工程技術(shù)研究中心,廣西 桂林 541004；3.聯(lián)合國(guó)教科文組織國(guó)際巖溶研究中心/巖溶動(dòng)力系統(tǒng)與全球變化國(guó)際聯(lián)合研究中心, 廣西 桂林 541004；4.自然資源部/廣西壯族自治區(qū)巖溶動(dòng)力學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,廣西 桂林 541004）

我國(guó)西南巖溶區(qū)分布面積約為54×104km2[1]，是世界上最大的巖溶連片分布區(qū)。本區(qū)作為我國(guó)生態(tài)系統(tǒng)中的重要組成部分，與西南地區(qū)的社會(huì)經(jīng)濟(jì)可持續(xù)發(fā)展緊密相關(guān)[2-3]。西南巖溶地區(qū)具有特殊的地表-地下雙層結(jié)構(gòu)[4-5]，且?guī)r溶水資源分布極為不均，地表污染物極易進(jìn)入巖溶含水層而產(chǎn)生持續(xù)污染[6-7]，直接影響這一地區(qū)經(jīng)濟(jì)和社會(huì)的健康發(fā)展。巖溶水循環(huán)是本領(lǐng)域的重要研究?jī)?nèi)容之一，對(duì)保護(hù)巖溶水資源安全有著重要意義。

目前，國(guó)內(nèi)外學(xué)者采用多種方法對(duì)巖溶水循環(huán)開(kāi)展研究，包括水文學(xué)方法[8-9]、水化學(xué)方法[10]、示蹤試驗(yàn)法[11]、數(shù)值模擬法等[12-13]，主要集中在巖溶洞穴[14]、巖溶流域[15-16]、巖溶泉域[17-19]、巖溶盆地[20-21]、巖溶高原[22]等地區(qū)，重點(diǎn)刻畫(huà)了巖溶地表水與地下水的相互作用和轉(zhuǎn)化過(guò)程[23]。以往的研究主要集中在“二水”循環(huán)（地表水與地下水）或“三水”循環(huán)（降水、地表水、地下水）方面，沒(méi)有從系統(tǒng)性角度完整反映巖溶水循環(huán)過(guò)程，缺少了諸如表層巖溶帶水、土壤水等類型分析。同時(shí)，巖溶濕地作為我國(guó)西南巖溶區(qū)重要的生態(tài)系統(tǒng)，具有特殊性、復(fù)雜性和脆弱性等特點(diǎn)[24]。巖溶地下水作為巖溶濕地內(nèi)主要地下水類型，在水資源調(diào)蓄、生態(tài)環(huán)境涵養(yǎng)等方面有著重要作用。以往在巖溶濕地水循環(huán)方面多是水位動(dòng)態(tài)、水文生態(tài)效應(yīng)等簡(jiǎn)單分析[25-26]，少數(shù)研究采用數(shù)值模型分析降水、地表水、巖溶地下水之間的定量轉(zhuǎn)化規(guī)律，但受監(jiān)測(cè)手段限制，很難準(zhǔn)確給出模型所需要的參數(shù)，模擬結(jié)果存在不確定性。

本文以桂林會(huì)仙濕地獅子巖地下河系統(tǒng)為研究對(duì)象，開(kāi)展大氣降雨、地表徑流、土壤水、表層巖溶帶水、巖溶地下水的循環(huán)及其對(duì)降雨的響應(yīng)研究，探討地下河系統(tǒng)中大氣降雨、地表徑流、土壤水、表層巖溶帶水、巖溶地下水的循環(huán)特征與機(jī)制，為合理開(kāi)發(fā)利用巖溶濕地水資源以及保障水環(huán)境安全提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況及地下河系統(tǒng)水循環(huán)概念模型

1.1 研究區(qū)概況

桂林會(huì)仙濕地位于廣西桂林市臨桂區(qū)南部，地處桂江與柳江分水嶺上的低洼地帶，為一相對(duì)封閉的水文系統(tǒng)。區(qū)內(nèi)主要水體有古桂柳運(yùn)河、眭洞河、眭洞湖、分水塘等，地貌以巖溶峰林平原為主，地形較為平坦，相對(duì)高差50～100 m。該區(qū)年平均降雨量約為1 863.2 mm。濕地北部邊界和西部邊界為山區(qū)地表分水嶺，南部邊界為排泄邊界（古桂柳運(yùn)河），東部邊界為非碳酸鹽巖隔水邊界。濕地核心區(qū)內(nèi)分為2 個(gè)子系統(tǒng)，分別是睦洞河分散排泄子系統(tǒng)和馬面地下河子系統(tǒng)。

獅子巖地下河系統(tǒng)是本次開(kāi)展水循環(huán)分析的研究區(qū)（圖1），地處馬面地下河子系統(tǒng)的南部，屬于馬面背斜的南翼，出露地層為上泥盆統(tǒng)東村組（D3d）淺灰-灰白色灰?guī)r、下石炭統(tǒng)巖關(guān)階（C1y）深灰色白云巖、含燧石灰?guī)r，發(fā)育一條南北向的地下河主管道和一條北西—南東向的地下河支管道，長(zhǎng)度分別約為900，400 m。大氣降雨為研究區(qū)主要補(bǔ)給來(lái)源，補(bǔ)給區(qū)位于系統(tǒng)北部。地下水類型以裂隙溶洞水為主（富水性豐富），基巖裂隙水為輔（富水性中等）。研究區(qū)屬于全排型的地下河系統(tǒng)，即區(qū)內(nèi)北部地表水通過(guò)分水塘村北側(cè)500 m 的落水洞直接進(jìn)入地下河管道內(nèi)，全部轉(zhuǎn)化為地下水，隨后地下水受區(qū)域地形和北東—南西向構(gòu)造的控制，整體由北向南徑流，在分水塘村以地下河出口的形式排泄出地表，最終補(bǔ)給南部古桂柳運(yùn)河（圖2）。該區(qū)巖溶水位埋深較大，區(qū)內(nèi)蒸散發(fā)強(qiáng)度較小。研究區(qū)土壤層以第四系紅黏土、砂質(zhì)黏土為主，沉積物由上而下為均質(zhì)紅土、網(wǎng)紋紅土和砂礫石，層次分明，厚度1～4 m。

圖1 獅子巖地下河系統(tǒng)水文地質(zhì)略圖Fig.1 Hydrogeological outline map of the Shiziyan underground river system

圖2 基于野外調(diào)查的研究區(qū)水循環(huán)概念性剖面模式圖Fig.2 Profile showing the conceptual model of water cycle in the study area based on field investigation

1.2 地下河系統(tǒng)水循環(huán)概念模型

研究區(qū)包括大氣降雨、地表徑流、土壤水、表層巖溶帶水和巖溶地下水等類型水，這些水之間可以相互轉(zhuǎn)化，但在一定時(shí)間尺度內(nèi)，系統(tǒng)的總水量處于相對(duì)均衡狀態(tài)。

地下河系統(tǒng)水循環(huán)的具體過(guò)程為：首先在地下河系統(tǒng)內(nèi)形成大氣降雨，隨著降雨的不斷延續(xù)，土壤層水分虧缺不斷得到補(bǔ)充，土壤含水量也逐漸增大，當(dāng)土壤層達(dá)到蓄滿狀態(tài)時(shí)，超過(guò)入滲能力的部分降雨便轉(zhuǎn)化為地表徑流。當(dāng)降雨繼續(xù)延續(xù)時(shí)，表層巖溶帶逐漸達(dá)到飽水狀態(tài)，進(jìn)而出現(xiàn)了洞穴滴水情況，這期間表層巖溶帶水的來(lái)源主要包括2部分：（1）地表徑流通過(guò)連通性良好的裂隙優(yōu)先滲入；（2）土壤水以活塞入滲的方式下滲。當(dāng)表層巖溶帶達(dá)到飽水狀態(tài)時(shí)，剩余降雨繼續(xù)下滲至基巖裂隙和管道中，加上通過(guò)落水洞等直接進(jìn)入地下河管道的部分地表徑流，最終形成巖溶地下水，從地下河出口排泄到地表（圖3）。

圖3 會(huì)仙濕地獅子巖地下河系統(tǒng)水循環(huán)流程Fig.3 Water circulation process of the Shizhiyan underground river system in Huixian wetland

2 研究方法

2.1 監(jiān)測(cè)項(xiàng)目

本次主要監(jiān)測(cè)會(huì)仙濕地獅子巖地下河系統(tǒng)的大氣降雨、土壤水、表層巖溶帶水、地表徑流和巖溶地下水。其中土壤水是指20 cm 和40 cm 2 個(gè)深度的土壤含水量。表層巖溶帶水是指洞穴滴水量。地表徑流是指北部地表河流進(jìn)入落水洞之前的徑流量，巖溶地下水是指地下河出口的流量。

2.2 監(jiān)測(cè)裝置

監(jiān)測(cè)研究區(qū)大氣降雨是采用美國(guó)Onset 公司生產(chǎn)的Onset HOBO 型翻斗式雨量桶自動(dòng)記錄儀，監(jiān)測(cè)精度為0.1 mm，監(jiān)測(cè)頻率為15 min/次。監(jiān)測(cè)土壤水是采用美國(guó)Spectrum 公司生產(chǎn)的WatchDog 2 400 型土壤水分自動(dòng)監(jiān)測(cè)儀，主要監(jiān)測(cè)20 cm 和40 cm 2 個(gè)深度的土壤含水量，精度為0.1%，頻率為15 min/次。運(yùn)用自主開(kāi)發(fā)的洞穴滴水監(jiān)測(cè)裝置監(jiān)測(cè)表層巖溶帶水流（圖4），該裝置包含2 部分：收集裝置為矩形坡面收集棚，將分散的滴水導(dǎo)流到測(cè)流裝置中；測(cè)流裝置包括流量桶和三角堰。針對(duì)地表徑流和巖溶地下水，采用斷面法與堰流法聯(lián)合監(jiān)測(cè)徑流量，低水位時(shí)采用矩形堰監(jiān)測(cè)，高水位時(shí)采用斷面法監(jiān)測(cè)，監(jiān)測(cè)精度為1%，監(jiān)測(cè)頻率為5 min1 次。

圖4 洞穴滴水監(jiān)測(cè)裝置示意圖[14]Fig.4 Sketch map of the cave dripping water monitoring device

2.3 監(jiān)測(cè)時(shí)間

由于各類型水監(jiān)測(cè)裝置的安裝時(shí)間不同，導(dǎo)致各類型水的監(jiān)測(cè)時(shí)間也有一定的差異，具體見(jiàn)表1。

表1 不同類型水的監(jiān)測(cè)特征Table 1 Monitoring characteristics of different types of water

3 結(jié)果與討論

3.1 地下河系統(tǒng)水文過(guò)程分析

3.1.1 降雨與地表徑流的水文過(guò)程分析

根據(jù)降雨與地表徑流的監(jiān)測(cè)時(shí)間，選取2020年4月2日—6月28日進(jìn)行水文過(guò)程分析（圖5），監(jiān)測(cè)時(shí)間包含了從小雨至大暴雨（24 h 累積降雨量范圍為4.2～128.2 mm）共5 個(gè)等級(jí)的降雨過(guò)程，具有較好的代表性。從圖5 中可以看出，當(dāng)降雨量大于20 mm時(shí)，地表徑流與降雨有較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系，即地表徑流量呈現(xiàn)出陡升陡降的現(xiàn)象，波峰呈尖瘦形，隨著降雨的結(jié)束其峰值快速減小至零。

圖5 降雨量與地表徑流量的關(guān)系Fig.5 Relationship between rainfall and surface runoff

但并不是所有等級(jí)降雨都能產(chǎn)生地表徑流，如4月10—11日的5.6 mm、4月18—19日的9.0 mm、6月14—15日的15.8 mm 等降雨事件均未產(chǎn)生地表徑流。原因是長(zhǎng)期未降雨使得土壤含水量較低，小規(guī)模的降雨不足以使土壤層變?yōu)樾顫M狀態(tài)。比如上述小規(guī)模降雨事件使得埋深20 cm 處的土壤含水量由0.19%增至0.23%，但未達(dá)到蓄滿狀態(tài)（即土壤含水量≥0.27%），因此未產(chǎn)生地表徑流。

利用降雨量與地表徑流量進(jìn)行回歸分析，建立的回歸模型為：

式中：Y—地表徑流量/（L·s-1）；

X—降雨量/mm。

該回歸模型的相對(duì)誤差范圍為4.16%～8.35%。從回歸模型可以看出，隨著降雨量的逐漸增大，地表徑流量呈指數(shù)型快速增長(zhǎng)。根據(jù)地表徑流量的最小監(jiān)測(cè)值（0.01 L/s），利用回歸模型計(jì)算出對(duì)應(yīng)的降雨量為19.86 mm；在實(shí)際監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)中，當(dāng)降雨量為18，24 mm時(shí)，對(duì)應(yīng)的地表徑流量分別是0.00，0.029 3 L/s。由此可以判斷，產(chǎn)生地表徑流的降雨量閾值約為20 mm，即研究區(qū)內(nèi)小雨及降雨強(qiáng)度較小的中雨（即24 h 累計(jì)降雨量小于20 mm）不會(huì)產(chǎn)生地表徑流。

3.1.2 降雨與土壤水的水文過(guò)程分析

根據(jù)降雨與土壤水的監(jiān)測(cè)時(shí)間，選取2018年9月21日—2019年9月21日進(jìn)行水文過(guò)程分析，見(jiàn)圖6。20，40 cm 處土壤含水量的年內(nèi)變化趨勢(shì)基本一致，但季節(jié)性變化顯著。土壤水分明顯受降雨補(bǔ)給的影響，40 cm 處土壤含水量高于20 cm 處土壤含水量，反映出土壤層下部?jī)?chǔ)水較多，明顯高于上部表層土。這主要與土壤結(jié)構(gòu)（孔隙度）和重力、蒸發(fā)“雙向”驅(qū)動(dòng)力等因素有關(guān)。

圖6 降雨量與土壤含水量的關(guān)系Fig.6 Relationship between rainfall and soil moisture content

土壤含水量受降雨強(qiáng)度和降雨頻率的影響呈現(xiàn)不同幅度的變化，整體對(duì)降雨較為敏感。每次降雨后，土壤含水量迅速升高，然后快速降低，這階段為降雨入滲的過(guò)程，隨后轉(zhuǎn)變?yōu)檎舭l(fā)過(guò)程，土壤含水量緩慢降低，直至下一次降雨入滲時(shí)再次迅速升高。根據(jù)監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)的分析結(jié)果，當(dāng)土壤含水量大于0.23%時(shí)，會(huì)下滲補(bǔ)給巖溶水。

3.1.3 降雨與洞穴滴水的水文過(guò)程分析

根據(jù)降雨與洞穴滴水的監(jiān)測(cè)時(shí)段，選取2020年4月15日—5月30日進(jìn)行水文過(guò)程分析，見(jiàn)圖7。該時(shí)間段包含了從小雨至大暴雨共5 個(gè)等級(jí)的降雨過(guò)程，具有較好的代表性。從圖7 可以看出，洞穴滴水與降雨有較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系，變化幅度受到降雨強(qiáng)度和巖溶洞穴頂板巖土體含水狀況的影響。在降雨后表現(xiàn)出陡升陡降或陡升緩降的現(xiàn)象，波峰呈尖瘦形或圓弧形，且隨著降雨的結(jié)束峰值很快減小并趨于緩和，反映出含水介質(zhì)中裂隙、管道并存的結(jié)構(gòu)特點(diǎn)。在小雨及降雨強(qiáng)度較小的中雨事件后，一般不會(huì)出現(xiàn)洞穴滴水的情況，經(jīng)過(guò)分析產(chǎn)生洞穴滴水的降雨量閾值約為15 mm。

圖7 降雨量與洞穴滴水量的關(guān)系Fig.7 Relationship between rainfall and cave dripping water

洞穴滴水變化對(duì)降雨響應(yīng)敏感，但存在滯后情況，且與不同的等級(jí)降雨密切相關(guān)。降雨等級(jí)越高，即降雨量、降雨強(qiáng)度越大時(shí)，洞穴滴水量的滯后時(shí)間越小，即中雨（2.5 d）>大雨（1.5 d）>大暴雨（0.5 d）。利用降雨量與對(duì)應(yīng)的滯后時(shí)間進(jìn)行回歸分析，建立的回歸模型為：

式中：Y—滯后時(shí)間/h；

X—降雨量/mm。

該回歸模型的相對(duì)誤差范圍為1.35%～6.77%。從上述回歸模型可以看出，隨著降雨量的增大，洞穴滴水滯后時(shí)間呈負(fù)指數(shù)形快速減小。根據(jù)暴雨和特大暴雨等級(jí)的降雨量，利用回歸模型計(jì)算出當(dāng)暴雨和特大暴雨時(shí)，對(duì)應(yīng)的洞穴滴水滯后時(shí)間分別是1.0，0.25 d。

3.1.4 降雨與巖溶地下水的水文過(guò)程分析

根據(jù)降雨與地下河出口流量的監(jiān)測(cè)時(shí)間，選取2020年1月16日—6月28日進(jìn)行水文過(guò)程分析（圖8）。與洞穴滴水相比，巖溶地下水對(duì)降雨的響應(yīng)更加敏感，變化形態(tài)上呈現(xiàn)出陡升陡降的趨勢(shì)，原因是巖溶管道比巖溶裂隙的導(dǎo)水性更強(qiáng)，介質(zhì)更易儲(chǔ)水和釋水。同時(shí)，巖溶地下水的滯后時(shí)間比洞穴滴水的滯后時(shí)間短，其中大暴雨的滯后時(shí)間為4 h，暴雨的滯后時(shí)間為10 h，大雨的滯后時(shí)間為20 h，中雨的滯后時(shí)間為1.2 d，小雨的滯后時(shí)間為1.5 d。

圖8 降雨量與巖溶地下水量的關(guān)系Fig.8 Relationship between rainfall and karst groundwater volume

3.2 不同等級(jí)降雨條件水循環(huán)分析

3.2.1 水均衡公式

針對(duì)全排型地下河系統(tǒng)，在單次降雨過(guò)程中，水均衡公式為：

式中：P—大氣降雨量/m3；

ΔT—土壤水變化量/m3；

ΔD—地表徑流變化量/m3；

ΔK—表層巖溶帶水變化量/m3；

ΔW—巖溶地下水變化量/m3；

ΔE—蒸散發(fā)量變化量/m3。

雖然地下河出口處的下伏地層仍為上泥盆統(tǒng)東村組（D3d）灰?guī)r，且管道下存在沿溶蝕裂隙的垂向徑流現(xiàn)象，但巖溶地下水主要以管道水的形式排泄，管道下的垂向流動(dòng)水量整體較小，因此在水均衡式中不考慮該項(xiàng)水量。此外，表層巖溶帶水主要通過(guò)溶蝕裂隙向下徑流，而洞穴滴水作為表層巖溶水的主要排泄形式，用監(jiān)測(cè)洞穴滴水量代替表層巖溶水量是合適的。

3.2.2 水循環(huán)量計(jì)算

由于大氣降雨、地表徑流、土壤水、表層巖溶帶水和巖溶地下水的監(jiān)測(cè)時(shí)間不同，為了便于水循環(huán)量計(jì)算，選擇了2020年4月15日—5月30日作為計(jì)算時(shí)間，計(jì)算結(jié)果見(jiàn)表2。需要說(shuō)明的是大氣降雨、地表徑流、表層巖溶帶水和巖溶地下水（地下河出口流量）的變化量是根據(jù)野外自動(dòng)化監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)計(jì)算得出的，土壤水的變化量是根據(jù)水均衡公式計(jì)算出來(lái)的，地表徑流量、土壤水、表層巖溶水和巖溶地下水的變化量比例是指在單次降雨過(guò)程中，各類型水的變化量與大氣降雨量的比值。

表2 不同降雨等級(jí)下各類型水變化量比例的計(jì)算結(jié)果Table 2 Calculation results of water circulation under different levels of rainfall

從表2 中可以看出，在小雨等級(jí)的降雨中，由于土壤層與表層巖溶帶的水分虧缺，使得大部分降雨轉(zhuǎn)化為土壤水變化量，比例約為67.85%～87.47%；巖溶地下水變化量占比次之，且隨著降雨強(qiáng)度的小幅增大，其比例也逐漸升高，其余2 種水的變化量占比為零。在中雨等級(jí)的降雨中，首次出現(xiàn)了表層巖溶水變化量，但比例較低；土壤水變化量與巖溶地下水變化量的占比較為相近，地表徑流變化量占比為零。在大雨及大暴雨等級(jí)的降雨中，地表徑流、土壤水、表層巖溶帶水和巖溶地下水均有變化量，巖溶地下水變化量占主導(dǎo)地位，比例均大于50%，表層巖溶水變化量比例次之，地表徑流變化量比例最小。

3.2.3 調(diào)蓄系數(shù)計(jì)算

陳植華等[27]、鄒勝章等[28]、羅明明等[29]曾對(duì)表層巖溶泉和巖溶流域進(jìn)行水資源調(diào)蓄系數(shù)計(jì)算，地下河系統(tǒng)的調(diào)蓄系數(shù)計(jì)算公式為：

式中：I—調(diào)蓄系數(shù)；

Q調(diào)蓄—地下河系統(tǒng)水資源調(diào)蓄量/m3；

P—大氣降雨量/m3。

根據(jù)全排型地下河系統(tǒng)的水均衡公式，在單次降雨過(guò)程中Q調(diào)蓄=P- ΔD- ΔW。因此，地下河系統(tǒng)的調(diào)蓄系數(shù)計(jì)算公式變化如下：

式中：ΔD—地表徑流變化量/m3。

利用式（5）和監(jiān)測(cè)時(shí)段內(nèi)大氣降雨、地表徑流和巖溶地下水的變化量，計(jì)算不同等級(jí)降雨下獅子巖地下河系統(tǒng)的調(diào)蓄系數(shù)，見(jiàn)表3。

表3 研究區(qū)與其他巖溶地區(qū)的調(diào)蓄系數(shù)計(jì)算結(jié)果Table 3 Calculation results of regulation and storage coefficient between the study area and other karst areas

從表3 可以看出，隨著降雨量的增大，調(diào)蓄系數(shù)呈逐漸減小的趨勢(shì)，從小雨到大暴雨，調(diào)蓄系數(shù)整體減少約59.21%。產(chǎn)生原因是降雨量逐漸增大時(shí)，土壤層變?yōu)樾顫M狀態(tài)，出現(xiàn)了地表徑流且流量開(kāi)始增加，同時(shí)地下河出口的排泄量也增大，導(dǎo)致地下河系統(tǒng)內(nèi)蓄水量的比例逐漸減小。與其他巖溶地區(qū)的調(diào)蓄系數(shù)相比，研究區(qū)的調(diào)蓄系數(shù)平均值約為0.53，明顯高于湖南洛塔趙家灣表層巖溶系統(tǒng)、香溪河流域、清江流域和Meramec 河流域。其原因?yàn)椋海?）區(qū)內(nèi)仍分布有濕地原生的蘆葦和苔草等沼生植物，具有較強(qiáng)的持水能力和蓄水能力；（2）區(qū)內(nèi)地表普遍覆蓋有第四系紅黏土、砂質(zhì)黏土，厚度1～4 m，對(duì)巖溶裂隙、孔洞起到了很好的充填堵塞作用，一定程度上抑制了地下水滲漏，使得研究區(qū)具有良好的保水和儲(chǔ)水能力。

4 結(jié)論

（1）研究區(qū)內(nèi)地表徑流和表層巖溶帶水與大氣降雨均有較好的對(duì)應(yīng)關(guān)系，且隨著降雨量的增大，水量呈指數(shù)形快速增長(zhǎng)，但二者均存在產(chǎn)生的降雨量閾值，分別為20，15 mm。表層巖溶帶水存在明顯的滯后性，但隨著降雨等級(jí)越高滯后性越小，即中雨（2.5 d）>大雨（1.5 d）>暴雨（1.0 d）>大暴雨（0.5 d）>特大暴雨（0.25 d）。土壤含水量受降雨強(qiáng)度和頻率的影響呈現(xiàn)不同幅度變化，且深部土壤含水量明顯高于表層土壤。相比表層巖溶帶水，巖溶地下水量對(duì)降雨的響應(yīng)更加敏感，原因是兩者具有不同的補(bǔ)給途徑和補(bǔ)給方式。

（2）不同等級(jí)降雨下各類水的變化量比例有較大差異，在小雨等級(jí)中土壤水變化量的比例最大，約為75.87%；在中雨等級(jí)中土壤水變化量和巖溶地下水變化量的比例最大，比例分別為43.38%、44.12%，二者相差較小，且表層巖溶水變化量首次出現(xiàn)；在大雨和大暴雨等級(jí)中，區(qū)內(nèi)巖溶地下水變化量的比例較大，平均值約為66.48%，地表徑流變化量首次出現(xiàn)但比例較小，僅為2.10%。

（3）隨著降雨量的增大，調(diào)蓄系數(shù)呈逐漸減小的趨勢(shì)，從小雨到大暴雨，調(diào)蓄系數(shù)整體減少約59.21%。研究區(qū)調(diào)蓄系數(shù)平均值約為0.53，明顯高于湖南洛塔趙家灣表層巖溶系統(tǒng)、香溪河流域、清江流域和Meramec 河流域，表明了地下河系統(tǒng)比其他巖溶地區(qū)的調(diào)蓄能力更強(qiáng)。

（4）桂林會(huì)仙濕地獅子巖地下河系統(tǒng)水循環(huán)的具體過(guò)程為大氣降雨補(bǔ)充土壤層內(nèi)水分虧缺，部分降雨轉(zhuǎn)化為地表徑流，剩余降雨入滲使表層巖溶帶水逐漸飽和，最后下滲至裂隙和管道中，加上部分地表徑流，形成巖溶地下水。

巖溶水系統(tǒng)的主要特征包括含水介質(zhì)的多重性、地下水分布的非均質(zhì)性和水流的多項(xiàng)性，使得水循環(huán)轉(zhuǎn)化頻繁且難監(jiān)測(cè)，在水循環(huán)量計(jì)算時(shí)會(huì)存在重復(fù)計(jì)算的問(wèn)題。另外，巖溶水系統(tǒng)上覆土壤的最大特點(diǎn)是分布不均勻性極強(qiáng)，對(duì)土壤水分監(jiān)測(cè)工作也有較大影響。因此，未來(lái)開(kāi)展巖溶水系統(tǒng)水循環(huán)研究時(shí)，應(yīng)結(jié)合巖溶水系統(tǒng)的特點(diǎn)，采用新方法與新技術(shù)有針對(duì)性地加強(qiáng)水循環(huán)轉(zhuǎn)換監(jiān)測(cè)、計(jì)算模擬和綜合分析等工作，更加準(zhǔn)確地分析巖溶水系統(tǒng)水循環(huán)規(guī)律。