喀斯特与非喀斯特流域水文响应对比分析

1、西南喀斯特流域与非喀斯特流域水文响应对比分析不仅为采用现代水文学 而且为如何根据喀斯特地区与非喀斯特流域相比， 喀斯特流域在宏观流场上表现为一个二元形态结构， 即喀斯特流 域在整体上有调控流域水文过程的地表、 地下两套地貌结构场， 并形成地表、 地下两个水系， 地表、 地下两个分水岭， 地表、 地下两个流域，在流场上这两个流域又长呈现复杂的边界不 重合关系， 但又通过水力联系构成一个密不可分的整体。 由于西南喀斯特流域地表水与地下 水交换相当频繁且相当迅速， 地表水、 地下水耦合成一个复杂的系统， 西南喀斯特流域的地 表水系并不完整， 往往是降雨产生的地表水通过天窗、 漏斗、岩溶裂隙等渠道汇入

2、地下河系， 由地下河出口排泄出流域。而在非喀斯特流域地表河系往往在水文响应过程中占主导地位， 地下水主要通过垂向上与地表河进行水量交换， 最后通过地表河排出流域。 因此西南喀斯特 流域与非喀斯特流域在水文响应上是具有可比性的， 同时二者又在许多因素的影响下不完全 一致，我们对西南喀斯特流域与非喀斯特流域在水文响应上的对比， 方法解决西南岩溶石山地区地下河系统水资源量提供基础依据， 的特点恰当的运用这些方法提供了支持。3320Km2）、地苏地下河系本次对比分析选取了西南喀斯特地区的刁江流域（流域面积（流域面积1004km2）、木美流域（流域面积290.52km2、的资料，非喀斯特地区选取了巴水

3、流域（流域面积2979km2）、漂水流域（流域面积1030km2）、夏铺河流域（流域面积351km2） 的资料。木美地下河流域位于云南省广南县东南部的八宝镇， 云贵高原向桂西溶原过渡的斜坡地 带，地理位臵为东经 105o25北纬23o44流域面积290.52km2,其中碳酸盐岩出露面积为 275.66km2,占流域总面积的94.89 %,出露地层为泥盆系三叠系的灰岩和白云岩。地貌类型主要为峰丛洼地。地势西北高，东南低，境内海拔11001500m流域地处低纬度高原季风气候区，属中亚热带高原季风气候，年平均气温16.5 C,年平均降雨量 1300mm流域内土壤以石灰土、红壤为主,水土流失较严重。土

4、地利用类型以灌木、疏林地、草地为主,其 他类型甚少。地苏地下河系, 位于都安瑶族自治县的中西部。 经纬度四限为：东经107度2918108度4123,北纬 23度413624度 34 36。地苏地下河主流长约20公里,呈北西向展布，流域面积1004km2。研究区属亚热带型气候，年平均气温变幅16度。历年极端最高温1。度是 39 度,极端最低温度是 1.4 度,年平均温度 21.4 度。年最大降雨量为 2171.8 毫米, 年最小降雨量为 1312.1 毫米， 多年平均降雨量为 1738.1 毫米。总降雨量虽大， 但年内分配 不均匀，雨量最多在六月，占年总降雨量的 21.5%，雨量最少在元月，仅

5、占年总降雨量的 1.8%。多年平均蒸发量为 1209毫米，潮湿系数大于宜州市、 都安县等四县 （市） 24 02 -24 57，面积约 地形相对高差达 200-500 米。刁江流域位于广西桂西北地区， 行政区属南丹县、 河池市、 的14个乡镇，地理坐标为东经107 29 -108 30，北纬3600km2。该区地势西北高南东低，地貌以岩溶峰丛谷地为主，山多地少，山又以岩溶石山面积多，岩溶区面积3000km2,碎屑岩山地面积仅 600km2;刁江 流域属亚热带季风气候区。流域从西北到东南，多年平均气温由18.6 C至20.6 C。多年平均降雨量各地不一样， 流域内降雨时空分布不均， 5-8 月一

6、般占年降雨量的 65%，易成涝灾。巴水流域主要位于湖北省罗田县境内，地理坐标：115015, 115030/ ;北纬30040 30050 /，流域总面积 2979km2。东北为大别山山脉，西南为大洪山山脉，地势由两侧向 中部逐渐变低，即中低山低山丘陵河谷平原。漂水流域位于湖北省随县境内，地理坐标东经 113 15 -108 30，北纬 31 40 -31 50，总面积约 1030 km2 ，属低山丘陵与河谷平原地形，地势总体较缓，该区气候属亚热带季风湿润型山地气候，夏季多偏南风，冬季多偏北风，雨量充沛，雨热同季，立体 气候特征十分显著。低山区四季分明，气候温暖，年均无霜期260天，年均气温1

7、5.5 C;高山地带冬长夏短，春、秋无明显区别，气候冷凉湿润，年均无霜期203天，年均气温11.7 C。2903。/ 16。3C, 天气候灾夏铺河流域位于湖北省通山县，地理坐标为东经114030/114045 / ,北纬46 月。29040 /，总面积351 km2,该区属亚热带湿润季风气候，四季分明，年平均气温 一月平均气温4C, 7月平均气温29C ;年平均降雨量 1500ml;平均霜日数152 害主要是暴雨引起的洪涝，常发生在、宏观水文特征对比喀斯特流域和非喀斯特流域的流量动态特征与流域面积上的降雨特征是密切相关的， 整个流域看作一个系统，输入是降雨特征，包括降雨量、降雨强度、降雨空间分

8、布等；输出 是出口端面流量过程。下图是各个流域流量-降雨图：时间木美流域1986年降雨-流量图时间地苏1981年降雨流量图降雨量（mm ）刁江流域1982年降雨-流量图降雨流量流量（m3/s ）160700时间夏铺1980年流量-降雨图降雨mmI 降雨流量I流量m3/s时间马家潭1980年流量-降雨图降雨mm流量m3/s20017001801601401201008001980-1-1Lhlklbjj kJ I. lL.1980-3-11980-4-30|山11 k iLl.1980-8-281980-10-271980-6-29时间12007002001980-12-26V6040-3002

9、0-800塔儿湾1980年流量-降雨图时间图1各流域流量一降雨图由图1可知，所选的6个流域出口断面流量过程对降雨的响应是比较灵敏的，宏观上流量对降雨的响应比较一致，表1的数据说明非喀斯特流域和喀斯特流域的流量与降雨密切相关，图中的流量都是随着大的降雨暴涨暴落，但是暴涨暴落的程度及流量过程形态是有差别暴涨暴落的程度更大，例如：1980雨量112.9mm在13日中午马家潭200 m3/s ;而在流域面积相当的刁120.3mm (比马家潭降雨量略大)，的。非喀斯特流域对大的暴雨响应比喀斯特流域更灵敏， 年8月11 日- 8月12日马家潭有一次集中的大的降雨， 站的流量暴涨至1570m3/s，在接下来

10、3天之后流量降至 江流域1982年8月18 - 19日也有一次集中降雨，雨量为8月20日出现最大流量 586 m3/s , 3天之后流量仍有 246 m3/s，经过8天无雨天气之后流 量仍有93 m3/s。又如：1980年5月24日至25日中午集中降雨 94.7 mm 25日当天由2.71 m3/s暴涨至最大流量111 m3/s ;而1986年9月6日在流域面积相当的木美流域降雨85.6 mm后，流量由14.1m3/s涨至18.8m3/s，而且持续3天流量大于18 m3/s。表1流域流量与降雨相关系数统计表流域夏铺河漂水巴水木美地苏刁江流域面积(km2)35110302979290.52100

11、43320降雨-流量 相关系数0.1340.168050.1715250.2224850.31780.169035导致差异出现的原因在于喀斯特流域与非喀斯特流域在对降水到出流过程中的水文功 能存在差异。一般来说，流域系统对输入的水体过程产生的作用通常表现为三种作用：即蓄水作用、滞水作用和导水作用。如果输入水体在系统中停留时间的较长，且系统的输出以垂向上的运动为主，或长时间地侧向输出， 则这种系统的水文功能主要表现为蓄水作用；如果输入水体在系统内停留的时间较短，且以侧向运动输出为主， 则主要表现为导水作用； 如果停留时间相对较长，但输出仍以侧向运动为主，则表现为滞水作用。三种作用通过流量过程 线

12、的特征可以区别出来。如图所示：由于地表土层零星分布，由于表层溶蚀裂隙发育，裂隙向下而在洼地或谷地 即使是汇集在积水洼地底部的水 积蓄在皮下裂隙层内的水体，雨后以垂向运动的形式 因而喀斯特峰丛洼地流域以滞水作用 滞水作用为主的功能就转换为以蓄水作 较为平缓的凹状平原、盆地上常常有一由于上层土壤下渗水具有较强的溶蚀力， 再加上土壤层的蓄水作用，其最大缺水 ），因而这种喀斯特流域水文功能图2三种水文功能流量曲线对比图木美、地苏、刁江均属于喀斯特峰丛洼地流域，在这些地区中，且厚度极薄，地貌面状结构由凸状和凹状的表层溶蚀裂隙系统组成， 入渗强度较大，降雨很快进入表层裂隙带，但又由于表层裂隙带厚度一般仅几

13、米，以尖灭状形式出现，裂隙节理面底部的渗透量和渗漏量都较小，故表层裂隙层蓄水量较小, 场降雨很容易蓄满而产生侧向的皮下水流，在石峰表层以辐射扩散流进行，表层则以辐合汇集流进行。 最后进入地下管道并排出流域， 体也将在几天左右的时间内排出流域。向上蒸发和极少量地沿一些不均匀垂向裂隙缓慢渗透， 为主，而蓄水作用相对较弱。 但当场降雨量较小时， 用为主。而在喀斯特峰林平原、峰林盆地等流域中，定厚度的土层覆盖，其下还发育有均匀溶蚀裂隙层， 这种覆盖裂隙层也较为发育，具有较大的蓄水能力， 量可达150-200 mm左右（杨明德等，喀斯特流域水文地貌系统 表现为以蓄水作用为主。夏铺河、巴水、 漂水属于汉江

14、、 长江流域中的丘陵平原区，这些地区表层有土壤层及少 量全新世松散堆积物， 下面主要是大别山岩群的片麻岩及变粒岩相对不透水层， 表层虽然具 有一定的蓄水能力， 但降雨发生时会产生临时饱和带， 随降雨的继续， 临时饱和带不断向上 发展，达到地面以后降雨就形成了饱和地面径流， 这部分流量由地表汇入河道直接快速排出 流域，而临时饱和带的水则通过壤中流侧向排泄或向下渗透补给地下水， 但是在这些流域的 径流成分中饱和地面径流占主导地位，这些流域水文功能表现为以导水作用为主。由四个流域的流量过程曲线图(如图 3)可以看出，喀斯特地区的地苏流域和刁江的流 量过程出现了明显的峰， 但不如非喀斯特流域的峰值大，

15、 历时相对较长， 在水文功能上以滞 水作用为主； 而非喀斯特流域的漂水流域和巴水流域的流量过程线出现了明显的高且尖的峰 形，历时短，出流快，在水文功能上以导水作用为主。由此可见西南喀斯特流域与非喀斯特流域在水文动态特征上有相似性， 即随降雨的发生 迅速波动。 西南喀斯特流域实际上是由地表水、 地下水耦合成的一个复杂的系统， 而在这些 地区地表水系发育不完整， 且地表水进流出现时间较短， 最终通过地下暗河排出流域， 在水 量上地下河水占据了主要位臵， 因此我们将这个复杂的系统称为 “地下河系统” 。“地下河系 统”与通常说的地下水系统的特征很不一样， 一般地下水系统和外界水量交换慢、 受降雨影

16、响不太敏感、 在水文功能上主要起蓄水作用， 而西南喀斯特流域的地下河系统更接近于地表 水系统。 由于西南地下河系统的流量变化迅速、 受降雨影响敏感等特征， 我们用传统的评价 地下水资源的方法来评价西南地下河系统时遇到了很大的困难， 很难用补给资源量和储存资 源量来严格区分。 同时， 西南地下河系统的这些特征为我们用现代水文学的方法来评价西南 喀斯特地区水资源量提供了依据。 但是西南地下河系统是地表水、 地下水耦合成的一个复杂 的系统，并不是单纯的地表水或地下水， 而是介于二者之间的特殊形式，因此，它在产流特 征及汇流特征上与非喀斯特流域有差异， 充分理解西南喀斯特地区的产流汇流特征， 清楚的

17、认识与非喀斯特流域的差异， 可以为我们如何恰当的在西南喀斯特地区利用现代水文学方法 评价水资源提供了机理上的支撑。二、产流机制及产流特征对比1、产流机制早在 1935 年，霍顿就认为降雨径流的产生受控于两个条件：降雨强度超过地面下渗能 力；包气带的土壤含水量超过田间持水量。 霍顿产流机制正确地阐明了自然界均质包气带产 流的物理条件，这就是：(1) 超渗地面径流产生的条件是降雨强度大于地面下渗能力；(2) 地下水径流产生的条件是整个包气带达到田间持水率。 然而在自然界中，由于种种原因，多数情况下包气带的岩土结构并非均质，为此， 70 年代初，柯克比 ( Krikby )等一批水文学家合著的山坡水

18、文学一书对经典的霍顿产流机制 进行了必要的补充。 书中提出了若干新的产流机制， 即壤中径流和饱和地面径流的形成机制 及回归流概念。壤中径流： 当包气带上部是质地较粗、 透水性较好的土壤层， 下面是相对弱透水层时， 两层之间就会有一个相对不透水面， 当上层达到田间持水率时， 相对不透水面具有稳定的下 渗率此后， 当降雨强度大于稳定下渗率时， 则降雨强度扣除界面下渗能力后的剩余部分将积 聚在该界面上， 形成临时的饱和带， 这种积聚在包气带中相对不透水面上的自由重力水就是 壤中径流。饱和地面径流： 在表层土壤具有很强透水性的情况下， 虽然降雨强度超过地面下渗能 力几乎不可能， 但因为下层为相对不透水

19、层， 因此， 降雨强度大于下层下渗能力的情况是常会发生的。按照前述壤中径流的形成机制，这时首先会在上、下层界面上出现临时饱和带。该临时饱和带随着降雨的继续将逐步向上发展，并有可能达到地面。 这样后续降雨就会有相当多的部分积聚在地面上，而成为一种地面径流，这就是饱和地面径流。回归流：在山坡上，由于地形坡度的起伏、转折，其产流过程与前述略有不同。这主 要是因为在降雨产流过程中，具有一定坡度的相对不透水面上形成的临时饱和带的厚度沿坡 度呈不均匀分布。在湿润地区或湿润季节，坡脚经常处于饱和含水率状态，而坡顶则处于含水量较小的状态。这样，山坡上的临时饱和带与非饱和带的交界面就会与山坡面形成相交， 该相交

20、面处势必成为一个薄弱地带，很容易被沿坡流动着的壤中径流所穿透，于是原先为壤中径流的水流，在此处就会渗出地面成为饱和地面径流。这就是回归流现象。综和起来，典型的山坡产 流过程如图所示：目前揭露出来的基本产 流机制是超渗地面径流产流 机制、地下水径流产流机制、 壤中水径流产流机制和饱和 地面径流产流机制等四种。由 于包气带结构的复杂性和降 雨特性时空变化的多样性，在 自然界中很少见到包气带只 有一种产流机制的情况。从总 径流的形成来看，次降雨一径 流关系可以归纳成两种基本 情况，其中第一种情况是次降 雨一径流关系受雨强影响，第 二种情况是次降雨-径流关 系不受雨强的影响。因此，如 着眼于影响次降雨

21、一径流关 系的因素，则自然界的产流只 有两种基本模式：(1) “蓄满”产流模式。次降雨与总径流的关系不受雨强的影响;(2) “超渗”产流模式。次降雨与总径流的关系不受雨强的影响。只是各种 因此我 降雨强度的统计，分析出不同流域2、产流特征对比对于一个流域来说，一次降雨产生的径流往往是几种基本产流机制同时存在， 成分的比重不同，而且由几种不同产流机制组成的产流特征在时间和空间是变化的。 们通过对地苏流域和漂水流域的产流系数与前期降雨量、 的主要产流机制。产流过程与表层的前期含水量及植物截留降水能力是有密切关系的，为了区分不同的前期含水量及植物截留降水能力条件，我们采用了本次降雨之前 5天的降雨量

22、作为指标。 由上表看出在漂水流域前期降雨量对于径流系数的影响是相当明显的，前期降雨量很小时径流系数很小最小仅0.0678，而当前期降雨量达到 20mn以上时，径流系数最小也接近0.3，而相近前期降雨量的条件下降雨的强度对径流系数的影响不如前期降雨量的影响那样明显。地苏地区影响径流系数的主要因素则是一次降雨的强度。漂水流域前期降雨量（5天）mm降雨强度降雨量mm径流深mm径流系数1.216.523.72.260.0955069.369.34.6970.06780.651.371.85.0690.070624.242.1151.845.210.29782723.923.97.9680.333440

23、.7121.713556.280.4169地苏流域降雨强度前期降雨量（5天）mm降雨量mm径流深mm径流系数27.43.430.81.46290.047526.713.143.12.1420.049737.41.158.54.130.070640.316.465.54.840.0739530.359.27.0220.118657.820.171.69.2450.1291原因在于，在漂水流域产流过程中“蓄满”产流模式占的比重较大，表层前期含水量的 大小是影响表层蓄水能力大小的直接原因，也就导致对产流量的影响； 而在地苏流域产流过程中“超渗”产流模式占的比重较大，降雨强度决定了是否产流及产流量大小

24、。漂水流域属于长江流域，城市面积及水泥路面较小，表层多为耕地及松散沉积物，虽然厚度不太大，但是很少有岩石直接裸露的地区，这些表层覆盖具有透水性好、空隙度大等特点，这样使得降雨很难超过表层的下渗能力而形成“超渗”产流。而且流域类植被覆盖度较大，比起喀斯特地区的少量灌木类的植被来，其截留降雨的能力要大得多，这样增加了产生径流的临界降雨量，也加深了前期降雨量对产流的影响。地苏流域处于云贵高原向广西盆地过渡的斜坡地带，地势西北高，向东南方向逐渐降低，流域内碳酸盐岩大面积连片分布，并以峰丛洼地为主要地貌类型。流域内石山区占总面积的92.4 %;土山、丘陵占6.7 %;水域面积占57.5平方公里，占总面积

25、的 0.9 %。耕地面积仅 占总面积的8.01 %。地苏流域内植被覆盖少且以矮的灌木类为主，截留降雨能力十分有限； 表层多是裸露的碳酸盐岩， 下渗能力要比土壤层小得多，当降雨发生时很容易出现降雨强度大于下渗速率而产生“超渗”产流的现象。另外，石峰坡度较大，大大降低了降雨在石峰坡 面上下渗的能力，而洼地区虽然存在着产流前的填洼作用，但是这些岩溶地区特有的洼地多通过较大裂隙与地下暗河相同，局部地区甚至有漏斗直接汇入地下暗河，这种“填洼”实际上应该属于“超渗”产流。上面分析的各流域的产流过程及特征都是从整个流域表现出来的特征来看，实际上流域内的产流机制是多样的， 径流成分也是多样的， 而且各种产流机

26、制的组合、 径流成分的组合 是随时间、空间及特定降雨条件下变化的。例如，对某特定的包气带，当雨强小时可能只生成地下水径流或壤中水径流，而对于久旱以后的大暴雨却可能只生成超渗地面径流。如果再考虑到降雨历时，则较短历时的小雨可能只生成地下径流或壤中流，而长历时小雨却可能还要生成饱和地面径流。因此我们要看见的流域系统体现出来的特征是综合了各种复杂因素而 表现出来的。综上所述，喀斯特流域与非喀斯特流域在流域产流特征上存在着一定的差异，其本质在于喀斯特流域有着特殊的地貌形态结构和含水介质结构。充分了解这些差异是我们解决西南喀斯特地区水资源量评价的基础。三、汇流特征对比1、汇流机制汇流是降落在流域上的降水

27、水滴,扣除损失后，从流域各处向流域出口断面汇集的过程。图5流域汇流过程框图通常汇流过程由坡地地面水流运动、坡地地下水流运动和河网水流运动组成。降落在河流槽面上的雨水将直接通过河网汇集到流域出口断面；降落在坡地上的雨水， 一般要从两条不同的途径汇集至流域出口断面：一条是沿着坡地地面汇人相近的河流，接着汇入更高级的河流，最后汇集至流域出口断面；另一条是下渗到坡地地面以下，在满足一定的条件后，通过土层中各种孔隙汇集至流域出口断面。图是表示一般流域汇流过程的框图。由图不仅可以看出流域汇流被划分为坡地汇流和 河网汇流两个阶段，而且还可以看出流域出口断面的洪水过程线一般由槽面降雨、坡地地面径流和坡地地下径

28、流（包括壤中水径流和地下水径流）等径流成分汇集至流域出口断面形成。2、汇流特征分析下图是巴水流域和刁江流域在次降雨量相当的条件下洪水流量过程线图。巴水流域及刁江流域流量过程线图图61、巴水流域的洪峰形状非常尖，流量由最初的138m3/s从图中可以比较明显的发现：在数小时内涨至 2340m3/s，但是大流量的洪峰历时很短；刁江流域的洪峰形状相对要平缓 得多，洪峰历时要比巴水流域的洪峰历时长。2、巴水流域峰现时间较早，约 14小时，而刁江流域约22小时。3、巴水流域退水快，在退水过程线上有明显的拐点；刁江流域退水过程 相对缓慢，而且没有明显的拐点。4、巴水流域退水过程持续时间远小于刁江流域。从径流

29、成分方面看：1、巴水流域存在一定的槽面降雨；而刁江流域属于喀斯特地区， 地表河系发育不完整，地表河面积小，槽面降雨可以忽略。槽面降雨是流量过程线中快速流 的部分，两种流域的这种差异在一定程度上导致了非喀斯特流域快速流成分增多。2、非喀斯特流域的坡面地面径流受坡度、坡面粗造程度及植被覆盖度有关系，一般比喀斯特流域的裸露岩石区的地表径流要慢，如果在同等地表径流量的情况下，喀斯特流域的快速流会多于非喀斯特流域，但是喀斯特流域的地表水径流比重小，只是在有限程度上增加了对洪水过程其中包括 喀斯特 综合以线中快速流部分的贡献。3、非喀斯特流域的地下径流成分较小，而且多是以壤中径流的形式运动，壤中径流相对地下水径流流速要快些；喀斯特地区的地下径流成分较大，表层岩溶带的径流及各种大小的裂隙水径流。由于总体上地下径流成分属于慢速流，流域与非喀斯特流域在地下径流成分上的差异会导致喀斯特流域的慢速流成分增多。 上的各种径流成分的影响