-搁板
西南喀斯特流域与非喀斯特流域水文响应对比分析
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，
不仅为采用现代水文学
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，
而且为如何根据喀斯特地区
的特点恰当的运用这些方法提供了支持。
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
3320Km2
）
、地苏地下河系
（流域面积
100
4km2
）
、木美流域
（流域面积
290.52km2
）的资料，非喀斯特地区选取了巴水
流域
（流域面积
2979km2
< br>）
、
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
o<
/p>
o
2
带，
地理位
臵为东经
105
25
’
、
北纬
23
44
’
。
流域面积
290.52
km
，
其中碳酸盐岩出露面积为
2
275.66km
，
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
1100
～
1500m
。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
℃，年平均降雨量
13
00mm
。流域内
土壤以石灰土、红壤为主，水土流失较严重。
土地利用类型以灌木、疏林地、草地为主，其
他类型甚少。
<
/p>
地苏地下河系，
位于都安瑶族自治县的中西部。
< br>经纬度四限为：
东经
107
度<
/p>
29
’
18----108
度
41
’
23,
北纬
23
度
41
’
36
——
24
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
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，
< br>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，仅占年总降雨量的<
/p>
1.8
％。多年平均蒸发量为
1209<
/p>
毫米，潮湿系数大于
1
。
刁江流域位于广西桂西北地区，
行政区属南丹县、<
/p>
河池市、
宜州市、
都安县等四县
（市）
的
14
个乡镇，
地理坐标为东经
107
°
29
′
-108
°
30
′，北纬
24
°
0
2
′
-24
°
57
′，面积约
3600km2
。
该区地势西北高南东低，
地貌以岩溶峰丛谷地为主，
地形相对高差达
200-500
米。
< br>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
℃至
20.6
℃。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：
115
?
15
ˊ
—
115
?
30
ˊ
；北纬
30
?
< br>40
ˊ
—
30
< br>?
50
ˊ
，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
15.5
℃；
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
< br>天，
年均气温
11.7
℃。
夏铺河流域位于湖北省通山县，
地理坐
标为东经
114
?
30
ˊ
—
114
?
45
ˊ
，
北纬
29
?
30
ˊ
—
29
?
40
ˊ
，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
16
。
3
℃，
一月平均气
温
4
℃，
7
月
平均气温
29
℃；年平均降雨量
150
0ml
；平均霜日数
152
天
.
气候灾
害主要是暴雨引起的洪涝，常发生在<
/p>
4
—
6
月。
一、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，
将
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：
木美流域
1986
年降雨－流量图
降雨量（
mm
）
3
00
降雨
流量
流量（
< br>m3/s
）
30
250
25
200
20
150
15
100
10
50
5
0
1986-1-1
1986-3-2
1986-5-1
1986-
6-30
1986-8-29
1986-10-28
0
1986-12-27
时间
地苏
1981
年降雨－流量图
降雨
量（
mm
）
200
180
160
140
120
100
80
60
40
20
0
1981-1-1
-50
1981-12-27
50
< br>100
200
降雨
流量
流量（
m3/s
）
25
0
150
0
1981-3-2
1981-5-1
1981-6-30
1981
-8-29
1981-10-28
时间
刁江流域
1982
年降雨－流量图
降雨量（
mm
）
1
60
140
120
100
300
80
200
60
100
40
20
0
1982-1-1
0
-100
-200
1982-12-27
降雨
流量
流量（
m3/s
）<
/p>
700
600
500
400
1982-3-2
1982-5-1
1982-6-30
1982-8-29
1982-1
0-28
时间
夏铺
< br>1980
年流量－降雨图
降雨
m
m
200
180
160
140
120
100
80
60
40
20
0<
/p>
1980-1-1
-150
1980-1
2-26
50
150
350
降雨
流量
流量
m3/s<
/p>
450
250
-50
1980-3-1
1980-4-30
1980-6-29
1980-8-28
1980-10-27
时间
马家潭
1980
年流量－降雨图
降雨
mm
200
180
160
140
120
100
80
60<
/p>
40
20
0
19
80-1-1
-800
1980-12-26
< br>-300
200
700
1200
降雨
流量
流量
m3/s
1700
1980-3-1
1
980-4-30
1980-6-29
1980-8-28
1980-10-27
时间
塔儿湾
1980
年流量－降雨图
降雨
mm
200
180
160
140
120
10
0
80
60
40
20
0
1980-1-1
-200<
/p>
1980-12-26
0
100
300
降雨
流量
流量<
/p>
m3/s
400
200
< br>-100
1980-3-1
1980-4-30
1980-6-29
1980-8-28
198
0-10-27
时间
图
1
各流域流量－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
的。非喀斯
特流域对大的暴雨响应比喀斯特流域更灵敏，
暴涨暴落的程度更大，例如：
1980
年
8
月
11
日－
8
月
12
日马家潭有一次集中的大的降雨，
雨量
112.9mm
，
在
13
日中午马家潭
站的流量暴涨至
15
70m3/s
，在接下来
3
天之后流量
降至
200 m3/s
；而在流域面积相当的刁
江流域
1982
年
8
月
18
－
19
日也有一次集中降雨，雨量为
120.3mm
（
比马家潭降雨量略大）
，
8
月
20
日出现最大流量
586 m3/s
，
3
天之后流量仍有
2
46 m3/s
，经过
8
天无雨天气之
后流
量仍有
93
m3/s
。又如：
1980
年
5<
/p>
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
< br>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
流
域<
/p>
面
积
（
km2<
/p>
）
降雨－流
量
相关系数
夏铺河
351
0.134
漂水
1030
0.16805
巴水
2979
0.171525
木美
290.52
0.222485
地苏
1004
0.3178
刁江
3320
0.169035
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。
—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
线的特征可以区别出来。如图所示：
< br>
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，
由于地表土层零星分布，
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，
由于表层溶蚀裂
隙发育，
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米，
裂隙向下
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，
而在洼地或谷地
表层则以辐合汇集流进行。
最后进入
地下管道并排出流域，
即使是汇集在积水洼地底部的水
体也将在
几天左右的时间内排出流域。
积蓄在皮下裂隙层内的水体，
雨后
以垂向运动的形式
向上蒸发和极少量地沿一些不均匀垂向裂隙缓慢渗透，
因而喀斯特峰丛洼地流域以滞水作用
为主，
而蓄水作用
相对较弱。
但当场降雨量较小时，
滞水作用为主的功能就转换为
以蓄水作
用为主。而在喀斯特峰林平原、
峰林盆地等流域中，较
为平缓的凹状平原、
盆地上常常有一
定厚度的土层覆盖，
其下还发育有均匀溶蚀裂隙层，
由于上层土壤下渗水具有较强的溶蚀力
，
这种覆盖裂隙层也较为发育，
具有较大的蓄水能力，
再加上土壤层的蓄水作用，
其最大缺水
量可达<
/p>
150-200
mm
左右（
杨明德等，喀斯特流域水文地貌系统
）
，因而这种
喀斯特流域水文功能
表现为以蓄水作用为主。
流量(m3/s)
60
50
4
0
30
20
10
0
0
10
20
地苏次降雨流量过程线图
流量（m
3
/
s
）
6
0<
/p>
0
5
0
0
4
0
0
3
0
0
2
0
0
1
0
0
刁江流域洪水过程线图
30
40
5
0
60
70
80
90
0
0
1
6
3
2
时间(h)
流量（m
3
/
< br>s
）
2
5
0
0
2
0
0
0
1
5
0
0
1
0
0
0
5
0
0
0
4
8
时间（h
）
6
4
8
0
9
6
流量
（m
3
/
s
）
6
0
5
0
4
0
3<
/p>
0
2
0
1
0
0
0
1
0
漂水流域洪水过程线图
巴水流域洪水过程线图<
/p>
2
0
3
0
4
0
时间（h
）
5
0
6
0
7
0
0
8
1
6
2
4
< br>3
2
图
3
流域次降雨流量过程线
4
0
4
8
5
6
时间（h
）
6
4
7
2
8
< br>0
8
8
夏铺河、巴水、
漂水属于汉江、
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，
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
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
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
(
Kr
ikby
)
等一批水文学家合著的《山坡水文学》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。
⑴壤中径流：
当包气带上部是质地较粗、<
/p>
透水性较好的土壤层，
下面是相对弱透水层时，
< br>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，
< br>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。
⑵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
层，
因此，
降雨强度大于下层下渗能力的情况是常