喀斯特與非喀斯特流域水文響應(yīng)對(duì)比分析

1、西南喀斯特流域與非喀斯特流域水文響應(yīng)對(duì)比分析不僅為采用現(xiàn)代水文學(xué) 而且為如何根據(jù)喀斯特地區(qū)與非喀斯特流域相比， 喀斯特流域在宏觀流場上表現(xiàn)為一個(gè)二元形態(tài)結(jié)構(gòu)， 即喀斯特流 域在整體上有調(diào)控流域水文過程的地表、 地下兩套地貌結(jié)構(gòu)場， 并形成地表、 地下兩個(gè)水系， 地表、 地下兩個(gè)分水嶺， 地表、 地下兩個(gè)流域，在流場上這兩個(gè)流域又長呈現(xiàn)復(fù)雜的邊界不 重合關(guān)系， 但又通過水力聯(lián)系構(gòu)成一個(gè)密不可分的整體。 由于西南喀斯特流域地表水與地下 水交換相當(dāng)頻繁且相當(dāng)迅速， 地表水、 地下水耦合成一個(gè)復(fù)雜的系統(tǒng)， 西南喀斯特流域的地 表水系并不完整， 往往是降雨產(chǎn)生的地表水通過天窗、 漏斗、巖溶裂隙等渠道匯入

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響應(yīng)過程中占主導(dǎo)地位， 地下水主要通過垂向上與地表河進(jìn)行水量交換， 最后通過地表河排出流域。 因此西南喀斯特 流域與非喀斯特流域在水文響應(yīng)上是具有可比性的， 同時(shí)二者又在許多因素的影響下不完全 一致，我們對(duì)西南喀斯特流域與非喀斯特流域在水文響應(yīng)上的對(duì)比， 方法解決西南巖溶石山地區(qū)地下河系統(tǒng)水資源量提供基礎(chǔ)依據(jù)， 的特點(diǎn)恰當(dāng)?shù)倪\(yùn)用這些方法提供了支持。3320Km2）、地蘇地下河系本次對(duì)比分析選取了西南喀斯特地區(qū)的刁江流域（流域面積（流域面積1004km2）、木美流域（流域面積290.52km2、的資料，非喀斯特地區(qū)選取了巴水

3、流域（流域面積2979km2）、漂水流域（流域面積1030km2）、夏鋪河流域（流域面積351km2） 的資料。木美地下河流域位于云南省廣南縣東南部的八寶鎮(zhèn)， 云貴高原向桂西溶原過渡的斜坡地 帶，地理位臵為東經(jīng) 105o25北緯23o44流域面積290.52km2,其中碳酸鹽巖出露面積為 275.66km2,占流域總面積的94.89 %,出露地層為泥盆系三疊系的灰?guī)r和白云巖。地貌類型主要為峰叢洼地。地勢西北高，東南低，境內(nèi)海拔11001500m流域地處低緯度高原季風(fēng)氣候區(qū)，屬中亞熱帶高原季風(fēng)氣候，年平均氣溫16.5 C,年平均降雨量 1300mm流域內(nèi)土壤以石灰土、紅壤為主,水土流失較嚴(yán)重。土

4、地利用類型以灌木、疏林地、草地為主,其 他類型甚少。地蘇地下河系, 位于都安瑤族自治縣的中西部。 經(jīng)緯度四限為：東經(jīng)107度2918108度4123,北緯 23度413624度 34 36。地蘇地下河主流長約20公里,呈北西向展布，流域面積1004km2。研究區(qū)屬亞熱帶型氣候，年平均氣溫變幅16度。歷年極端最高溫1。度是 39 度,極端最低溫度是 1.4 度,年平均溫度 21.4 度。年最大降雨量為 2171.8 毫米, 年最小降雨量為 1312.1 毫米， 多年平均降雨量為 1738.1 毫米?？偨涤炅侩m大， 但年內(nèi)分配 不均勻，雨量最多在六月，占年總降雨量的 21.5%，雨量最少在元月，僅

5、占年總降雨量的 1.8%。多年平均蒸發(fā)量為 1209毫米，潮濕系數(shù)大于宜州市、 都安縣等四縣 （市） 24 02 -24 57，面積約 地形相對(duì)高差達(dá) 200-500 米。刁江流域位于廣西桂西北地區(qū)， 行政區(qū)屬南丹縣、 河池市、 的14個(gè)鄉(xiāng)鎮(zhèn)，地理坐標(biāo)為東經(jīng)107 29 -108 30，北緯3600km2。該區(qū)地勢西北高南東低，地貌以巖溶峰叢谷地為主，山多地少，山又以巖溶石山面積多，巖溶區(qū)面積3000km2,碎屑巖山地面積僅 600km2;刁江 流域?qū)賮啛釒Ъ撅L(fēng)氣候區(qū)。流域從西北到東南，多年平均氣溫由18.6 C至20.6 C。多年平均降雨量各地不一樣， 流域內(nèi)降雨時(shí)空分布不均， 5-8 月一

6、般占年降雨量的 65%，易成澇災(zāi)。巴水流域主要位于湖北省羅田縣境內(nèi)，地理坐標(biāo)：115015, 115030/ ;北緯30040 30050 /，流域總面積 2979km2。東北為大別山山脈，西南為大洪山山脈，地勢由兩側(cè)向 中部逐漸變低，即中低山低山丘陵河谷平原。漂水流域位于湖北省隨縣境內(nèi)，地理坐標(biāo)東經(jīng) 113 15 -108 30，北緯 31 40 -31 50，總面積約 1030 km2 ，屬低山丘陵與河谷平原地形，地勢總體較緩，該區(qū)氣候?qū)賮啛釒Ъ撅L(fēng)濕潤型山地氣候，夏季多偏南風(fēng)，冬季多偏北風(fēng)，雨量充沛，雨熱同季，立體 氣候特征十分顯著。低山區(qū)四季分明，氣候溫暖，年均無霜期260天，年均氣溫1

7、5.5 C;高山地帶冬長夏短，春、秋無明顯區(qū)別，氣候冷涼濕潤，年均無霜期203天，年均氣溫11.7 C。2903。/ 16。3C, 天氣候?yàn)?zāi)夏鋪河流域位于湖北省通山縣，地理坐標(biāo)為東經(jīng)114030/114045 / ,北緯46 月。29040 /，總面積351 km2,該區(qū)屬亞熱帶濕潤季風(fēng)氣候，四季分明，年平均氣溫 一月平均氣溫4C, 7月平均氣溫29C ;年平均降雨量 1500ml;平均霜日數(shù)152 害主要是暴雨引起的洪澇，常發(fā)生在、宏觀水文特征對(duì)比喀斯特流域和非喀斯特流域的流量動(dòng)態(tài)特征與流域面積上的降雨特征是密切相關(guān)的， 整個(gè)流域看作一個(gè)系統(tǒng)，輸入是降雨特征，包括降雨量、降雨強(qiáng)度、降雨空間分

8、布等；輸出 是出口端面流量過程。下圖是各個(gè)流域流量-降雨圖：時(shí)間木美流域1986年降雨-流量圖時(shí)間地蘇1981年降雨流量圖降雨量（mm ）刁江流域1982年降雨-流量圖降雨流量流量（m3/s ）160700時(shí)間夏鋪1980年流量-降雨圖降雨mmI 降雨流量I流量m3/s時(shí)間馬家潭1980年流量-降雨圖降雨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時(shí)間12007002001980-12-26V6040-3002

9、0-800塔兒灣1980年流量-降雨圖時(shí)間圖1各流域流量一降雨圖由圖1可知，所選的6個(gè)流域出口斷面流量過程對(duì)降雨的響應(yīng)是比較靈敏的，宏觀上流量對(duì)降雨的響應(yīng)比較一致，表1的數(shù)據(jù)說明非喀斯特流域和喀斯特流域的流量與降雨密切相關(guān)，圖中的流量都是隨著大的降雨暴漲暴落，但是暴漲暴落的程度及流量過程形態(tài)是有差別暴漲暴落的程度更大，例如：1980雨量112.9mm在13日中午馬家潭200 m3/s ;而在流域面積相當(dāng)?shù)牡?20.3mm (比馬家潭降雨量略大)，的。非喀斯特流域?qū)Υ蟮谋┯觏憫?yīng)比喀斯特流域更靈敏， 年8月11 日- 8月12日馬家潭有一次集中的大的降雨， 站的流量暴漲至1570m3/s，在接下來

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，雨量為8月20日出現(xiàn)最大流量 586 m3/s , 3天之后流量仍有 246 m3/s，經(jīng)過8天無雨天氣之后流 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日當(dāng)天由2.71 m3/s暴漲至最大流量111 m3/s ;而1986年9月6日在流域面積相當(dāng)?shù)哪久懒饔蚪涤?5.6 mm后，流量由14.1m3/s漲至18.8m3/s，而且持續(xù)3天流量大于18 m3/s。表1流域流量與降雨相關(guān)系數(shù)統(tǒng)計(jì)表流域夏鋪河漂水巴水木美地蘇刁江流域面積(km2)35110302979290.52100

11、43320降雨-流量 相關(guān)系數(shù)0.1340.168050.1715250.2224850.31780.169035導(dǎo)致差異出現(xiàn)的原因在于喀斯特流域與非喀斯特流域在對(duì)降水到出流過程中的水文功 能存在差異。一般來說，流域系統(tǒng)對(duì)輸入的水體過程產(chǎn)生的作用通常表現(xiàn)為三種作用：即蓄水作用、滯水作用和導(dǎo)水作用。如果輸入水體在系統(tǒng)中停留時(shí)間的較長，且系統(tǒng)的輸出以垂向上的運(yùn)動(dòng)為主，或長時(shí)間地側(cè)向輸出， 則這種系統(tǒng)的水文功能主要表現(xiàn)為蓄水作用；如果輸入水體在系統(tǒng)內(nèi)停留的時(shí)間較短，且以側(cè)向運(yùn)動(dòng)輸出為主， 則主要表現(xiàn)為導(dǎo)水作用； 如果停留時(shí)間相對(duì)較長，但輸出仍以側(cè)向運(yùn)動(dòng)為主，則表現(xiàn)為滯水作用。三種作用通過流量過程 線

12、的特征可以區(qū)別出來。如圖所示：由于地表土層零星分布，由于表層溶蝕裂隙發(fā)育，裂隙向下而在洼地或谷地 即使是匯集在積水洼地底部的水 積蓄在皮下裂隙層內(nèi)的水體，雨后以垂向運(yùn)動(dòng)的形式 因而喀斯特峰叢洼地流域以滯水作用 滯水作用為主的功能就轉(zhuǎn)換為以蓄水作 較為平緩的凹狀平原、盆地上常常有一由于上層土壤下滲水具有較強(qiáng)的溶蝕力， 再加上土壤層的蓄水作用，其最大缺水 ），因而這種喀斯特流域水文功能圖2三種水文功能流量曲線對(duì)比圖木美、地蘇、刁江均屬于喀斯特峰叢洼地流域，在這些地區(qū)中，且厚度極薄，地貌面狀結(jié)構(gòu)由凸?fàn)詈桶紶畹谋韺尤芪g裂隙系統(tǒng)組成， 入滲強(qiáng)度較大，降雨很快進(jìn)入表層裂隙帶，但又由于表層裂隙帶厚度一般僅幾

13、米，以尖滅狀形式出現(xiàn)，裂隙節(jié)理面底部的滲透量和滲漏量都較小，故表層裂隙層蓄水量較小, 場降雨很容易蓄滿而產(chǎn)生側(cè)向的皮下水流，在石峰表層以輻射擴(kuò)散流進(jìn)行，表層則以輻合匯集流進(jìn)行。 最后進(jìn)入地下管道并排出流域， 體也將在幾天左右的時(shí)間內(nèi)排出流域。向上蒸發(fā)和極少量地沿一些不均勻垂向裂隙緩慢滲透， 為主，而蓄水作用相對(duì)較弱。 但當(dāng)場降雨量較小時(shí)， 用為主。而在喀斯特峰林平原、峰林盆地等流域中，定厚度的土層覆蓋，其下還發(fā)育有均勻溶蝕裂隙層， 這種覆蓋裂隙層也較為發(fā)育，具有較大的蓄水能力， 量可達(dá)150-200 mm左右（楊明德等，喀斯特流域水文地貌系統(tǒng) 表現(xiàn)為以蓄水作用為主。夏鋪河、巴水、 漂水屬于漢江

14、、 長江流域中的丘陵平原區(qū)，這些地區(qū)表層有土壤層及少 量全新世松散堆積物， 下面主要是大別山巖群的片麻巖及變粒巖相對(duì)不透水層， 表層雖然具 有一定的蓄水能力， 但降雨發(fā)生時(shí)會(huì)產(chǎn)生臨時(shí)飽和帶， 隨降雨的繼續(xù)， 臨時(shí)飽和帶不斷向上 發(fā)展，達(dá)到地面以后降雨就形成了飽和地面徑流， 這部分流量由地表匯入河道直接快速排出 流域，而臨時(shí)飽和帶的水則通過壤中流側(cè)向排泄或向下滲透補(bǔ)給地下水， 但是在這些流域的 徑流成分中飽和地面徑流占主導(dǎo)地位，這些流域水文功能表現(xiàn)為以導(dǎo)水作用為主。由四個(gè)流域的流量過程曲線圖(如圖 3)可以看出，喀斯特地區(qū)的地蘇流域和刁江的流 量過程出現(xiàn)了明顯的峰， 但不如非喀斯特流域的峰值大，

15、 歷時(shí)相對(duì)較長， 在水文功能上以滯 水作用為主； 而非喀斯特流域的漂水流域和巴水流域的流量過程線出現(xiàn)了明顯的高且尖的峰 形，歷時(shí)短，出流快，在水文功能上以導(dǎo)水作用為主。由此可見西南喀斯特流域與非喀斯特流域在水文動(dòng)態(tài)特征上有相似性， 即隨降雨的發(fā)生 迅速波動(dòng)。 西南喀斯特流域?qū)嶋H上是由地表水、 地下水耦合成的一個(gè)復(fù)雜的系統(tǒng)， 而在這些 地區(qū)地表水系發(fā)育不完整， 且地表水進(jìn)流出現(xiàn)時(shí)間較短， 最終通過地下暗河排出流域， 在水 量上地下河水占據(jù)了主要位臵， 因此我們將這個(gè)復(fù)雜的系統(tǒng)稱為 “地下河系統(tǒng)” 。“地下河系 統(tǒng)”與通常說的地下水系統(tǒng)的特征很不一樣， 一般地下水系統(tǒng)和外界水量交換慢、 受降雨影

16、響不太敏感、 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統(tǒng)更接近于地表 水系統(tǒng)。 由于西南地下河系統(tǒng)的流量變化迅速、 受降雨影響敏感等特征， 我們用傳統(tǒng)的評(píng)價(jià) 地下水資源的方法來評(píng)價(jià)西南地下河系統(tǒng)時(shí)遇到了很大的困難， 很難用補(bǔ)給資源量和儲(chǔ)存資 源量來嚴(yán)格區(qū)分。 同時(shí)， 西南地下河系統(tǒng)的這些特征為我們用現(xiàn)代水文學(xué)的方法來評(píng)價(jià)西南 喀斯特地區(qū)水資源量提供了依據(jù)。 但是西南地下河系統(tǒng)是地表水、 地下水耦合成的一個(gè)復(fù)雜 的系統(tǒng)，并不是單純的地表水或地下水， 而是介于二者之間的特殊形式，因此，它在產(chǎn)流特 征及匯流特征上與非喀斯特流域有差異， 充分理解西南喀斯特地區(qū)的產(chǎn)流匯流特征， 清楚的

17、認(rèn)識(shí)與非喀斯特流域的差異， 可以為我們?nèi)绾吻‘?dāng)?shù)脑谖髂峡λ固氐貐^(qū)利用現(xiàn)代水文學(xué)方法 評(píng)價(jià)水資源提供了機(jī)理上的支撐。二、產(chǎn)流機(jī)制及產(chǎn)流特征對(duì)比1、產(chǎn)流機(jī)制早在 1935 年，霍頓就認(rèn)為降雨徑流的產(chǎn)生受控于兩個(gè)條件：降雨強(qiáng)度超過地面下滲能 力；包氣帶的土壤含水量超過田間持水量。 霍頓產(chǎn)流機(jī)制正確地闡明了自然界均質(zhì)包氣帶產(chǎn) 流的物理?xiàng)l件，這就是：(1) 超滲地面徑流產(chǎn)生的條件是降雨強(qiáng)度大于地面下滲能力；(2) 地下水徑流產(chǎn)生的條件是整個(gè)包氣帶達(dá)到田間持水率。 然而在自然界中，由于種種原因，多數(shù)情況下包氣帶的巖土結(jié)構(gòu)并非均質(zhì)，為此， 70 年代初，柯克比 ( Krikby )等一批水文學(xué)家合著的山坡水

18、文學(xué)一書對(duì)經(jīng)典的霍頓產(chǎn)流機(jī)制 進(jìn)行了必要的補(bǔ)充。 書中提出了若干新的產(chǎn)流機(jī)制， 即壤中徑流和飽和地面徑流的形成機(jī)制 及回歸流概念。壤中徑流： 當(dāng)包氣帶上部是質(zhì)地較粗、 透水性較好的土壤層， 下面是相對(duì)弱透水層時(shí)， 兩層之間就會(huì)有一個(gè)相對(duì)不透水面， 當(dāng)上層達(dá)到田間持水率時(shí)， 相對(duì)不透水面具有穩(wěn)定的下 滲率此后， 當(dāng)降雨強(qiáng)度大于穩(wěn)定下滲率時(shí)， 則降雨強(qiáng)度扣除界面下滲能力后的剩余部分將積 聚在該界面上， 形成臨時(shí)的飽和帶， 這種積聚在包氣帶中相對(duì)不透水面上的自由重力水就是 壤中徑流。飽和地面徑流： 在表層土壤具有很強(qiáng)透水性的情況下， 雖然降雨強(qiáng)度超過地面下滲能 力幾乎不可能， 但因?yàn)橄聦訛橄鄬?duì)不透水

19、層， 因此， 降雨強(qiáng)度大于下層下滲能力的情況是常會(huì)發(fā)生的。按照前述壤中徑流的形成機(jī)制，這時(shí)首先會(huì)在上、下層界面上出現(xiàn)臨時(shí)飽和帶。該臨時(shí)飽和帶隨著降雨的繼續(xù)將逐步向上發(fā)展，并有可能達(dá)到地面。 這樣后續(xù)降雨就會(huì)有相當(dāng)多的部分積聚在地面上，而成為一種地面徑流，這就是飽和地面徑流?；貧w流：在山坡上，由于地形坡度的起伏、轉(zhuǎn)折，其產(chǎn)流過程與前述略有不同。這主 要是因?yàn)樵诮涤戤a(chǎn)流過程中，具有一定坡度的相對(duì)不透水面上形成的臨時(shí)飽和帶的厚度沿坡 度呈不均勻分布。在濕潤地區(qū)或濕潤季節(jié)，坡腳經(jīng)常處于飽和含水率狀態(tài)，而坡頂則處于含水量較小的狀態(tài)。這樣，山坡上的臨時(shí)飽和帶與非飽和帶的交界面就會(huì)與山坡面形成相交， 該相交

20、面處勢必成為一個(gè)薄弱地帶，很容易被沿坡流動(dòng)著的壤中徑流所穿透，于是原先為壤中徑流的水流，在此處就會(huì)滲出地面成為飽和地面徑流。這就是回歸流現(xiàn)象。綜和起來，典型的山坡產(chǎn) 流過程如圖所示：目前揭露出來的基本產(chǎn) 流機(jī)制是超滲地面徑流產(chǎn)流 機(jī)制、地下水徑流產(chǎn)流機(jī)制、 壤中水徑流產(chǎn)流機(jī)制和飽和 地面徑流產(chǎn)流機(jī)制等四種。由 于包氣帶結(jié)構(gòu)的復(fù)雜性和降 雨特性時(shí)空變化的多樣性，在 自然界中很少見到包氣帶只 有一種產(chǎn)流機(jī)制的情況。從總 徑流的形成來看，次降雨一徑 流關(guān)系可以歸納成兩種基本 情況，其中第一種情況是次降 雨一徑流關(guān)系受雨強(qiáng)影響，第 二種情況是次降雨-徑流關(guān) 系不受雨強(qiáng)的影響。因此，如 著眼于影響次降雨

21、一徑流關(guān) 系的因素，則自然界的產(chǎn)流只 有兩種基本模式：(1) “蓄滿”產(chǎn)流模式。次降雨與總徑流的關(guān)系不受雨強(qiáng)的影響;(2) “超滲”產(chǎn)流模式。次降雨與總徑流的關(guān)系不受雨強(qiáng)的影響。只是各種 因此我 降雨強(qiáng)度的統(tǒng)計(jì)，分析出不同流域2、產(chǎn)流特征對(duì)比對(duì)于一個(gè)流域來說，一次降雨產(chǎn)生的徑流往往是幾種基本產(chǎn)流機(jī)制同時(shí)存在， 成分的比重不同，而且由幾種不同產(chǎn)流機(jī)制組成的產(chǎn)流特征在時(shí)間和空間是變化的。 們通過對(duì)地蘇流域和漂水流域的產(chǎn)流系數(shù)與前期降雨量、 的主要產(chǎn)流機(jī)制。產(chǎn)流過程與表層的前期含水量及植物截留降水能力是有密切關(guān)系的，為了區(qū)分不同的前期含水量及植物截留降水能力條件，我們采用了本次降雨之前 5天的降雨量

22、作為指標(biāo)。 由上表看出在漂水流域前期降雨量對(duì)于徑流系數(shù)的影響是相當(dāng)明顯的，前期降雨量很小時(shí)徑流系數(shù)很小最小僅0.0678，而當(dāng)前期降雨量達(dá)到 20mn以上時(shí)，徑流系數(shù)最小也接近0.3，而相近前期降雨量的條件下降雨的強(qiáng)度對(duì)徑流系數(shù)的影響不如前期降雨量的影響那樣明顯。地蘇地區(qū)影響徑流系數(shù)的主要因素則是一次降雨的強(qiáng)度。漂水流域前期降雨量（5天）mm降雨強(qiáng)度降雨量mm徑流深mm徑流系數(shù)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地蘇流域降雨強(qiáng)度前期降雨量（5天）mm降雨量mm徑流深mm徑流系數(shù)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，在漂水流域產(chǎn)流過程中“蓄滿”產(chǎn)流模式占的比重較大，表層前期含水量的 大小是影響表層蓄水能力大小的直接原因，也就導(dǎo)致對(duì)產(chǎn)流量的影響； 而在地蘇流域產(chǎn)流過程中“超滲”產(chǎn)流模式占的比重較大，降雨強(qiáng)度決定了是否產(chǎn)流及產(chǎn)流量大小

24、。漂水流域?qū)儆陂L江流域，城市面積及水泥路面較小，表層多為耕地及松散沉積物，雖然厚度不太大，但是很少有巖石直接裸露的地區(qū)，這些表層覆蓋具有透水性好、空隙度大等特點(diǎn)，這樣使得降雨很難超過表層的下滲能力而形成“超滲”產(chǎn)流。而且流域類植被覆蓋度較大，比起喀斯特地區(qū)的少量灌木類的植被來，其截留降雨的能力要大得多，這樣增加了產(chǎn)生徑流的臨界降雨量，也加深了前期降雨量對(duì)產(chǎn)流的影響。地蘇流域處于云貴高原向廣西盆地過渡的斜坡地帶，地勢西北高，向東南方向逐漸降低，流域內(nèi)碳酸鹽巖大面積連片分布，并以峰叢洼地為主要地貌類型。流域內(nèi)石山區(qū)占總面積的92.4 %;土山、丘陵占6.7 %;水域面積占57.5平方公里，占總面積

25、的 0.9 %。耕地面積僅 占總面積的8.01 %。地蘇流域內(nèi)植被覆蓋少且以矮的灌木類為主，截留降雨能力十分有限； 表層多是裸露的碳酸鹽巖， 下滲能力要比土壤層小得多，當(dāng)降雨發(fā)生時(shí)很容易出現(xiàn)降雨強(qiáng)度大于下滲速率而產(chǎn)生“超滲”產(chǎn)流的現(xiàn)象。另外，石峰坡度較大，大大降低了降雨在石峰坡 面上下滲的能力，而洼地區(qū)雖然存在著產(chǎn)流前的填洼作用，但是這些巖溶地區(qū)特有的洼地多通過較大裂隙與地下暗河相同，局部地區(qū)甚至有漏斗直接匯入地下暗河，這種“填洼”實(shí)際上應(yīng)該屬于“超滲”產(chǎn)流。上面分析的各流域的產(chǎn)流過程及特征都是從整個(gè)流域表現(xiàn)出來的特征來看，實(shí)際上流域內(nèi)的產(chǎn)流機(jī)制是多樣的， 徑流成分也是多樣的， 而且各種產(chǎn)流機(jī)

26、制的組合、 徑流成分的組合 是隨時(shí)間、空間及特定降雨條件下變化的。例如，對(duì)某特定的包氣帶，當(dāng)雨強(qiáng)小時(shí)可能只生成地下水徑流或壤中水徑流，而對(duì)于久旱以后的大暴雨卻可能只生成超滲地面徑流。如果再考慮到降雨歷時(shí)，則較短歷時(shí)的小雨可能只生成地下徑流或壤中流，而長歷時(shí)小雨卻可能還要生成飽和地面徑流。因此我們要看見的流域系統(tǒng)體現(xiàn)出來的特征是綜合了各種復(fù)雜因素而 表現(xiàn)出來的。綜上所述，喀斯特流域與非喀斯特流域在流域產(chǎn)流特征上存在著一定的差異，其本質(zhì)在于喀斯特流域有著特殊的地貌形態(tài)結(jié)構(gòu)和含水介質(zhì)結(jié)構(gòu)。充分了解這些差異是我們解決西南喀斯特地區(qū)水資源量評(píng)價(jià)的基礎(chǔ)。三、匯流特征對(duì)比1、匯流機(jī)制匯流是降落在流域上的降水

27、水滴,扣除損失后，從流域各處向流域出口斷面匯集的過程。圖5流域匯流過程框圖通常匯流過程由坡地地面水流運(yùn)動(dòng)、坡地地下水流運(yùn)動(dòng)和河網(wǎng)水流運(yùn)動(dòng)組成。降落在河流槽面上的雨水將直接通過河網(wǎng)匯集到流域出口斷面；降落在坡地上的雨水， 一般要從兩條不同的途徑匯集至流域出口斷面：一條是沿著坡地地面匯人相近的河流，接著匯入更高級(jí)的河流，最后匯集至流域出口斷面；另一條是下滲到坡地地面以下，在滿足一定的條件后，通過土層中各種孔隙匯集至流域出口斷面。圖是表示一般流域匯流過程的框圖。由圖不僅可以看出流域匯流被劃分為坡地匯流和 河網(wǎng)匯流兩個(gè)階段，而且還可以看出流域出口斷面的洪水過程線一般由槽面降雨、坡地地面徑流和坡地地下徑

28、流（包括壤中水徑流和地下水徑流）等徑流成分匯集至流域出口斷面形成。2、匯流特征分析下圖是巴水流域和刁江流域在次降雨量相當(dāng)?shù)臈l件下洪水流量過程線圖。巴水流域及刁江流域流量過程線圖圖61、巴水流域的洪峰形狀非常尖，流量由最初的138m3/s從圖中可以比較明顯的發(fā)現(xiàn)：在數(shù)小時(shí)內(nèi)漲至 2340m3/s，但是大流量的洪峰歷時(shí)很短；刁江流域的洪峰形狀相對(duì)要平緩 得多，洪峰歷時(shí)要比巴水流域的洪峰歷時(shí)長。2、巴水流域峰現(xiàn)時(shí)間較早，約 14小時(shí)，而刁江流域約22小時(shí)。3、巴水流域退水快，在退水過程線上有明顯的拐點(diǎn)；刁江流域退水過程 相對(duì)緩慢，而且沒有明顯的拐點(diǎn)。4、巴水流域退水過程持續(xù)時(shí)間遠(yuǎn)小于刁江流域。從徑流

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?qū)儆诳λ固氐貐^(qū)， 地表河系發(fā)育不完整，地表河面積小，槽面降雨可以忽略。槽面降雨是流量過程線中快速流 的部分，兩種流域的這種差異在一定程度上導(dǎo)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徑流受坡度、坡面粗造程度及植被覆蓋度有關(guān)系，一般比喀斯特流域的裸露巖石區(qū)的地表徑流要慢，如果在同等地表徑流量的情況下，喀斯特流域的快速流會(huì)多于非喀斯特流域，但是喀斯特流域的地表水徑流比重小，只是在有限程度上增加了對(duì)洪水過程其中包括 喀斯特 綜合以線中快速流部分的貢獻(xiàn)。3、非喀斯特流域的地下徑流成分較小，而且多是以壤中徑流的形式運(yùn)動(dòng)，壤中徑流相對(duì)地下水徑流流速要快些；喀斯特地區(qū)的地下徑流成分較大，表層巖溶帶的徑流及各種大小的裂隙水徑流。由于總體上地下徑流成分屬于慢速流，流域與非喀斯特流域在地下徑流成分上的差異會(huì)導(dǎo)致喀斯特流域的慢速流成分增多。 上的各種徑流成分的影響