王澤君，周 宏，羅明明，郭緒磊，蔡志強(qiáng)

(1.中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)地質(zhì)調(diào)查研究院，湖北 武漢 430074；2.中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)環(huán)境學(xué)院，湖北 武漢 430074；3.自然資源部巖溶動力學(xué)重點實驗室，廣西 桂林 541004)

我國南方碳酸鹽巖和非碳酸鹽巖一般交錯分布，各個流域的下墊面條件和含水介質(zhì)結(jié)構(gòu)差異較大，導(dǎo)致巖溶流域和非巖溶流域呈現(xiàn)出不同的產(chǎn)匯流過程。而在單個流域內(nèi)的整個水文過程中，不同時段、不同性質(zhì)的徑流組分作為可有效利用資源的屬性也有所差異。故從深入理解巖溶流域的產(chǎn)匯流機(jī)制以及合理開發(fā)利用水資源的角度出發(fā)，巖溶流域和非巖溶流域的釋水過程和徑流組分的對比研究是值得持續(xù)探索的問題。

在以往的研究中，學(xué)者們常利用水文模型研究流域的水循環(huán)規(guī)律。Boussinesq[1-2]基于一維簡單含水層模型的釋水過程得到了泉流量的指數(shù)和非指數(shù)衰減方程； Shevenell等[3]利用指數(shù)衰減分析成功解釋了巖溶含水層中的鉆孔水位曲線；Baedke等[4]通過指數(shù)衰減分析獲得了與實測值近似的巖溶含水層導(dǎo)水系數(shù)與給水度的比值；Mendoza等[5]利用非指數(shù)衰減分析獲得了與區(qū)域?qū)崪y值接近的非巖溶流域各項水文地質(zhì)參數(shù)；Malvicini等[6]利用非指數(shù)衰減分析對非巖溶泉進(jìn)行了評價。在國內(nèi)，黃敬熙[7]通過指數(shù)衰減方程對洛塔巖溶盆地的水資源進(jìn)行了評價；繆鐘靈等[8]對指數(shù)衰減方程在地下水中的應(yīng)用進(jìn)行了總結(jié)；勞文科等[9]通過指數(shù)衰減分析對石期河的徑流組分進(jìn)行了分析；尹德超等[10]對鄂西地下河的徑流組分進(jìn)行了評價計算。然而，前人的研究在揭示下墊面條件和含水介質(zhì)結(jié)構(gòu)對產(chǎn)匯流過程的影響機(jī)制方面仍有所欠缺，尤其在巖溶流域和非巖溶流域定量化對比研究方面極少涉及。本文通過流量衰減分析，定量分析探討了巖溶流域和非巖溶流域的釋水過程及徑流組分的差異，力求為巖溶山區(qū)水資源評價工作提供科學(xué)參考。

1 研究區(qū)概況

本文研究的小型流域為湖北省興山縣境內(nèi)的廟溝巖溶流域和高家坪非巖溶流域。兩個小流域?qū)儆谙阆右患壷Я鞲邖购恿饔虻淖恿饔?，屬亞熱帶季風(fēng)性濕潤氣候，多年平均年降水量為1 100 mm，降水充沛，降水主要集中在5—9月。廟溝流域面積61.2 km2，其中80%以上為寒武系(∈)、奧陶系(O)以及二疊系(P)的灰?guī)r和白云巖，為一小型巖溶流域。廟溝流域東北部為臺塬型溶丘洼地地貌，地表及地下巖溶發(fā)育，巖溶洼地、溶溝、溶槽、落水洞、巖溶洞穴、地下暗河等巖溶形態(tài)齊全，廟溝左岸出露有白龍泉和黑龍泉兩個巖溶泉，巖溶洼地面積約28.2 km2，占流域總面積的46%；流域中部及西南部為溶蝕侵蝕中山-中高山山地地貌，巖溶發(fā)育程度相對較弱，地形坡度較大。高家坪流域面積67.4 km2，出露地層為太古界(Pt)巖漿巖及變質(zhì)巖，巖性以花崗巖和片麻巖為主，為一小型非巖溶流域(圖1)。兩個小流域出口均建有水文站，使用超聲波水位計對其水位和流量進(jìn)行了實時監(jiān)測。

圖1 廟溝流域(a)和高家坪流域(b)略圖Fig.1 Sketch map of the Miaogou(a) andGaojiaping(b) watersheds1—監(jiān)測站；2—斷層；3—地質(zhì)界線；4—季節(jié)性河流；常年河流；6—流域邊界；7—地層代號；8—巖溶大泉

2 研究方法

據(jù)前人研究[7-10]，僅由大氣降水補(bǔ)給而無其他補(bǔ)給的相對獨立含水系統(tǒng)，在無降水條件下，地下水排泄僅消耗系統(tǒng)內(nèi)原有的儲水量，其流量衰減可用指數(shù)方程描述。對于僅由大氣降水補(bǔ)給而無其他補(bǔ)給的獨立小型流域，總排泄口在峰值后的流量衰減是坡面產(chǎn)流和流域內(nèi)不同等級規(guī)模空隙釋水的綜合反映[7]。根據(jù)各徑流組分衰減速率的差異，可將整個衰減過程劃分為若干個衰減期，從而對釋水過程進(jìn)行研究，其衰減方程為：

式中：Qt——衰減開始后t時刻流量；

Qi——第i個衰減期初始時刻的流量；

αi——第i個衰減期的衰減系數(shù)；

ti——第i個衰減期的結(jié)束時間。

根據(jù)各衰減周期的衰減系數(shù)和衰減時間，各徑流組分的儲水量為：

每個徑流組分的儲水量(Vi，i=1、2、3)占總儲水量的比例為：

Ki=Vi/V0

現(xiàn)已有2013—2017年廟溝巖溶流域和高家坪非巖溶流域總排泄口逐時流量監(jiān)測資料，在此基礎(chǔ)上進(jìn)行小型流域的釋水過程和徑流組分分析。

3 釋水過程及徑流組分差異

3.1 釋水過程差異

選取廟溝巖溶流域2013年8月—2016年11月期間的15次不同降雨量下的降水事件、高家坪非巖溶流域2014年8月—2016年11月期間的16次不同降雨量下的降水事件，進(jìn)行河流的洪峰流量衰減過程分析，統(tǒng)計結(jié)果見表1。以流域各衰減階段參數(shù)的平均值建立標(biāo)準(zhǔn)衰減曲線，見圖2。

標(biāo)準(zhǔn)衰減曲線均表現(xiàn)為4個衰減周期(圖2)，表明2個流域均可劃分出4種徑流組分。結(jié)合野外調(diào)查和前人研究[7-10]，廟溝巖溶流域的四種徑流組分為：坡面流、溶洞水、巖溶裂隙水和微裂隙水；高家坪非巖溶流域的四種徑流組分為：坡面流、寬大裂隙水、中等裂隙水和微裂隙水。此外，兩流域各衰減周期的衰減時間越來越長，衰減系數(shù)越來越小，說明巖溶流域和非巖溶區(qū)流域在降雨事件的退水過程中總趨勢一致，均表現(xiàn)為先快速衰減，后穩(wěn)定釋水。這是由于在釋水前期，坡面流和溶洞水能夠快速匯集達(dá)到流域出口，而后期各個級次的裂隙作為主要的儲水空間進(jìn)行釋水，裂隙起到了良好的調(diào)蓄作用，因此釋水過程相對穩(wěn)定和緩慢[11]。

前人在提出和應(yīng)用衰減方程時，已經(jīng)明確了衰減系數(shù)能反映含水介質(zhì)的特征，一定程度上能反映介質(zhì)的給水能力[1,12-13]。廟溝巖溶流域各階段的衰減系數(shù)均大于高家坪非巖溶流域，其衰減系數(shù)整體比非巖溶流域大40%，即廟溝巖溶流域介質(zhì)的給水能力大于高家坪非巖溶流域，巖溶流域的釋水要快于非巖溶流域。這和不同流域的介質(zhì)類型直接相關(guān)，巖溶流域中規(guī)模較大的管道、溶蝕縫隙所占比例高于非巖溶流域，導(dǎo)致其釋水快于非巖溶流域。

從各階段的衰減時間看，除第一衰減階段外，高家坪非巖溶流域各階段的衰減時間均大于廟溝巖溶流域的衰減時間。在第一衰減階段，兩流域主要徑流組分為坡面流，巖石空隙規(guī)模大、形式多樣的巖溶流域?qū)邓Y源的調(diào)蓄要優(yōu)于巖石空隙規(guī)模小、形式單一的非巖溶流域，從而導(dǎo)致這一階段巖溶流域的衰減時間比非巖溶流域更長。另一方面，流域的坡度、地表入滲能力、植被等下墊面條件也影響了坡面流的產(chǎn)生。在后3個衰減階段，河流的流量主要來源于降雨補(bǔ)給的地下水，非巖溶流域的衰減時間均大于巖溶流域。這是由于在非巖溶流域內(nèi)，含水介質(zhì)空隙形式較為單一，主要以裂隙為主，地下水釋水較為穩(wěn)定，釋水速度相對較慢；而在巖溶流域內(nèi)，巖溶發(fā)育導(dǎo)致含水介質(zhì)空隙形式多樣，空隙空間較大，給水能力較強(qiáng)，釋水更加迅速。

3.2 小型流域的徑流組分差異

研究區(qū)內(nèi)兩個流域的退水過程均呈分段衰減，可以通過衰減方程估算各徑流組分的資源量及所占比例[7-10]。通過選擇兩個流域洪峰流量相近、衰減總時間相近且衰減周期完整的2次水文事件，對2個流域的徑流組分進(jìn)行對比。

表1 小型流域洪峰流量衰減過程統(tǒng)計結(jié)果

注：部分降雨時間受后一次降雨的影響，衰減周期不完整，“/”表示降雨數(shù)據(jù)缺失。

圖2 典型小流域標(biāo)準(zhǔn)衰減曲線Fig.2 Standard recession curves of the typical small watersheds

廟溝巖溶流域2016年11月上旬的降雨對流域進(jìn)行了有效補(bǔ)給，且在之后的90天內(nèi)無有效降雨(即表1中廟溝2016年11月5日洪峰)；高家坪非巖溶流域2015年11月下旬的降雨對流域進(jìn)行了有效補(bǔ)給，且在之后的88天內(nèi)無有效降雨(即表1中高家坪2015年11月24日洪峰)；對兩個不同流域的兩次降雨事件進(jìn)行衰減分析并進(jìn)行徑流組分估算(表2)。

根據(jù)衰減分析，兩個流域的4種徑流組分中，衰減級次越低、規(guī)模越小的空隙對徑流量的貢獻(xiàn)越大，說明其在介質(zhì)中所占的空間比例越高。

表2 典型流量衰減過程的徑流組分對比

在廟溝巖溶流域的衰減過程中，巖溶裂隙水和微裂隙水對徑流量的貢獻(xiàn)達(dá)90%以上，巖溶流域的河流基流主要來源于級次較低的裂隙釋水；因此，若疏干整個廟溝巖溶流域，裂隙介質(zhì)所占的空間比例最大，而管道和溶洞所占的空間比例很小。在高家坪非巖溶流域的衰減過程中，微裂隙水對徑流量的貢獻(xiàn)達(dá)97%以上，說明河流基流主要來源于微裂隙釋水。

高家坪流域的微裂隙水占比大于廟溝流域(97.4%>81.66%)，說明高家坪非巖溶流域微裂隙介質(zhì)所占的空間比例高于廟溝巖溶流域，且非巖溶流域介質(zhì)的空隙主要以微小裂隙為主；而巖溶流域介質(zhì)的空隙則更為多樣化，管道、溶隙等規(guī)模較大的空隙所占比例更高，對徑流量也有一定貢獻(xiàn)?？傮w來說，小型巖溶流域和非巖溶流域的河流基流來自于流域裂隙介質(zhì)釋水，裂隙介質(zhì)為流域的主要儲水空間，但高家坪非巖溶流域裂隙介質(zhì)所占的空間比例比廟溝巖溶流域高8.8%。

在洪峰狀態(tài)下，廟溝巖溶流域坡面流和溶洞水占洪峰流量的87.86%，說明坡面流和管道流是巖溶流域洪峰流量的主要組成部分，雖然管道和溶洞在介質(zhì)中所占空間比例不大，但其在流量傳輸上發(fā)揮了巨大作用；而高家坪非巖溶流域的洪峰流量則主要以坡面流為主，這是由于含水介質(zhì)不發(fā)育大型管道和寬大裂隙導(dǎo)致的。

3.3 洪峰流量和徑流組分的關(guān)系

以兩個流域共31次衰減分析為基礎(chǔ)(表1)，對廟溝巖溶流域和高家坪非巖溶流域分別選取6次不同洪峰流量的衰減過程進(jìn)行徑流組分的分析，統(tǒng)計結(jié)果見表3。

表3 不同洪峰流量下的徑流組分統(tǒng)計結(jié)果

注：自上而下洪峰流量依次增加。

從統(tǒng)計結(jié)果可以看出，兩個流域徑流組分的占比隨洪峰流量的增大而有所變化，且均表現(xiàn)為地表徑流占比隨著洪峰流量增大而增大，地下徑流占比隨著洪峰流量增大而減小。對地表徑流、地下徑流占比與洪峰流量的關(guān)系進(jìn)行討論(圖3)。

圖3 洪峰流量與地表徑流、地下徑流組分的關(guān)系Fig.3 Relationship between runoff components and flood peaks

廟溝巖溶流域和高家坪非巖溶流域的地表徑流占比均表現(xiàn)為隨洪峰流量增高而增大，地下徑流占比均表現(xiàn)為隨洪峰流量增高而減小(圖3)；分別嘗試使用線性擬合、多項式擬合和對數(shù)函數(shù)擬合后發(fā)現(xiàn)，對數(shù)函數(shù)的擬合效果最佳。

隨洪峰流量增加，廟溝巖溶流域的地表徑流占比變幅為4%～40%，而高家坪非巖溶流域則始終小于10%。這是由于廟溝巖溶流域基巖裸露面積較大，土壤層較薄，導(dǎo)致其產(chǎn)流較快；廟溝流域地形切割強(qiáng)烈，其坡度整體大于高家坪流域，也加快了其坡面流的徑流速度；廟溝流域植被覆蓋較高家坪流域更為稀疏，導(dǎo)致其產(chǎn)流更快。這幾方面的原因均會導(dǎo)致地表徑流對徑流量的貢獻(xiàn)比例增加。

根據(jù)擬合方程， lnx前的系數(shù)表現(xiàn)為巖溶流域大于非巖溶流域，表明巖溶流域徑流組分隨洪峰流量的變化要比非巖溶流域更為劇烈，圖3的趨勢線也驗證了這一結(jié)論。這主要是由介質(zhì)特點決定的，巖溶流域的介質(zhì)空隙形式多樣、規(guī)模不一，存在管道流和溶洞裂隙水，這一徑流組分受降雨強(qiáng)度(洪峰流量)影響較大，從而導(dǎo)致巖溶流域徑流組分對洪峰流量的響應(yīng)更為敏感；而非巖溶流域的介質(zhì)空隙主要以微小裂隙為主，不存在大型儲水通道，故徑流組分受洪峰流量影響較小。

4 結(jié)論

(1)小型巖溶流域和非巖溶流域的衰減過程均可以劃分為4個衰減周期；廟溝巖溶流域的釋水過程要快于高家坪非巖溶流域，其衰減系數(shù)比非巖溶流域大40%，這是由于巖溶流域中規(guī)模較大的管道、溶隙所占比例高于非巖溶流域造成的。

(2)小型巖溶流域和非巖溶流域的河流基流均來自于流域裂隙介質(zhì)釋水，裂隙介質(zhì)為流域的主要儲水空間，但高家坪非巖溶流域裂隙介質(zhì)比例比廟溝巖溶流域高8.8%；巖溶流域內(nèi)，管道和溶洞在流域中所占空間比例不大，但其在洪峰流量傳輸上發(fā)揮著巨大作用。

(3)小型巖溶流域和非巖溶流域的地表徑流占比均表現(xiàn)為隨洪峰流量增高而呈對數(shù)形式增大，地下徑流占比均表現(xiàn)為隨洪峰流量增高而呈對數(shù)形式減小；巖溶流域徑流組分隨洪峰流量的變化要比非巖溶流域更為劇烈；隨洪峰流量增加，廟溝巖溶流域的地表徑流占比變幅為4%～40%，而高家坪非巖溶流域則始終小于10%。