La estructura hidrológica y los procesos hidrológicos de la cuenca kárstica no sólo se ven afectados por la estructura geomorfológica de la cuenca, sino que también variarán a medida que cambie el área de la cuenca. Debido al efecto de acoplamiento del campo de flujo binario en la cuenca kárstica, se producirá un efecto de desequilibrio en el volumen de agua de la cuenca, lo que a menudo hace que la escorrentía anual real en el río (yactual) no sea igual a la escorrentía anual causada por la precipitación en la cuenca (yben) Existe un valor de intercambio de agua (△u) entre cuencas fluviales (Wang Delin, 1983; Yang Mingde et al., 1992), es decir:
yactual=yben±△u.
Aquí, definimos la relación entre el valor de cambio △u y la precipitación promedio P de la cuenca γ = △u/P como el coeficiente de desequilibrio de la cuenca. Cuando la cuenca es una cuenca con excedente de agua, γ es. un valor negativo cuando la cuenca es deficitaria de agua, γ es un valor positivo; cuando la cuenca es una cuenca equilibrada, γ es igual a cero; Se puede encontrar que a medida que aumenta el área de la cuenca kárstica, el valor absoluto del coeficiente de desequilibrio de la cuenca γ disminuye gradualmente y se aproxima a cero. Por ejemplo, la cuenca original del deshielo del bosque kárstico Qiyanqiao del río Anshun Guankou cubre un área de aproximadamente 25 km2, y su coeficiente de desequilibrio de la cuenca γ es igual a 0,26. Sin embargo, cuando el área de confluencia de la cuenca del río Guankou aumenta a 793 km2. (es decir, la estación hidrológica de Huangmaocun), la cuenca El coeficiente de desequilibrio γ es igual a cero, lo que significa que la cuenca está equilibrada. Por lo tanto, a medida que cambia el área de la cuenca kárstica, la estructura hidrológica y la función hidrológica de la cuenca cambiarán. También se puede demostrar que para cualquier cuenca kárstica, la suma del coeficiente de escorrentía anual promedio de varios años α, el coeficiente de evaporación β y el coeficiente de desequilibrio de la cuenca γ es igual a 1, es decir:
a＋β＋7=1
Además, el efecto de escala espacial de la cuenca kárstica también está relacionado con la relación entre el área de distribución de las parcelas kársticas en la cuenca y el área total de la cuenca (el área total de la cuenca aquí se refiere a la suma de la superposición y diferencia entre las áreas de cuenca superficial y subterránea). Según la investigación (Tang Qicheng et al., 1983), generalmente el área de distribución kárstica representa menos del 30% del área total de drenaje. Cuando el área de drenaje excede los 3000 km2, el efecto hidrológico de la estructura de la cuenca de drenaje kárstico disminuirá o disminuirá gradualmente. incluso desaparecer (ver Figura 7-5). Esto significa que existe un valor crítico para la relación de área y un valor crítico para la escala espacial de la cuenca para el efecto hidrológico de la estructura kárstica de la cuenca, y estos dos valores críticos varían para los diferentes tipos de relieve de la cuenca.
Figura 7-5 Relación entre la relación del módulo de escorrentía y el área de captación
MK—Módulo de escorrentía anual de ríos en áreas kársticas; MC—Módulo de escorrentía anual de ríos en áreas no kársticas; —— Estaciones de medición de ríos (***21 estaciones)
Tabla 7-1 Coeficiente de escorrentía mensual promedio de varios años del río Guankou (estación Qiyanqiao)
Para una cuenca kárstica, si cambiamos el volumen de agua. Equilibrando la escala de tiempo del cálculo, se ve otro efecto hidrológico. Por ejemplo, la pequeña cuenca kárstica de Qiyanqiao del río Guankou es una cuenca deficitaria según los cálculos del balance de escorrentía anual (ver Tabla 7-1). Sin embargo, según los datos hidrológicos a largo plazo (1966-1980), podemos verlo. Se encuentra que el coeficiente de escorrentía mensual promedio de varios años varía mucho durante el año, y el coeficiente de escorrentía mensual en la temporada de inundaciones es relativamente cercano a los valores del coeficiente de escorrentía anual (generalmente entre 0,45 y 0,55) de cuencas equilibradas en otros karst áreas en Guizhou, lo que indica que debido a las precipitaciones y las lluvias La intensidad es relativamente alta y la mayor parte de la escorrentía fluye a través de la sección de observación hidrológica superficial en forma de escorrentía superficial. La pequeña cuenca de Qiyanqiao puede considerarse aproximadamente como no cerrada. cuenca equilibrada durante la temporada de lluvias e inundaciones El efecto desequilibrado de la escorrentía anual en la cuenca tiene un impacto en las lluvias intensas. El impacto del pico de inundación es pequeño en la estación seca, parte de la escorrentía es subterránea; escorrentía y no desemboca en el tramo de observación hidrológica superficial, presentándose así como una cuenca hídrica deficitaria no cerrada. Por lo tanto, el efecto de acoplamiento del campo de flujo binario en la cuenca kárstica no sólo está relacionado con el tipo de relieve de la cuenca y la escala espacial, sino también con el proceso de entrada y la escala temporal de la lluvia.
El efecto de escala espacial de la cuenca kárstica también se refleja en el valor característico del flujo máximo de la cuenca, porque el tamaño del valor máximo de la cuenca no solo está relacionado con el proceso de lluvia y la estructura del tipo de relieve de la cuenca. , pero también relacionados con la zona de captación de la cuenca. Generalmente, a medida que aumenta el área de captación de la cuenca, el caudal máximo de la cuenca aumenta gradualmente bajo una precipitación relativamente uniforme en la cuenca. Sin embargo, a medida que aumenta el área de captación de la cuenca, el caudal máximo de la cuenca. también puede disminuir.
Por ejemplo, en septiembre de 1988, hubo una fuerte lluvia en la cuenca kárstica del río Houzhai en Puding. Dado que aguas arriba era una estructura kárstica de depresión (valle) de picos, los canales dendríticos se desarrollaron bajo tierra y tuvieron una gran caída específica. La pendiente promedio de la cuenca también es relativamente grande, lo que resulta en un proceso de inundación de ascenso y descenso pronunciado. Sin embargo, el caudal máximo de inundación en la sección de salida de la cuenca de depresión de Sowdongfengcong con un área de captación de solo 5 km2 alcanza los 23 m3/s. A medida que aumenta el área de la cuenca, los tipos de relieve también cambian. Comienza a pasar a la cuenca del bosque del pico kárstico. En la sección del río Houzhai con un área de captación de 76 km2 río abajo, el flujo máximo también es menor que el de Sowdong. aguas arriba, sólo 19,8 m3/s. Por supuesto, a medida que el área de la cuenca aumente aún más, el caudal máximo máximo en la cuenca aumentará gradualmente.
Otro ejemplo es la cuenca kárstica de Anshun Longgong. La distribución espacial de sus tipos de relieve es exactamente opuesta a la de la cuenca kárstica del río Puding Houzhaihe. cambia de pico de valle forestal a pico de grupo La transición del valle a la forma de relieve de la cuenca de depresión de pico-cong forma un perfil anti-equilibrio con desarrollo inverso en la forma de relieve, de modo que el agua superficial del río en los tramos superiores se transforma gradualmente en agua subterránea. agua del río en los tramos inferiores Porque en la zona de transformación y transición de estos dos cuerpos de agua, a menudo hay otro desarrollo. Hay muchos valles inclinados (Liang Hong et al., 1993), que regulan y almacenan las inundaciones río arriba. Desde aguas arriba hasta aguas abajo, aunque el área de la cuenca aumenta gradualmente, el flujo máximo máximo de la cuenca disminuye gradualmente. Por supuesto, a medida que aumenta la cuenca, a medida que el área aumenta aún más, el flujo máximo de la cuenca comienza a aumentar. En julio de 1991, cayó una fuerte tormenta en la cuenca de Longgong. El caudal máximo máximo en la sección de control de la estación Xiaochong en los tramos superiores de la cuenca Karst Fenglin (área de captación: 80,8 km2) fue de 66 m3/s. las áreas del valle de la pendiente media y baja el caudal máximo máximo en la sección de empuje (área de captación 202,6 km2) es de 47,1 m3/s, y el caudal máximo máximo en la sección de salida del valle de la pendiente del río Rapeseed (área de captación 210 km2). disminuye a 22,4 m3/s, llegando al río subterráneo Longgong en la cuenca de la depresión de Fengcong aguas abajo. El caudal máximo máximo en la sección de salida (área de captación de 297 km2) aumentó a 49 m3/s. A medida que el área de la cuenca aumentó aún más, el caudal máximo. La tasa también aumentó a medida que el área de la cuenca aumentó aún más. Se puede ver que el flujo máximo máximo de la cuenca no solo está relacionado con la precipitación, sino también con la forma del relieve de la cuenca y la escala espacial de la cuenca.