尹德超，王旭清，王雨山,2**，王曉燕,2，王 茜,2，吳 斌，劉肖肖，龔 磊

(1:中國地質調(diào)查局水文地質環(huán)境地質調(diào)查中心，保定 071051) (2:中國地質調(diào)查局地下水勘查與開發(fā)工程技術研究中心，保定 071051) (3:河北省高校生態(tài)環(huán)境地質應用技術研發(fā)中心，石家莊 050031) (4:中國冶金地質總局地球物理勘查院，保定 071051)

白洋淀濕地位于河北省中部雄安新區(qū)境內(nèi)，屬海河流域大清河水系，是河北平原最大的湖泊濕地，發(fā)揮著調(diào)節(jié)氣候、蓄水興利、旅游景觀等多種重要生態(tài)功能[1-2]. 近60年來，受氣候變化和人類活動共同影響，白洋淀逐漸由天然過水型湖泊演變?yōu)橐蕾嚿鷳B(tài)補水的人工濕地[1]，面臨水源不足、濕地萎縮等生態(tài)環(huán)境問題[3-4]. 2017年，中共中央、國務院決定成立河北雄安新區(qū)，白洋淀作為其核心生態(tài)功能區(qū)，濕地生態(tài)保護與修復受到各界的廣泛關注. 白洋淀作為依賴地表水的湖泊濕地[5]，流域水文循環(huán)對濕地的發(fā)展演變起著至關重要的作用，揭示白洋淀流域近60年來河川徑流演變及濕地生態(tài)響應規(guī)律，對白洋淀濕地生態(tài)保護與修復具有重要的意義.

近幾十年來，我國北方河川徑流量呈現(xiàn)持續(xù)減少趨勢，其中海河流域徑流量衰減幅度居我國主要江河之首[6-9]. 王浩等[10]系統(tǒng)研究了海河流域徑流演變機理，認為氣候變化和人類活動對海河流域徑流衰減的影響分別為38%和62%；鮑振鑫等[11]基于四元驅動理論對海河流域徑流變化歸因定量識別認為，人類活動是海河流域河川徑流減少的主要原因，貢獻占比約為2/3，氣候變化的貢獻占比約為1/3；郝振純等[12]研究表明，土地利用變化對流域徑流有重要影響，汛期徑流系數(shù)隨林地面積的增大而減小，隨草地面積的增大而增大. 近年來也有不少學者對白洋淀流域山區(qū)年徑流量衰減開展過研究[13-22]，普遍認為氣候變化對山區(qū)徑流衰減有一定影響，但人類活動是引起徑流衰減的主要原因，與海河流域認識基本一致. 也有學者對白洋淀濕地生態(tài)格局演化開展研究[23-24]，普遍認為氣候、水文等自然因素變化，疊加農(nóng)業(yè)生產(chǎn)、上游水利工程調(diào)蓄等人類活動，是白洋淀濕地退化的主要驅動因素. 河川徑流由降水地表產(chǎn)流和基流兩部分組成[25]. 前人對白洋淀流域河川徑流的研究，多針對山區(qū)年徑流總量衰減，未充分考慮流域水文地質條件的影響，關于山區(qū)地表產(chǎn)流和基流的演變研究鮮有報道；對白洋淀濕地演變驅動因素的研究，多局限于淀區(qū)人類活動和入淀水量變化，從山區(qū)產(chǎn)流角度系統(tǒng)分析白洋淀濕地演化規(guī)律的研究較少.

基于此，筆者選取白洋淀流域山區(qū)3個不同水文地質條件的典型子流域，開展近60年來河川徑流演變研究，揭示山區(qū)地表產(chǎn)流和基流變化規(guī)律，定量計算產(chǎn)流和基流變化對徑流總量衰減的貢獻，結合1969年以來18期白洋淀濕地遙感影像解譯成果，闡明白洋淀流域水文循環(huán)驅動濕地演變過程機制.

1 研究區(qū)概況

白洋淀流域(38°06′～40°04′N，113°40′～116°15′E)面積3.12×104km2，其中山區(qū)面積1.95×104km2，平原區(qū)面積1.17×104km2，屬暖溫帶半濕潤季風氣候區(qū)，山區(qū)多年平均降水536 mm，降水量由西向東遞減. 白洋淀入淀河流分為南北兩支，其中南支包括潴龍河、孝義河、唐河、府河、漕河、瀑河及萍河，北支為通過白溝引河與白洋淀相連的大清河干流拒馬河水系[26]. 1970s以前，天然條件下僅有南支水系入淀，隨著1970年新蓋房樞紐建成，一般年份北支水系也匯入白洋淀，豐水年份啟用大清河分洪道行洪[12]. 目前，入淀河流中白溝引河、府河、孝義河有水入淀，南水北調(diào)工程生態(tài)補水經(jīng)瀑河入淀，引黃入冀補淀工程生態(tài)補水經(jīng)南部大樹劉泵站入淀，其他河流僅在汛期有少量徑流入淀，大部分時間處于完全干涸狀態(tài)[1,5].

選取白洋淀流域王快水庫、西大洋水庫、張坊水文站3個典型控制性斷面，進行山區(qū)徑流演變規(guī)律分析，3個斷面控制流域范圍如圖1所示，控制流域面積分別為3652.25、4276.58和4845.64 km2. 白洋淀流域上游山區(qū)地質構造復雜，沉積巖、變質巖和巖漿巖均有出露，其中對水文循環(huán)有重要影響的碳酸鹽巖巖溶地層主要存在于元古界長城系、薊縣系及青白口系和古生界寒武系及奧陶系中[27]. 巖溶地層在王快子流域中零星分布，主要出露于子流域中部和東部，面積占比為4.71%；在西大洋子流域中分布稍廣，西部、中部和東部均有出露，分布面積占比32.75%；在拒馬河子流域中分布最為廣泛，集中出露于西部淶源盆地和東部區(qū)域，分布面積占比46.7%.

圖1 白洋淀流域水系和典型子流域位置Fig.1 Drainage system and typical sub-basins location of Lake Baiyangdian Basin

根據(jù)前人研究[22]，從1980s開始白洋淀流域山區(qū)大量修建梯田，至1998年左右山區(qū)梯田面積達到頂峰，總面積達5900 km2，約占流域山區(qū)總面積的30%. 在耕地面積增大的同時，白洋淀流域地下水開采量也持續(xù)增大，至2000年前后到達頂峰，地下水開采量約為45×108m3/a，流域平原區(qū)地下水位持續(xù)下降[28]. 在植樹造林等人類活動影響下，1980s以來山區(qū)年最大NDVI(歸一化植被覆蓋指數(shù))整體呈現(xiàn)增大趨勢，年均增長0.0023[22].

2 研究方法

2.1 Pettitt突變檢驗

Pettitt法是檢驗時間序列突變點的常用方法[13,22,29]，可以避免異常值的干擾以及數(shù)據(jù)分布特征的影響，其計算方法如下. 對于具有N個樣本的時間序列，構造統(tǒng)計量Ut,N：

(1)

式中,t=1，2，…，N. 令xi-xj=θ.θ>0時，sgnθ=1；θ=0時，sgnθ=0；θ< 0時，sgnθ=-1.

原假設認為時間序列的突變不顯著，而備擇假設認為時間序列的變化趨勢顯著，突變點統(tǒng)計量KN公式為：

(2)

統(tǒng)計量的顯著性檢驗為:

P?2exp(-6KN2/(N3+N2))

(3)

當P≤0.05時，突變點顯著，否則突變點不顯著.

2.2 徑流系數(shù)、基流量及產(chǎn)流量計算

徑流系數(shù)指某一時段通過某一斷面徑流總量與同時段該斷面控制流域降水總量之比[30]，公式如下：

(4)

式中，α為徑流系數(shù)，無量綱；W為年徑流量(×108m3)，P為年降水量(m)，F(xiàn)為流域面積(km2).

基流一般指來源于地下水或者其他延遲部分的徑流[31-32]. 基流分割方法多樣，有直線分割法、基流指數(shù)(BFI)法、數(shù)字濾波法等[25,32-33]. 研究區(qū)非汛期降水僅占年降水量的20%左右[22]，且雨強小，難以形成產(chǎn)流，徑流成分以基流為主. 本文采用直線分割法進行基流分割，以非汛期徑流量除以非汛期月數(shù)，作為該年度月均基流量，以此計算年基流總量及地表產(chǎn)流量. 計算公式如下[25]：

(5)

Wc=W-Wb

(6)

式中,Wb為年基流量(×108m3)；n為非汛期月份數(shù)；Qi為非汛期各月份的徑流量；Wc為年地表產(chǎn)流量(×108m3).

2.3 影像數(shù)據(jù)及解譯方法

選擇1967-2020年18個典型年份白洋淀夏季衛(wèi)星遙感數(shù)據(jù)(KH、Landsat MSS/TM/ETM+/OLI、GF2、GF6)，構建時間序列影像. 其中，KH為商業(yè)衛(wèi)星數(shù)據(jù)公司購買，Landsat MSS/TM/ETM+/OLI來源于中國科學院空間信息創(chuàng)新研究院遙感數(shù)據(jù)共享計劃(http://ids.ceode.ac.cn/index.aspx)，GF2、GF6數(shù)據(jù)來源于自然資源部國土衛(wèi)星遙感應用中心(http://www.lasac.cn/). 在經(jīng)過輻射定標、大氣校正、多時相影像地理配準、圖像裁剪等預處理后生成解譯圖像，根據(jù)目標對象的光譜和空間紋理特征結合野外實地調(diào)查點位信息，構建濕地地物的圖像解譯標志. 以各地物要素純凈像元作為樣本，采用監(jiān)督分類方法并輔助人機交互判譯手段，形成白洋淀濕地土地覆蓋類型圖件.

2.4 數(shù)據(jù)統(tǒng)計分析

采用SPSS 19.0進行數(shù)據(jù)處理及統(tǒng)計分析：利用描述統(tǒng)計功能對徑流量、徑流系數(shù)等進行均值、極大值、極小值、標準差、標準誤以及變異系數(shù)等統(tǒng)計；采用Spearman相關分析功能對白洋淀濕地面積、地表水位、入淀流量等因素進行相關性分析；利用單因素方差分析(One-way ANOVA)、LSD多重比較功能對比不同階段徑流量、基流量、入淀水量等.

采用ArcGIS 10.5生成山區(qū)河網(wǎng)，進行子流域劃分及面積計算，并繪制白洋淀流域及典型子流域地理位置圖，利用Excel 2016和Origin 8.5繪制徑流量、降水量等各要素變化曲線.

3 結果與討論

3.1 白洋淀流域山區(qū)徑流演變

3.1.1 年徑流量演變 王快、西大洋和拒馬河3個子流域1961-2019年年徑流量如圖2所示，3個子流域年均徑流量分別為4.91×108、3.78×108和4.45×108m3/a，變異系數(shù)分別為78.0%、65.6%和63.2%. 從時間尺度對比，1961年以來，3個子流域年徑流量變化規(guī)律基本一致，均呈持續(xù)下降趨勢.

圖2 1961-2019年山區(qū)典型子流域年徑流量變化曲線Fig.2 Annual runoff variation curves of typical sub-basins in mountainous areas from 1961 to 2019

采用pettitt法對3個子流域年徑流系列進行突變檢驗(圖3)，發(fā)現(xiàn)3個子流域近60年來在1979年左右和1996年左右分別出現(xiàn)過兩次顯著突變(P<0.05)，其中1996年徑流突變更為顯著. 根據(jù)2次突變時間將近60年徑流序列分為P1～P3三個階段. 對比顯示(圖4)，王快、西大洋、西大洋3個子流域先后三個階段年均徑流依次減少. 3個子流域P1階段年均徑流量分別為7.53×108、5.78×108和6.51×108m3/a；P2階段年均徑流量較P1階段分別減少2.51×108、1.80×108和2.28×108m3/a，減小比例分別為33.4%、31.1%和35.0%；P3階段較P2階段分別減少2.35×108、2.00×108和1.56×108m3/a，減小比例分別為46.7%、50.2%和36.8%；P3階段和P1階段相比，3個子流域年均徑流量減小比例分別為64.5%、65.7%和58.9%. 單因素方差分析和LSD多重比較結果顯示，3個子流域不同階段年徑流量兩兩之間均存在顯著差異(P<0.05).

圖3 pettitt檢驗統(tǒng)計量Ut,N值曲線Fig.3 Ut,N curve of pettitt test statistic

圖4 不同階段年徑流量對比Fig.4 Comparison of annual runoff at different stages

氣候變化是徑流量衰減的影響因素之一. 取阜平站、龍門站和紫荊關站3個氣象站點年降水均值為山區(qū)年降水量，1961年以來山區(qū)逐年降水量變化曲線如圖5a所示. 統(tǒng)計顯示，近60年來年前后3個階段年均降水量分別為539.77、526.36和483.15 mm，呈小幅下降趨勢，P3階段年均降水量相比P1階段減小10.5%；3個階段降水量變異系數(shù)分別為33.5%、28.1%和17.9%，表明山區(qū)降水變異性減小，年降水量更為均一. 年降水減小主要是由汛期(6-9月)降水量減小所致，P1階段至P3階段汛期降水均值由439.73 mm減至364.73 mm，占年總降水量比重由81.4%降至75.0%. 非汛期降水小幅上升，由100.05 mm增大至118.41 mm. 單因素方差分析結果顯示，P1～P3不同時期年降水量不存在顯著差異. 由此表明，大氣降水變化是導致近60年來山區(qū)徑流量衰減的原因之一，但并非主要因素.

人類活動則主要通過改變下墊面類型、地下水位等，使地表產(chǎn)流量或基流量減小，導致徑流量衰減，徑流系數(shù)變化可以直觀反映出人類活動的影響. 根據(jù)公式(4)計算1961年以來3個子流域年徑流系數(shù)(圖5b). 統(tǒng)計表明，P1階段王快、西大洋、拒馬河子流域徑流系數(shù)分別為0.36、0.25和0.25，均值為0.29；P2階段3個子流域徑流系數(shù)分別為0.24、0.17和0.16，均值為0.19；P3階段3個子流域徑流系數(shù)分別為0.15、0.10和0.12，均值為0.12. 子流域間橫向對比發(fā)現(xiàn)，西大洋子流域和拒馬河子流域徑流系數(shù)相近，而不同階段王快子流域徑流系數(shù)均大于前兩者. 前人研究已經(jīng)表明[34]，巖溶流域和非巖溶流域降水入滲及徑流過程存在差異，本次研究也證明了這一點. 巖溶地層分布較廣的西大洋子流域和拒馬河子流域，降水入滲補給較強，部分巖溶水通過地下徑流方式出山，側向補給平原區(qū)孔隙水在山前溢出帶排泄，如保定西郊一畝泉等[35]，導致根據(jù)地表徑流計算的徑流系數(shù)小于巖溶地層零星分布的王快子流域. 不同時期對比發(fā)現(xiàn)，近60年來上游山區(qū)3個典型流域徑流系數(shù)均呈持續(xù)減小趨勢. P3階段與P1階段相比，3個子流域徑流系數(shù)減小比例分別為58.6%、62.4%和52.0%. 徑流系數(shù)大幅減小，表明大氣降水轉化為徑流的比例顯著降低，山區(qū)徑流量持續(xù)衰減.

圖5 1961-2019年降水量及典型子流域徑流系數(shù)變化曲線Fig.5 Variation curves of precipitation and runoff coefficients in typical sub-basins from 1961 to 2019

3.1.2 山區(qū)徑流組成演變 根據(jù)公式(5)和(6)計算3個子流域近60年來基流量和地表產(chǎn)流量，變化曲線如圖6所示. 由變化曲線可以看出，王快、西大洋和拒馬河子流域近60年來基流量均呈持續(xù)下降趨勢(圖6). 統(tǒng)計顯示：P1階段3個子流域年均基流量分別為3.31×108、3.63×108和4.27×108m3/a；P2階段3個子流域基流量分別為2.43×108、2.56×108和2.81×108m3/a；P3階段3個子流域年均基流量分別為1.77×108、1.59×108和0.99×108m3/a. 單因素方差分析和LSD多重比較結果顯示，3個子流域不同階段基流量兩兩之間均存在顯著差異(P<0.05). 3個子流域P3階段相比P1階段基流量減小比例分別為46.4%、56.2%和76.8%，橫向相比發(fā)現(xiàn)，以片麻巖、變粒巖等變質巖為主的王快子流域基流降幅最小，西大洋子流域其次，巖溶地層分布面積最廣的拒馬河子流域基流降幅最大. 河川基流主要來自于地下水排泄，基流量衰減，反映的是地下水排泄量減少，這往往是由于地下水過度開采導致[36]. 例如，拒馬河上游淶源盆地地下水開采增加，導致淶源泉流量持續(xù)衰減[37]. 此外，近幾十年來白洋淀流域平原區(qū)地下水位持續(xù)下降[28]，山區(qū)地下水特別是巖溶水對平原區(qū)孔隙水側向補給增加，導致山區(qū)地下水位下降，進一步加劇了山區(qū)河川基流衰減.

圖6 近60年來典型子流域基流和產(chǎn)流量變化Fig.6 Changes of baseflow and surface runoff in typical sub-basins in recent 60 years

地表產(chǎn)流量變化對比顯示，王快、西大洋和拒馬河子流域近60年來產(chǎn)流量呈持續(xù)下降趨勢. 統(tǒng)計結果顯示：P1階段3個子流域年均產(chǎn)流量分別為4.23×108、2.14×108和2.24×108m3/a；P2階段3個子流域產(chǎn)流量分別為2.59×108、1.42×108和1.43×108m3/a；P3階段3個子流域年均產(chǎn)流量分別為0.91×108、0.39×108和1.69×108m3/a. 3個子流域相比，拒馬河子流域產(chǎn)流量降幅最小，王快子流域和西大洋子流域產(chǎn)流量降幅相當，P3階段相比P1階段產(chǎn)流量減小比例分別為24.7%、78.6%和82.0%. 單因素方差分析和LSD多重比較結果顯示，王快子流域和西大洋子流域P1階段和P3階段產(chǎn)流量存在顯著差異(P<0.05)，拒馬河子流域3個階段地表產(chǎn)流量不存在顯著性差異(P>0.05). 前人研究表明[22,38-39]，修建梯田會改變坡地形貌增加地面截留，NDVI指數(shù)增大會增加冠層截留，均會導致地表產(chǎn)流減少. 筆者認為，1980s以來上游山區(qū)梯田面積大幅增加[22]及植被覆蓋增加是導致地表產(chǎn)流減少的主要原因.

對3個流域P1階段到P3階段基流和產(chǎn)流衰減對年徑流量衰減的貢獻計算結果顯示，3個典型子流域徑流衰減量構成存在顯著差異(圖7). 王快子流域徑流衰減量中，基流和地表產(chǎn)流衰減貢獻占比分別為31.7%和68.3%，表明地表產(chǎn)流衰減是該子流域徑流衰減的主要原因. 西大洋子流域徑流衰減量中，基流和地表產(chǎn)流衰減貢獻占比分別為53.6%和46.4%，表明地表產(chǎn)流衰減和基流衰減對該子流域徑流衰減貢獻占比相當；拒馬河子流域徑流衰減量中，基流和地表產(chǎn)流衰減貢獻占比分別為85.6%和14.4%，表明基流衰減是該子流域徑流衰減的主要原因. 由此表明，巖溶地層分布廣的子流域面臨的問題是基流衰減，而以非巖溶地層為主的子流域面臨的問題是地表產(chǎn)流衰減.

圖7 典型子流域P1至P3階段徑流衰減量組成對比Fig.7 Composition comparison of runoff attenuation from stage P1 to P3 in typical sub-basins

3.1.3 山區(qū)徑流重建 王快、西大洋、拒馬河3個子流域總面積占白洋淀流域山區(qū)總面積的2/3，3個典型子流域近60年來河川徑流演變在白洋淀流域山區(qū)很具代表性. 取3個子流域1961年以來逐年徑流系數(shù)平均值為白洋淀流域山區(qū)徑流系數(shù)，降水取阜平站、龍門站和紫荊關站3個氣象站點年降水均值，根據(jù)公式(4)重建近60年來上游山區(qū)逐年徑流總量(圖8).

圖8 近60年來白洋淀流域山區(qū)徑流總量變化曲線Fig.8 Variation curve of total runoff in mountainous areas of Lake Baiyangdian Basin in recent 60 years

徑流重建結果統(tǒng)計顯示，近60年來山區(qū)徑流總量呈持續(xù)減小趨勢. 1961-1979年P1階段山區(qū)徑流總量為8.08×108～65.32×108m3/a，平均值為30.84×108m3/a，變異系數(shù)為47.7%. 1980-1996年P2階段山區(qū)徑流總量為6.40×108～52.78×108m3/a，平均值為20.61×108m3/a，變異系數(shù)為65.1%. P2階段相比P1階段，徑流量均值減小33.2%，但徑流量變異程度增大. 1997-2019年P3階段山區(qū)徑流總量為5.42×108～19.06×108m3/a，平均值為11.37×108m3/a，變異系數(shù)為37.8%. P3階段相比P1階段和P2階段，徑流量減小比例分別為63.1%和44.8%，徑流變異系數(shù)則為三個階段最小，表明該階段山區(qū)年徑流量更為均一. 結合前文分析，白洋淀流域山區(qū)年徑流量演變的原因主要有以下幾點：一是山區(qū)年降水量減小且年降水量更為均一；二是由于山區(qū)下墊面變化，降水冠層截留和地面截流相應增加，產(chǎn)流減少；三是地下水開采增加，引起地下水位下降，導致基流衰減.

3.1.4 入淀徑流演變 近60年來，白洋淀在氣候變化和人類活動影響下，逐漸由大入大出型天然過水湖泊退化為少入少出或只入不出的人工濕地. 根據(jù)上游山區(qū)徑流、水庫調(diào)蓄及生態(tài)補水等因素，將1961年以來白洋淀入淀水量變化分為T1～T4四個時期(圖9a). T1期為1965年之前天然徑流期，對應山區(qū)徑流P1階段前期，該階段上游水庫尚未蓄水，人類活動對河川徑流干預少，年均入淀水量為29.33×108m3/a，白洋淀平均水位7.11 m(1985國家高程，下同). T2期為1966-1979年人工弱干預期，該期對應山區(qū)徑流P1階段后期，該期山區(qū)徑流量與T1期相比無明顯變化，但是山區(qū)水庫陸續(xù)蓄水，水庫調(diào)蓄作用開始顯現(xiàn)，年均入淀水量降至10.16×108m3/a，白洋淀平均水位6.38 m，相比T1期已明顯減少. T3期為1980-1996年人工強干預期，該階段對應山區(qū)徑流P2階段，在人類活動影響下山區(qū)徑流量減少，入淀河流僅豐水年有水入淀，平水年和枯水年多呈斷流狀態(tài)，年入淀水量多小于2.0×108m3/a，白洋淀濕地生態(tài)環(huán)境持續(xù)惡化. T4階段為1997-2020年生態(tài)補水干預期，該階段對應山區(qū)徑流P3階段，山區(qū)徑流進一步減小，入淀河流基本斷流，白洋淀濕地主要依靠人工生態(tài)補水維持，年均入淀水量1.38×108m3/a，平均水位6.03 m. 自2017年雄安新區(qū)成立以來，人工生態(tài)補水進一步增加，入淀水量和白洋淀水位均呈上升趨勢.

圖9 1961-2020年白洋淀濕地入淀水量、水位(a)和累計距平徑流量動態(tài)(b)Fig.9 Dynamic curves of inflow water and water level (a), cumulative anomaly runoff (b) of Lake Baiyangdian Wetland from 1961 to 2020

為進一步了解入淀徑流量變化情況，對1961年來入淀徑流量做了累計距平分析(圖9b). 從分析結果可知，累計距平徑流量與階段劃分具有良好的對應關系：T1天然徑流期累計距平量呈不斷上升趨勢，反映該期入淀徑流量大于近60年來入淀徑流量均值；T2人工弱干預期累計距平量上升幅度減緩，表明該時期入淀徑流量均值大于近60年以來均值，但相比T1階段已大幅下降；T3和T4期，除個別豐水年份有所回升外，曲線均呈明顯下降趨勢，表明入淀流量大幅衰減，入淀徑流量小于多年平均入淀徑流量. 由此可見，白洋淀入淀水量受山區(qū)徑流、水庫調(diào)蓄以及人工生態(tài)補水等多重因素共同影響.

3.2 白洋淀濕地生態(tài)格局演變及響應機制

3.2.1 白洋淀濕地生態(tài)格局演變 參考呂婷婷等[24]、朱金峰等[23]對白洋淀土地覆蓋類型分類方法，將淀區(qū)土地利用類型分為水域、濕地植被、旱地、居民地4類. 選擇1967-2020年18個典型年份白洋淀夏季衛(wèi)星遙感數(shù)據(jù)，采用監(jiān)督分類方法并輔助人機交互判譯方法，解譯提取白洋淀濕地水域、濕地植被、旱地、居民地等地物信息，形成白洋淀濕地土地覆蓋類型遙感解譯圖(圖10).

圖10 1967年以來典型年份白洋淀濕地遙感解譯圖Fig.10 Remote sensing interpretation of Lake Baiyangdian Wetland in typical years since 1967

由圖10展示的白洋淀濕地遙感解譯圖可以看出，水域、水生植被、旱地是淀區(qū)主要土地利用類型，不同年份白洋淀濕地生態(tài)格局差異極大. 以水域為例，1967年夏季白洋淀大堤以內(nèi)幾乎全被水域覆蓋，水域面積達194.24 km2；1987年夏季白洋淀大堤內(nèi)土地覆蓋類型以旱地和水生植被為主，水域面積僅為1.51 km2，與1967年相差上百倍. 以水域和水生植被分布面積之和為白洋淀濕地面積，濕地面積統(tǒng)計結果顯示(圖11)，1967年以來白洋淀濕地演變大致可以分為3個階段，分別為1967-1987、1988-2000年和2001-2020年. 1967-1987年為白洋淀濕地第一急速退化期，白洋淀濕地面積由333.81 km2銳減至150 km2左右，濕地平均退化速率為9.4 km2/a；1988-2000年為第二急速退化期，該時期除1996年濕地面積略有增大外，其他年份濕地面積均持續(xù)減小，濕地面積由1988年的300.57 km2減至2000年的153.53 km2，濕地平均退化速率為10.4 km2/a；2000-2020年為逐步恢復期，白洋淀濕地面積逐漸增大，濕地恢復速率約為3.11 km2/a.

圖11 1967年以來白洋淀濕地生態(tài)格局演變Fig.11 Evolution of ecological pattern in Lake Baiyangdian Wetland since 1967

3.2.2 白洋淀濕地生態(tài)響應機制 白洋淀為主要依賴地表水的濕地生態(tài)系統(tǒng)，白洋淀水位、入淀水量、山區(qū)總徑流量、淀區(qū)降水量、淀區(qū)水面蒸發(fā)量等為影響白洋淀濕地演化的可能因素，濕地面積及各因素隨時間變化關系如圖12所示. 濕地面積與各影響因素變化曲線顯示，白洋淀濕地面積與水位、入淀水量、山區(qū)徑流量等波動趨勢基本一致，表明濕地演化與河川徑流演變相關.

圖12 白洋淀濕地面積及影響因素變化曲線Fig.12 Variation curves of wetland area and influencing factors in Lake Baiyangdian Wetland

Spearman相關性分析結果(表1)顯示，白洋淀濕地面積與水位、降水量、入淀水量呈顯著正相關(P<0.01)，其中濕地面積與地表水位的相關性最為顯著(R=0.843)，其次為入淀水量(R=0.717)，再次為淀區(qū)降水量(R=0.649)，濕地面積與淀區(qū)水面蒸發(fā)量及山區(qū)徑流量相關性不顯著. 由此表明，白洋淀濕地面積變化直接受控于地表水位波動，而地表水位與入淀水量多少直接相關. Spearman相關性分析表明，入淀水量與山區(qū)徑流量呈顯著相關(R=0.718，P<0.01)，即白洋淀入淀水量變化與山區(qū)河川徑流量變化密切相關. 由此可以得出結論，近60年來白洋淀濕地退化的直接原因是入淀流量減少、地表水位降低，根本原因是人類活動影響導致的山區(qū)徑流衰減.

表1 白洋淀濕地面積與影響因素相關性分析

4 結論

1)近60年來白洋淀流域山區(qū)徑流量呈持續(xù)衰減趨勢，1997-2019年山區(qū)年徑流量均值(11.37×108m3/a)僅為1961-1979年徑流均值(30.84×108m3/a)的36.9%.

2)人類活動影響下山區(qū)地表產(chǎn)流和基流量減少導致年徑流量大幅衰減，不同流域產(chǎn)流和基流減少對徑流衰減的貢獻率存在差異，非巖溶子流域徑流衰減的主要原因是地表產(chǎn)流減少，巖溶地層分布廣的子流域徑流衰減的主要原因是基流減少.

3)白洋淀濕地面積變化受控于地表水位波動，近60年來白洋淀濕地退化的直接原因是入淀流量減少、地表水位降低，根本原因是人類活動影響導致的山區(qū)徑流衰減.