2022, Vol. 34 
(2: 中国地质调查局地下水勘查与开发工程技术研究中心，保定 071051)
(3: 河北省高校生态环境地质应用技术研发中心，石家庄 050031)
(4: 中国冶金地质总局地球物理勘查院，保定 071051)
(2: Center for Groundwater Exploration and Development Engineering Technology Research, CGS, Baoding 071051, P.R.China)
(3: Hebei Center for Ecological and Environmental Geology Research, Shijiazhuang 050031, P.R.China)
(4: Geophysical Exploration Academy of China Metallurgical Geology Bureau, Baoding 071051, P.R.China)
白洋淀湿地位于河北省中部雄安新区境内，属海河流域大清河水系，是河北平原最大的湖泊湿地，发挥着调节气候、蓄水兴利、旅游景观等多种重要生态功能[1-2]. 近60年来，受气候变化和人类活动共同影响，白洋淀逐渐由天然过水型湖泊演变为依赖生态补水的人工湿地[1]，面临水源不足、湿地萎缩等生态环境问题[3-4]. 2017年，中共中央、国务院决定成立河北雄安新区，白洋淀作为其核心生态功能区，湿地生态保护与修复受到各界的广泛关注. 白洋淀作为依赖地表水的湖泊湿地[5]，流域水文循环对湿地的发展演变起着至关重要的作用，揭示白洋淀流域近60年来河川径流演变及湿地生态响应规律，对白洋淀湿地生态保护与修复具有重要的意义.
近几十年来，我国北方河川径流量呈现持续减少趋势，其中海河流域径流量衰减幅度居我国主要江河之首[6-9]. 王浩等[10]系统研究了海河流域径流演变机理，认为气候变化和人类活动对海河流域径流衰减的影响分别为38% 和62%；鲍振鑫等[11]基于四元驱动理论对海河流域径流变化归因定量识别认为，人类活动是海河流域河川径流减少的主要原因，贡献占比约为2/3，气候变化的贡献占比约为1/3；郝振纯等[12]研究表明，土地利用变化对流域径流有重要影响，汛期径流系数随林地面积的增大而减小，随草地面积的增大而增大. 近年来也有不少学者对白洋淀流域山区年径流量衰减开展过研究[13-22]，普遍认为气候变化对山区径流衰减有一定影响，但人类活动是引起径流衰减的主要原因，与海河流域认识基本一致. 也有学者对白洋淀湿地生态格局演化开展研究[23-24]，普遍认为气候、水文等自然因素变化，叠加农业生产、上游水利工程调蓄等人类活动，是白洋淀湿地退化的主要驱动因素. 河川径流由降水地表产流和基流两部分组成[25]. 前人对白洋淀流域河川径流的研究，多针对山区年径流总量衰减，未充分考虑流域水文地质条件的影响，关于山区地表产流和基流的演变研究鲜有报道；对白洋淀湿地演变驱动因素的研究，多局限于淀区人类活动和入淀水量变化，从山区产流角度系统分析白洋淀湿地演化规律的研究较少.
基于此，笔者选取白洋淀流域山区3个不同水文地质条件的典型子流域，开展近60年来河川径流演变研究，揭示山区地表产流和基流变化规律，定量计算产流和基流变化对径流总量衰减的贡献，结合1969年以来18期白洋淀湿地遥感影像解译成果，阐明白洋淀流域水文循环驱动湿地演变过程机制.
1 研究区概况白洋淀流域(38°06′~40°04′N，113°40′~116°15′E)面积3.12×104 km2，其中山区面积1.95×104 km2，平原区面积1.17×104 km2，属暖温带半湿润季风气候区，山区多年平均降水536 mm，降水量由西向东递减. 白洋淀入淀河流分为南北两支，其中南支包括潴龙河、孝义河、唐河、府河、漕河、瀑河及萍河，北支为通过白沟引河与白洋淀相连的大清河干流拒马河水系[26]. 1970s以前，天然条件下仅有南支水系入淀，随着1970年新盖房枢纽建成，一般年份北支水系也汇入白洋淀，丰水年份启用大清河分洪道行洪[12]. 目前，入淀河流中白沟引河、府河、孝义河有水入淀，南水北调工程生态补水经瀑河入淀，引黄入冀补淀工程生态补水经南部大树刘泵站入淀，其他河流仅在汛期有少量径流入淀，大部分时间处于完全干涸状态[1, 5].
选取白洋淀流域王快水库、西大洋水库、张坊水文站3个典型控制性断面，进行山区径流演变规律分析，3个断面控制流域范围如图 1所示，控制流域面积分别为3652.25、4276.58和4845.64 km2. 白洋淀流域上游山区地质构造复杂，沉积岩、变质岩和岩浆岩均有出露，其中对水文循环有重要影响的碳酸盐岩岩溶地层主要存在于元古界长城系、蓟县系及青白口系和古生界寒武系及奥陶系中[27]. 岩溶地层在王快子流域中零星分布，主要出露于子流域中部和东部，面积占比为4.71%；在西大洋子流域中分布稍广，西部、中部和东部均有出露，分布面积占比32.75%；在拒马河子流域中分布最为广泛，集中出露于西部涞源盆地和东部区域，分布面积占比46.7%.
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图 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 |
根据前人研究[22]，从1980s开始白洋淀流域山区大量修建梯田，至1998年左右山区梯田面积达到顶峰，总面积达5900 km2，约占流域山区总面积的30%. 在耕地面积增大的同时，白洋淀流域地下水开采量也持续增大，至2000年前后到达顶峰，地下水开采量约为45×108 m3/a，流域平原区地下水位持续下降[28]. 在植树造林等人类活动影响下，1980s以来山区年最大NDVI(归一化植被覆盖指数)整体呈现增大趋势，年均增长0.0023[22].
2 研究方法 2.1 Pettitt突变检验Pettitt法是检验时间序列突变点的常用方法[13, 22, 29]，可以避免异常值的干扰以及数据分布特征的影响，其计算方法如下. 对于具有N个样本的时间序列，构造统计量Ut, N：
| $ U_{t, N}=\sum\limits_{i=1}^t \sum\limits_{j=1}^N {\rm{sgn}}\left(x_i-x_j\right) $ | (1) |
式中, t=1，2，…，N. 令xi -xj =θ. θ＞0时，sgnθ=1；θ=0时，sgnθ=0；θ＜0时，sgnθ=-1.
原假设认为时间序列的突变不显著，而备择假设认为时间序列的变化趋势显著，突变点统计量KN公式为：
| $ K_N=\max\limits _{1 \leqslant t \leqslant N}\left|U_{t, N}\right| $ | (2) |
统计量的显著性检验为:
| $ P \cong 2 \exp \left(-6 K_N{ }^2 /\left(N^3+N^2\right)\right) $ | (3) |
当P≤0.05时，突变点显著，否则突变点不显著.
2.2 径流系数、基流量及产流量计算径流系数指某一时段通过某一断面径流总量与同时段该断面控制流域降水总量之比[30]，公式如下：
| $ \alpha=\frac{W}{P \cdot F} 100 $ | (4) |
式中，α为径流系数，无量纲；W为年径流量(×108 m3)，P为年降水量(m)，F为流域面积(km2).
基流一般指来源于地下水或者其他延迟部分的径流[31-32]. 基流分割方法多样，有直线分割法、基流指数(BFI)法、数字滤波法等[25, 32-33]. 研究区非汛期降水仅占年降水量的20% 左右[22]，且雨强小，难以形成产流，径流成分以基流为主. 本文采用直线分割法进行基流分割，以非汛期径流量除以非汛期月数，作为该年度月均基流量，以此计算年基流总量及地表产流量. 计算公式如下[25]：
| $ W_{\mathrm{b}}=\frac{1}{n} \cdot \sum\limits_{i=1}^n Q_i \times 12 $ | (5) |
| $ W_{\mathrm{c}}=W-W_{\mathrm{b}} $ | (6) |
式中, Wb为年基流量(×108 m3)；n为非汛期月份数；Qi为非汛期各月份的径流量；Wc为年地表产流量(×108 m3).
2.3 影像数据及解译方法选择1967-2020年18个典型年份白洋淀夏季卫星遥感数据(KH、Landsat MSS/TM/ETM+/OLI、GF2、GF6)，构建时间序列影像. 其中，KH为商业卫星数据公司购买，Landsat MSS/TM/ETM+/OLI来源于中国科学院空间信息创新研究院遥感数据共享计划(http://ids.ceode.ac.cn/index.aspx)，GF2、GF6数据来源于自然资源部国土卫星遥感应用中心(http://www.lasac.cn/). 在经过辐射定标、大气校正、多时相影像地理配准、图像裁剪等预处理后生成解译图像，根据目标对象的光谱和空间纹理特征结合野外实地调查点位信息，构建湿地地物的图像解译标志. 以各地物要素纯净像元作为样本，采用监督分类方法并辅助人机交互判译手段，形成白洋淀湿地土地覆盖类型图件.
2.4 数据统计分析采用SPSS 19.0进行数据处理及统计分析：利用描述统计功能对径流量、径流系数等进行均值、极大值、极小值、标准差、标准误以及变异系数等统计；采用Spearman相关分析功能对白洋淀湿地面积、地表水位、入淀流量等因素进行相关性分析；利用单因素方差分析(One-way ANOVA)、LSD多重比较功能对比不同阶段径流量、基流量、入淀水量等.
采用ArcGIS 10.5生成山区河网，进行子流域划分及面积计算，并绘制白洋淀流域及典型子流域地理位置图，利用Excel 2016和Origin 8.5绘制径流量、降水量等各要素变化曲线.
3 结果与讨论 3.1 白洋淀流域山区径流演变 3.1.1 年径流量演变王快、西大洋和拒马河3个子流域1961-2019年年径流量如图 2所示，3个子流域年均径流量分别为4.91×108、3.78×108和4.45×108 m3/a，变异系数分别为78.0%、65.6% 和63.2%. 从时间尺度对比，1961年以来，3个子流域年径流量变化规律基本一致，均呈持续下降趋势.
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图 2 1961-2019年山区典型子流域年径流量变化曲线 Fig.2 Annual runoff variation curves of typical sub-basins in mountainous areas from 1961 to 2019 |
采用pettitt法对3个子流域年径流系列进行突变检验(图 3)，发现3个子流域近60年来在1979年左右和1996年左右分别出现过两次显著突变(P＜0.05)，其中1996年径流突变更为显著. 根据2次突变时间将近60年径流序列分为P1~P3三个阶段. 对比显示(图 4)，王快、西大洋、西大洋3个子流域先后三个阶段年均径流依次减少. 3个子流域P1阶段年均径流量分别为7.53×108、5.78×108和6.51×108 m3/a；P2阶段年均径流量较P1阶段分别减少2.51×108、1.80×108和2.28×108 m3/a，减小比例分别为33.4%、31.1% 和35.0%；P3阶段较P2阶段分别减少2.35×108、2.00×108和1.56×108 m3/a，减小比例分别为46.7%、50.2% 和36.8%；P3阶段和P1阶段相比，3个子流域年均径流量减小比例分别为64.5%、65.7% 和58.9%. 单因素方差分析和LSD多重比较结果显示，3个子流域不同阶段年径流量两两之间均存在显著差异(P＜0.05).
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图 3 pettitt检验统计量Ut, N值曲线 Fig.3 Ut, N curve of pettitt test statistic |
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图 4 不同阶段年径流量对比 Fig.4 Comparison of annual runoff at different stages |
气候变化是径流量衰减的影响因素之一. 取阜平站、龙门站和紫荆关站3个气象站点年降水均值为山区年降水量，1961年以来山区逐年降水量变化曲线如图 5a所示. 统计显示，近60年来年前后3个阶段年均降水量分别为539.77、526.36和483.15 mm，呈小幅下降趋势，P3阶段年均降水量相比P1阶段减小10.5%；3个阶段降水量变异系数分别为33.5%、28.1% 和17.9%，表明山区降水变异性减小，年降水量更为均一. 年降水减小主要是由汛期(6-9月)降水量减小所致，P1阶段至P3阶段汛期降水均值由439.73 mm减至364.73 mm，占年总降水量比重由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. 单因素方差分析结果显示，P1~P3不同时期年降水量不存在显著差异. 由此表明，大气降水变化是导致近60年来山区径流量衰减的原因之一，但并非主要因素.
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图 5 1961-2019年降水量及典型子流域径流系数变化曲线 Fig.5 Variation curves of precipitation and runoff coefficients in typical sub-basins from 1961 to 2019 |
人类活动则主要通过改变下垫面类型、地下水位等，使地表产流量或基流量减小，导致径流量衰减，径流系数变化可以直观反映出人类活动的影响. 根据公式(4)计算1961年以来3个子流域年径流系数(图 5b). 统计表明，P1阶段王快、西大洋、拒马河子流域径流系数分别为0.36、0.25和0.25，均值为0.29；P2阶段3个子流域径流系数分别为0.24、0.17和0.16，均值为0.19；P3阶段3个子流域径流系数分别为0.15、0.10和0.12，均值为0.12. 子流域间横向对比发现，西大洋子流域和拒马河子流域径流系数相近，而不同阶段王快子流域径流系数均大于前两者. 前人研究已经表明[34]，岩溶流域和非岩溶流域降水入渗及径流过程存在差异，本次研究也证明了这一点. 岩溶地层分布较广的西大洋子流域和拒马河子流域，降水入渗补给较强，部分岩溶水通过地下径流方式出山，侧向补给平原区孔隙水在山前溢出带排泄，如保定西郊一亩泉等[35]，导致根据地表径流计算的径流系数小于岩溶地层零星分布的王快子流域. 不同时期对比发现，近60年来上游山区3个典型流域径流系数均呈持续减小趋势. P3阶段与P1阶段相比，3个子流域径流系数减小比例分别为58.6%、62.4% 和52.0%. 径流系数大幅减小，表明大气降水转化为径流的比例显著降低，山区径流量持续衰减.
3.1.2 山区径流组成演变根据公式(5)和(6)计算3个子流域近60年来基流量和地表产流量，变化曲线如图 6所示. 由变化曲线可以看出，王快、西大洋和拒马河子流域近60年来基流量均呈持续下降趋势(图 6). 统计显示：P1阶段3个子流域年均基流量分别为3.31×108、3.63×108和4.27×108 m3/a；P2阶段3个子流域基流量分别为2.43×108、2.56×108和2.81×108 m3/a；P3阶段3个子流域年均基流量分别为1.77×108、1.59×108和0.99×108 m3/a. 单因素方差分析和LSD多重比较结果显示，3个子流域不同阶段基流量两两之间均存在显著差异(P＜0.05). 3个子流域P3阶段相比P1阶段基流量减小比例分别为46.4%、56.2% 和76.8%，横向相比发现，以片麻岩、变粒岩等变质岩为主的王快子流域基流降幅最小，西大洋子流域其次，岩溶地层分布面积最广的拒马河子流域基流降幅最大. 河川基流主要来自于地下水排泄，基流量衰减，反映的是地下水排泄量减少，这往往是由于地下水过度开采导致[36]. 例如，拒马河上游涞源盆地地下水开采增加，导致涞源泉流量持续衰减[37]. 此外，近几十年来白洋淀流域平原区地下水位持续下降[28]，山区地下水特别是岩溶水对平原区孔隙水侧向补给增加，导致山区地下水位下降，进一步加剧了山区河川基流衰减.
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图 6 近60年来典型子流域基流和产流量变化 Fig.6 Changes of baseflow and surface runoff in typical sub-basins in recent 60 years |
地表产流量变化对比显示，王快、西大洋和拒马河子流域近60年来产流量呈持续下降趋势. 统计结果显示：P1阶段3个子流域年均产流量分别为4.23×108、2.14×108和2.24×108 m3/a；P2阶段3个子流域产流量分别为2.59×108、1.42×108和1.43×108 m3/a；P3阶段3个子流域年均产流量分别为0.91×108、0.39×108和1.69×108 m3/a. 3个子流域相比，拒马河子流域产流量降幅最小，王快子流域和西大洋子流域产流量降幅相当，P3阶段相比P1阶段产流量减小比例分别为24.7%、78.6% 和82.0%. 单因素方差分析和LSD多重比较结果显示，王快子流域和西大洋子流域P1阶段和P3阶段产流量存在显著差异(P＜0.05)，拒马河子流域3个阶段地表产流量不存在显著性差异(P＞0.05). 前人研究表明[22, 38-39]，修建梯田会改变坡地形貌增加地面截留，NDVI指数增大会增加冠层截留，均会导致地表产流减少. 笔者认为，1980s以来上游山区梯田面积大幅增加[22]及植被覆盖增加是导致地表产流减少的主要原因.
对3个流域P1阶段到P3阶段基流和产流衰减对年径流量衰减的贡献计算结果显示，3个典型子流域径流衰减量构成存在显著差异(图 7). 王快子流域径流衰减量中，基流和地表产流衰减贡献占比分别为31.7% 和68.3%，表明地表产流衰减是该子流域径流衰减的主要原因. 西大洋子流域径流衰减量中，基流和地表产流衰减贡献占比分别为53.6% 和46.4%，表明地表产流衰减和基流衰减对该子流域径流衰减贡献占比相当；拒马河子流域径流衰减量中，基流和地表产流衰减贡献占比分别为85.6% 和14.4%，表明基流衰减是该子流域径流衰减的主要原因. 由此表明，岩溶地层分布广的子流域面临的问题是基流衰减，而以非岩溶地层为主的子流域面临的问题是地表产流衰减.
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图 7 典型子流域P1至P3阶段径流衰减量组成对比 Fig.7 Composition comparison of runoff attenuation from stage P1 to P3 in typical sub-basins |
王快、西大洋、拒马河3个子流域总面积占白洋淀流域山区总面积的2/3，3个典型子流域近60年来河川径流演变在白洋淀流域山区很具代表性. 取3个子流域1961年以来逐年径流系数平均值为白洋淀流域山区径流系数，降水取阜平站、龙门站和紫荆关站3个气象站点年降水均值，根据公式(4)重建近60年来上游山区逐年径流总量(图 8).
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图 8 近60年来白洋淀流域山区径流总量变化曲线 Fig.8 Variation curve of total runoff in mountainous areas of Lake Baiyangdian Basin in recent 60 years |
径流重建结果统计显示，近60年来山区径流总量呈持续减小趋势. 1961-1979年P1阶段山区径流总量为8.08×108~65.32×108 m3/a，平均值为30.84×108 m3/a，变异系数为47.7%. 1980-1996年P2阶段山区径流总量为6.40×108~52.78×108 m3/a，平均值为20.61×108 m3/a，变异系数为65.1%. P2阶段相比P1阶段，径流量均值减小33.2%，但径流量变异程度增大. 1997-2019年P3阶段山区径流总量为5.42×108~19.06×108 m3/a，平均值为11.37×108 m3/a，变异系数为37.8%. P3阶段相比P1阶段和P2阶段，径流量减小比例分别为63.1% 和44.8%，径流变异系数则为三个阶段最小，表明该阶段山区年径流量更为均一. 结合前文分析，白洋淀流域山区年径流量演变的原因主要有以下几点：一是山区年降水量减小且年降水量更为均一；二是由于山区下垫面变化，降水冠层截留和地面截流相应增加，产流减少；三是地下水开采增加，引起地下水位下降，导致基流衰减.
3.1.4 入淀径流演变近60年来，白洋淀在气候变化和人类活动影响下，逐渐由大入大出型天然过水湖泊退化为少入少出或只入不出的人工湿地. 根据上游山区径流、水库调蓄及生态补水等因素，将1961年以来白洋淀入淀水量变化分为T1~T4四个时期(图 9a). T1期为1965年之前天然径流期，对应山区径流P1阶段前期，该阶段上游水库尚未蓄水，人类活动对河川径流干预少，年均入淀水量为29.33×108 m3/a，白洋淀平均水位7.11 m(1985国家高程，下同). T2期为1966-1979年人工弱干预期，该期对应山区径流P1阶段后期，该期山区径流量与T1期相比无明显变化，但是山区水库陆续蓄水，水库调蓄作用开始显现，年均入淀水量降至10.16×108 m3/a，白洋淀平均水位6.38 m，相比T1期已明显减少. T3期为1980-1996年人工强干预期，该阶段对应山区径流P2阶段，在人类活动影响下山区径流量减少，入淀河流仅丰水年有水入淀，平水年和枯水年多呈断流状态，年入淀水量多小于2.0×108 m3/a，白洋淀湿地生态环境持续恶化. T4阶段为1997-2020年生态补水干预期，该阶段对应山区径流P3阶段，山区径流进一步减小，入淀河流基本断流，白洋淀湿地主要依靠人工生态补水维持，年均入淀水量1.38×108 m3/a，平均水位6.03 m. 自2017年雄安新区成立以来，人工生态补水进一步增加，入淀水量和白洋淀水位均呈上升趋势.
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图 9 1961-2020年白洋淀湿地入淀水量、水位(a)和累计距平径流量动态(b) Fig.9 Dynamic curves of inflow water and water level (a), cumulative anomaly runoff (b) of Lake Baiyangdian Wetland from 1961 to 2020 |
为进一步了解入淀径流量变化情况，对1961年来入淀径流量做了累计距平分析(图 9b). 从分析结果可知，累计距平径流量与阶段划分具有良好的对应关系：T1天然径流期累计距平量呈不断上升趋势，反映该期入淀径流量大于近60年来入淀径流量均值；T2人工弱干预期累计距平量上升幅度减缓，表明该时期入淀径流量均值大于近60年以来均值，但相比T1阶段已大幅下降；T3和T4期，除个别丰水年份有所回升外，曲线均呈明显下降趋势，表明入淀流量大幅衰减，入淀径流量小于多年平均入淀径流量. 由此可见，白洋淀入淀水量受山区径流、水库调蓄以及人工生态补水等多重因素共同影响.
3.2 白洋淀湿地生态格局演变及响应机制 3.2.1 白洋淀湿地生态格局演变参考吕婷婷等[24]、朱金峰等[23]对白洋淀土地覆盖类型分类方法，将淀区土地利用类型分为水域、湿地植被、旱地、居民地4类. 选择1967-2020年18个典型年份白洋淀夏季卫星遥感数据，采用监督分类方法并辅助人机交互判译方法，解译提取白洋淀湿地水域、湿地植被、旱地、居民地等地物信息，形成白洋淀湿地土地覆盖类型遥感解译图(图 10).
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图 10 1967年以来典型年份白洋淀湿地遥感解译图 Fig.10 Remote sensing interpretation of Lake Baiyangdian Wetland in typical years since 1967 |
由图 10展示的白洋淀湿地遥感解译图可以看出，水域、水生植被、旱地是淀区主要土地利用类型，不同年份白洋淀湿地生态格局差异极大. 以水域为例，1967年夏季白洋淀大堤以内几乎全被水域覆盖，水域面积达194.24 km2；1987年夏季白洋淀大堤内土地覆盖类型以旱地和水生植被为主，水域面积仅为1.51 km2，与1967年相差上百倍. 以水域和水生植被分布面积之和为白洋淀湿地面积，湿地面积统计结果显示(图 11)，1967年以来白洋淀湿地演变大致可以分为3个阶段，分别为1967-1987、1988-2000年和2001-2020年. 1967-1987年为白洋淀湿地第一急速退化期，白洋淀湿地面积由333.81 km2锐减至150 km2左右，湿地平均退化速率为9.4 km2/a；1988-2000年为第二急速退化期，该时期除1996年湿地面积略有增大外，其他年份湿地面积均持续减小，湿地面积由1988年的300.57 km2减至2000年的153.53 km2，湿地平均退化速率为10.4 km2/a；2000-2020年为逐步恢复期，白洋淀湿地面积逐渐增大，湿地恢复速率约为3.11 km2/a.
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图 11 1967年以来白洋淀湿地生态格局演变 Fig.11 Evolution of ecological pattern in Lake Baiyangdian Wetland since 1967 |
白洋淀为主要依赖地表水的湿地生态系统，白洋淀水位、入淀水量、山区总径流量、淀区降水量、淀区水面蒸发量等为影响白洋淀湿地演化的可能因素，湿地面积及各因素随时间变化关系如图 12所示. 湿地面积与各影响因素变化曲线显示，白洋淀湿地面积与水位、入淀水量、山区径流量等波动趋势基本一致，表明湿地演化与河川径流演变相关.
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图 12 白洋淀湿地面积及影响因素变化曲线 Fig.12 Variation curves of wetland area and influencing factors in Lake Baiyangdian Wetland |
Spearman相关性分析结果(表 1)显示，白洋淀湿地面积与水位、降水量、入淀水量呈显著正相关(P＜0.01)，其中湿地面积与地表水位的相关性最为显著(R=0.843)，其次为入淀水量(R=0.717)，再次为淀区降水量(R=0.649)，湿地面积与淀区水面蒸发量及山区径流量相关性不显著. 由此表明，白洋淀湿地面积变化直接受控于地表水位波动，而地表水位与入淀水量多少直接相关. Spearman相关性分析表明，入淀水量与山区径流量呈显著相关(R=0.718，P＜0.01)，即白洋淀入淀水量变化与山区河川径流量变化密切相关. 由此可以得出结论，近60年来白洋淀湿地退化的直接原因是入淀流量减少、地表水位降低，根本原因是人类活动影响导致的山区径流衰减.
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表 1 白洋淀湿地面积与影响因素相关性分析 Tab. 1 Correlation analysis between Lake Baiyangdian Wetland area and influencing factors |
1) 近60年来白洋淀流域山区径流量呈持续衰减趋势，1997-2019年山区年径流量均值(11.37×108 m3/a) 仅为1961-1979年径流均值(30.84×108 m3/a)的36.9%.
2) 人类活动影响下山区地表产流和基流量减少导致年径流量大幅衰减，不同流域产流和基流减少对径流衰减的贡献率存在差异，非岩溶子流域径流衰减的主要原因是地表产流减少，岩溶地层分布广的子流域径流衰减的主要原因是基流减少.
3) 白洋淀湿地面积变化受控于地表水位波动，近60年来白洋淀湿地退化的直接原因是入淀流量减少、地表水位降低，根本原因是人类活动影响导致的山区径流衰减.
| [1] |
Yi YJ, Lin CQ, Tang CH. Hydrology, environment and ecological evolution of Lake Baiyangdian since 1960s. J Lake Sci, 2020, 32(5): 1333-1347, 1226. [易雨君, 林楚翘, 唐彩红. 1960s以来白洋淀水文、环境、生态演变趋势. 湖泊科学, 2020, 32(5): 1333-1347, 1226. DOI:10.18307/2020.0500] |
| [2] |
Yin DC, Wang YS, Qi XF et al. Stoichiometric characteristics of carbon, nitrogen and phosphorus in surface sediments of different plant communities in Lake Baiyangdian wetland. J Lake Sci, 2022, 34(2): 506-516. [尹德超, 王雨山, 祁晓凡等. 白洋淀湿地不同植物群落区表层沉积物碳氮磷化学计量特征. 湖泊科学, 2022, 34(2): 506-516. DOI:10.18307/2022.0212] |
| [3] |
Cao TG, Yi YJ, Liu HX et al. Integrated ecosystem services-based calculation of ecological water demand for a macrophyte-dominated shallow lake. Global Ecology and Conservation, 2020, 21: e00858. DOI:10.1016/j.gecco.2019.e00858 |
| [4] |
Tang CH, Yi YJ, Yang ZF et al. Effects of ecological flow release patterns on water quality and ecological restoration of a large shallow lake. Journal of Cleaner Production, 2018, 174: 577-590. DOI:10.1016/j.jclepro.2017.10.338 |
| [5] |
Wang KL, Li HT, Wu AM et al. An analysis of the evolution of Baiyangdian wetlands in Hebei Province with artificial recharge. Acta Geoscientia Sinica, 2018, 39(5): 549-558. [王凯霖, 李海涛, 吴爱民等. 人工补水条件下白洋淀湿地演变研究. 地球学报, 2018, 39(5): 549-558. DOI:10.3975/cagsb.2018.071102] |
| [6] |
Zhang JY, He RM, Qi J et al. A new perspective on water issues in North China. Advances in Water Science, 2013, 24(3): 303-310. [张建云, 贺瑞敏, 齐晶等. 关于中国北方水资源问题的再认识. 水科学进展, 2013, 24(3): 303-310.] |
| [7] |
Zhang SL, Yang DW, Yang HB et al. Analysis of the dominant causes for runoff reduction in five major basins over China during 1960-2010. Advances in Water Science, 2015, 26(5): 605-613. [张树磊, 杨大文, 杨汉波等. 1960-2010年中国主要流域径流量减小原因探讨分析. 水科学进展, 2015, 26(5): 605-613.] |
| [8] |
Zhang JY, Wang GQ, Jin JL et al. Evolution and variation characteristics of the recorded runoff for the major rivers in China during 1956-2018. Advances in Water Science, 2020, 31(2): 153-161. [张建云, 王国庆, 金君良等. 1956-2018年中国江河径流演变及其变化特征. 水科学进展, 2020, 31(2): 153-161.] |
| [9] |
Wang GQ, Zhang JY, Guan XX et al. Quantifying attribution of runoff change for major rivers in China. Advances in Water Science, 2020, 31(3): 313-323. [王国庆, 张建云, 管晓祥等. 中国主要江河径流变化成因定量分析. 水科学进展, 2020, 31(3): 313-323.] |
| [10] |
Wang H, Wang JH, Jia YW. Mechanism of water cycle evolution and efficient utilization of water resources in Haihe River basin. Beijing: Science Press, 2016. [王浩, 王建华, 贾仰文. 海河流域水循环演变机理与水资源高效利用. 北京: 科学出版社, 2016.]
|
| [11] |
Bao ZX, Zhang JY, Yan XL et al. Quantitative assessment of the attribution of runoff change caused by four factors in the Haihe River Basin. Advances in Water Science, 2021, 32(2): 171-181. [鲍振鑫, 张建云, 严小林等. 基于四元驱动的海河流域河川径流变化归因定量识别. 水科学进展, 2021, 32(2): 171-181.] |
| [12] |
Hao ZC, Su ZK. Effects of land use change on runoff in the typical areas in Haihe River Basin. Advances in Water Science, 2015, 26(4): 491-499. [郝振纯, 苏振宽. 土地利用变化对海河流域典型区域的径流影响. 水科学进展, 2015, 26(4): 491-499.] |
| [13] |
Liu KY, Zhang L, Zhang GH et al. Identification of the impact of human activities on runoff in Baiyangdian Basin, North China. Journal of China Hydrology, 2007, 27(6): 6-10. [刘克岩, 张橹, 张光辉等. 人类活动对华北白洋淀流域径流影响的识别研究. 水文, 2007, 27(6): 6-10.] |
| [14] |
Han RG. Study on effects of sublayer and land-cover change on flood in massif areas of Daqinghe River Basin[Dissertation]. Tianjin: Tianjin University, 2010. [韩瑞光. 大清河山丘区下垫面变化对洪水径流影响问题的研究[学位论文]. 天津: 天津大学, 2010. ]
|
| [15] |
Wang LM, Zhu XC, Han DH. Study of the ecosystems degradation and its driving mechanism based on ecohydrological process evolution in Baiyangdian Lake Basin. Engineering Sciences, 2010, 12(6): 36-40, 47. [王立明, 朱晓春, 韩东辉. 白洋淀流域生态水文过程演变及其生态系统退化驱动机制研究. 中国工程科学, 2010, 12(6): 36-40, 47.] |
| [16] |
Zhou W, Lv AF, Jia SF. Trends and causes of runoff changes in mountainous areas of the Baiyangdian Lake Basin during the period 1959-2008. Resources Science, 2011, 33(7): 1249-1255. [周玮, 吕爱锋, 贾绍凤. 白洋淀流域1959年至2008年山区径流量变化规律及其动因分析. 资源科学, 2011, 33(7): 1249-1255.] |
| [17] |
Hu SS, Liu CM, Zheng HX et al. Assessing the impacts of climate variability and human activities on streamflow in the water source area of Baiyangdian Lake. Journal of Geographical Sciences, 2012, 22(5): 895-905. DOI:10.1007/s11442-012-0971-9 |
| [18] |
Wang Q, Yan DH, Qin TL et al. Impacts of human activities on drought of Baiyangdian Lake. Wetland Science, 2013, 11(4): 475-481. [王青, 严登华, 秦天玲等. 人类活动对白洋淀干旱的影响. 湿地科学, 2013, 11(4): 475-481.] |
| [19] |
Yuan Y, Yan DH, Wang H et al. Attributive analysis on evolution of inflow to Baiyangdian Wetland. Water Resources and Hydropower Engineering, 2013, 44(12): 1-4, 23. [袁勇, 严登华, 王浩等. 白洋淀湿地入淀水量演变归因分析. 水利水电技术, 2013, 44(12): 1-4, 23.] |
| [20] |
Yin J. Research on drought reduction theory and method in basin—case study of Baiyangdian River basin[Dissertation]. Beijing: China Institute of Water Resources, Hydropower Research, 2017. [尹军. 流域干旱还原理论与方法研究——以白洋淀流域为例[学位论文]. 北京: 中国水利水电科学研究院, 2017. ]
|
| [21] |
Li M, Yan SR, Liu Q et al. Analysis on streamflow processes response to extreme meteorological drought in the Baiyangdian Basin, China. Environmental Engineering, 2020, 38(10): 14-20. [李苗, 严思睿, 刘强等. 白洋淀流域径流过程对极端气象干旱的响应分析. 环境工程, 2020, 38(10): 14-20. DOI:10.13205/j.hjgc.202010003] |
| [22] |
Wang QM, Jiang S, Li S et al. Influencing factors of surface runoff attenuation in mountainous areas of Daqing River Basin. South-to-North Water Transfers and Water Science & Technology, 2021, 19(4): 669-679. [王庆明, 姜珊, 李森等. 大清河流域山区径流量衰减影响因素. 南水北调与水利科技: 中英文, 2021, 19(4): 669-679.] |
| [23] |
Zhu JF, Zhou Y, Wang SX et al. Analysis of changes of Baiyangdian wetland from 1975 to 2018 based on remote sensing. Journal of Remote Sensing, 2019, 23(5): 971-986. [朱金峰, 周艺, 王世新等. 1975年-2018年白洋淀湿地变化分析. 遥感学报, 2019, 23(5): 971-986.] |
| [24] |
Lv TT, Li LS, Zhu SF et al. Analysis on land use variation law and its driving force of Baiyangdian Lake since recent 30 years. Water Resources and Hydropower Engineering, 2020, 51(3): 37-44. [吕婷婷, 李林森, 朱世峰等. 近30 a来白洋淀土地利用变化规律及驱动力分析. 水利水电技术, 2020, 51(3): 37-44.] |
| [25] |
Lin XY, Liao ZS, Qian YP et al. Baseflow separation for groundwater study in the Yellow River Basin, China. Journal of Jilin University: Earth Science Edition, 2009, 39(6): 959-967. [林学钰, 廖资生, 钱云平等. 基流分割法在黄河流域地下水研究中的应用. 吉林大学学报: 地球科学版, 2009, 39(6): 959-967.] |
| [26] |
Wang YS, Yin DC, Wang XQ et al. Groundwater-surface water interactions in the Baiyangdian wetland, Xiongan New Area and its impact on reed land. Geology in China, 2021, 48(5): 1368-1381. [王雨山, 尹德超, 王旭清等. 雄安新区白洋淀湿地地表水和地下水转化关系及其对芦苇分布的影响. 中国地质, 2021, 48(5): 1368-1381.] |
| [27] |
Chen WH. Groundwater in Hebei Province. Beijing: Seismological Press, 1999. [陈望和. 河北地下水. 北京: 地震出版社, 1999.]
|
| [28] |
Lv CX, Jia SF, Ji ZH. Dynamics and causes of groundwater table change in plain area of Baiyangdian Basin in last 30 years. South-to-North Water Transfers and Water Science & Technology, 2010, 8(1): 65-68. [吕晨旭, 贾绍凤, 季志恒. 近30年来白洋淀流域平原区地下水位动态变化及原因分析. 南水北调与水利科技, 2010, 8(1): 65-68.] |
| [29] |
Pettitt AN. A non-parametric approach to the change-point problem. Applied Statistics, 1979, 28(2): 126. DOI:10.2307/2346729 |
| [30] |
Yuan Y, Shi PJ. Effect of land use on the rainfall runoff relationship in a basin—SCS model applied in Shenzhen City. Journal of Beijing Normal University: Natural Science, 2001, 37(1): 131-136. [袁艺, 史培军. 土地利用对流域降雨-径流关系的影响——SCS模型在深圳市的应用. 北京师范大学学报: 自然科学版, 2001, 37(1): 131-136.] |
| [31] |
Hall FR. Base-flow recessions—A review. Water Resources Research, 1968, 4(5): 973-983. DOI:10.1029/wr004i005p00973 |
| [32] |
Xu LL, Liu JL, Jin CJ et al. Baseflow separation methods in hydrological process research: A review. Chinese Journal of Applied Ecology, 2011, 22(11): 3073-3080. [徐磊磊, 刘敬林, 金昌杰等. 水文过程的基流分割方法研究进展. 应用生态学报, 2011, 22(11): 3073-3080. DOI:10.13287/j.1001-9332.2011.0433] |
| [33] |
Ni YQ, Zhang WH, Guo SL. Discussion on the discharge hydrograph separation methods. Hydrology, 2005, 25(3): 10-14, 19. [倪雅茜, 张文华, 郭生练. 流量过程线分割方法的分析探讨. 水文, 2005, 25(3): 10-14, 19.] |
| [34] |
Wang ZJ, Zhou H, Luo MM et al. Variations in discharge processes and runoff components between small Karst watersheds and non-Karst watersheds in Southern China. Hydrogeology & Engineering Geology, 2019, 46(3): 27-32, 39. [王泽君, 周宏, 罗明明等. 南方小型岩溶流域与非岩溶流域的释水过程及径流组分差异. 水文地质工程地质, 2019, 46(3): 27-32, 39.] |
| [35] |
Liang YP, Shen HY, Zhao CH et al. Thinking and practice on the research direction of Karst water in Northern China. Carsologica Sinica, 2021, 40(3): 363-380. [梁永平, 申豪勇, 赵春红等. 对中国北方岩溶水研究方向的思考与实践. 中国岩溶, 2021, 40(3): 363-380.] |
| [36] |
Shu LC, Chen XH. Impact of groundwater pumping on stream flow depletion—the case of the Platte River valley, central Nebraska. Journal of Hydraulic Engineering, 2003, 34(2): 112-116. [束龙仓, Chen XH. 地下水开采对河流流量衰减的影响分析——以美国内布拉斯加州普拉特河谷为例. 水利学报, 2003, 34(2): 112-116.] |
| [37] |
Wang HN, Qiao GJ. Variations of spring volume of the Karst groundwater system in the Laiyuan region. South-to-North Water Diversion and Water Science & Technology, 2011, 9(6): 54-57, 68. [王海宁, 乔光建. 涞源岩溶地下水系统泉水量变化特征分析. 南水北调与水利科技, 2011, 9(6): 54-57, 68.] |
| [38] |
Fu SH, Wu JD, Duan SH et al. Effect of soil and water conservation practice on soil erosion at Shixia watershed. Journal of Soil Water Conservation, 2001, 15(2): 21-24. [符素华, 吴敬东, 段淑怀等. 北京密云石匣小流域水土保持措施对土壤侵蚀的影响研究. 水土保持学报, 2001, 15(2): 21-24.] |
| [39] |
Li SH. Reaserch on hydro-ecology of terrace and its effect[Dissertation]. Xi'an: Changan University, 2011. [李仕华. 梯田水文生态及其效应研究[学位论文]. 西安: 长安大学, 2011. ]
|