曾 瑜，厲 莎，胡煜彬

(1.浙江同濟(jì)科技職業(yè)學(xué)院水利工程系，浙江 杭州 311231；2.浙江中水工程技術(shù)有限公司，浙江 杭州 310020)

降雨侵蝕力指降雨引起土壤侵蝕的潛在能力，是評(píng)價(jià)由降雨引起土壤分離和遷移的動(dòng)力指標(biāo)。1958年美國(guó)WISCHMEIER等[1]采用降雨動(dòng)能和最大30 min降雨強(qiáng)度的乘積來(lái)計(jì)算降雨侵蝕力，雖然這種方法精度高，但要求數(shù)據(jù)間隔為15 min，這在我國(guó)許多區(qū)域都難以滿(mǎn)足，且數(shù)據(jù)處理十分繁瑣。因此，各國(guó)學(xué)者建立許多降雨侵蝕力與年降雨量、月降雨量及日降雨量之間的統(tǒng)計(jì)關(guān)系[2-5]，以簡(jiǎn)化降雨侵蝕力計(jì)算方法，為大尺度評(píng)估降雨侵蝕力提供便利。章文波等[6]利用全國(guó)71個(gè)代表性氣象站資料，提出采用日雨量估算降雨侵蝕力的簡(jiǎn)易模型。賴(lài)成光等[7]采用該模型研究1960—2012年珠江流域降雨侵蝕力時(shí)空變化特征，得到珠江流域多年平均降雨侵蝕力為7 177.1 MJ·mm·hm-2·h-1，總體上呈從東到西遞減的規(guī)律，且大部分站點(diǎn)變化趨勢(shì)不顯著。殷水清等[8]利用1961—1990年黃土高原231個(gè)站點(diǎn)的降雨數(shù)據(jù)研究黃土高原降雨侵蝕力時(shí)空變化規(guī)律發(fā)現(xiàn)，黃土高原降雨侵蝕力為327～4 416 MJ·mm·hm-2·h-1，呈東南向西北遞減的分布格局，且年內(nèi)分配集中度極高。

鄱陽(yáng)湖是我國(guó)最大的淡水湖，流域生態(tài)環(huán)境在區(qū)域經(jīng)濟(jì)社會(huì)發(fā)展中占舉足輕重的地位。流域內(nèi)土壤侵蝕狀況嚴(yán)重，1996年遙感調(diào)查顯示，鄱陽(yáng)湖流域土壤侵蝕面積約為35 221 km2，占流域面積的21.7%，且90%以上屬水力侵蝕[9]。嚴(yán)重的土壤侵蝕和地質(zhì)災(zāi)害危害農(nóng)業(yè)生產(chǎn)，特別是贛南的崩崗侵蝕，到目前為止尚不能有效治理[10]。降雨侵蝕力既是水力侵蝕的主要?jiǎng)恿?，又是引起滑坡、崩塌等重力侵蝕的誘發(fā)因子。因此，研究鄱陽(yáng)湖流域降雨侵蝕力對(duì)區(qū)域水土保持治理、農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和災(zāi)害防治具有重要指導(dǎo)意義[11-12]。然而針對(duì)鄱陽(yáng)湖流域降雨侵蝕力的研究相對(duì)較少，且單一關(guān)注年降雨侵蝕力時(shí)空變化，缺少對(duì)其變化特征的研究[13]。通過(guò)研究1961—2014年鄱陽(yáng)湖流域降雨侵蝕力年際、年內(nèi)變化特征，以期為區(qū)域生態(tài)環(huán)境建設(shè)提供科學(xué)參考。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

鄱陽(yáng)湖流域位于長(zhǎng)江中下游(圖1)，總面積為16.69萬(wàn)km2，約占長(zhǎng)江流域面積的9%，其中鄱陽(yáng)湖湖區(qū)面積為3 900 km2，由贛江、信江、饒河、撫河和修河5條支流組成。

圖1 鄱陽(yáng)湖流域地理位置及各站泰森多邊形系數(shù)

鄱陽(yáng)湖匯集5河來(lái)水來(lái)沙，在北部與長(zhǎng)江相連，形成季節(jié)性、吞吐型湖泊。研究區(qū)地貌形態(tài)可劃分為山地、丘陵崗地和平原水面，分別占總面積的54%、35%和11%[9]。流域?qū)賮啛釒駶?rùn)季風(fēng)氣候區(qū)，氣候溫和，降水豐沛，雨熱同季，四季分明。研究區(qū)年平均降水量為1 400～1 800 mm，且50%左右降水集中在4—6月。流域廣泛分布第四紀(jì)紅壤，其質(zhì)地黏重，透水性差，極易造成水力侵蝕，導(dǎo)致土壤肥力退化，生態(tài)破壞加劇。鄱陽(yáng)湖流域是南方水土流失嚴(yán)重的地區(qū)之一，據(jù)2011年土壤侵蝕普查，全區(qū)土壤侵蝕總面積為26 496.87 km2，強(qiáng)度以上侵蝕面積為4 043.39 km2[14]。流域森林覆蓋率達(dá)60%以上，多為次生林，主要樹(shù)種有杉木(Cunninghamialanceolata)和馬尾松(Pinusmassonianalamb)。

1.2 數(shù)據(jù)來(lái)源

計(jì)算降雨侵蝕力需要完整、連續(xù)、長(zhǎng)期(>50 a)的日降雨數(shù)據(jù)(減少數(shù)據(jù)插補(bǔ)引起的誤差)，同時(shí)考慮站點(diǎn)在研究區(qū)分布的均勻性，選擇流域內(nèi)有長(zhǎng)序列日降雨記錄的15個(gè)國(guó)家級(jí)氣象站，各站分布見(jiàn)圖1。所有數(shù)據(jù)來(lái)源于國(guó)家氣象數(shù)據(jù)共享服務(wù)網(wǎng)(http:∥data.cma.cn)。

1.3 研究方法

1.3.1降雨侵蝕力的計(jì)算

基于日降雨量數(shù)據(jù)的侵蝕力模型眾多，以章文波模型應(yīng)用最廣泛[6]。該模型對(duì)中國(guó)各區(qū)域都具有較好的適應(yīng)性，已在中國(guó)各大流域得到驗(yàn)證，特別是長(zhǎng)江[15]、珠江[7]等南方流域。因此采用章文波模型計(jì)算降雨侵蝕力，模型計(jì)算公式為

(1)

(2)

a=21.586b-7.189 1。

(3)

1.3.2集中度和集中期的計(jì)算

集中度(PCD，DPC)和集中期(PCP，PPC)定量反映了變量年內(nèi)分配特征。集中度越大，表示年內(nèi)月越集中；集中期越大，表示集中的時(shí)間段越靠后。PCD和PCP的計(jì)算公式[16]分別為

(4)

PPC=arctan (Px/Py)，

(5)

(6)

(7)

式(4)～(7)中，P為年降雨侵蝕力，MJ·mm·hm-2·h-1；將一年看作一個(gè)360°的圓，再將其劃分為以30°為等分的12個(gè)月，Px、Py分別為各月的分量之和所構(gòu)成的水平、垂直分量；pi為第i月的降雨侵蝕力，MJ·mm·hm-2·h-1；θi為第i月降雨侵蝕力的矢量角度；i為月序(i=1,2,…,12)。從集中度上看，它表示降雨侵蝕力的年內(nèi)非均勻特征，當(dāng)降雨侵蝕力集中在某一月內(nèi)，則PCD為1。集中期反映的是一年中最大降雨侵蝕力出現(xiàn)的角度，角度對(duì)應(yīng)的月份見(jiàn)表1。

表1集中度、集中期各月包含的角度及計(jì)算角度

Table1Rangeofangleandcalculationangleformonthlyconcentrationdegreeandconcentrationperiod

月份包含角度/(°)計(jì)算角度/(°)1>345^1502>15^45303>45^75604>75^105905>105^1351206>135^1651507>165^1951808>195^2252109>225^25524010>255^28527011>285^31530012>315^345330

1.3.3趨勢(shì)及空間分析

采用泰森多邊形法計(jì)算降雨侵蝕力及其集中度、集中期的面平均值，各站泰森多邊形系數(shù)見(jiàn)圖1，其中贛縣系數(shù)最大，廬山最小。采用非參數(shù)的Mann-Kendall(簡(jiǎn)寫(xiě)為MK)趨勢(shì)檢驗(yàn)對(duì)降雨侵蝕力及其集中度、集中期進(jìn)行趨勢(shì)分析，計(jì)算方法詳見(jiàn)文獻(xiàn)[17]。采用一元線性回歸斜率的10倍[18]表征降雨侵蝕力、集中度、集中期的年際變化速率(傾向率)。采用ArcGIS 10.3軟件的克里金插值方法分析降雨侵蝕力的空間變化特征[19]。

2 結(jié)果與分析

2.1 降雨侵蝕力年際年內(nèi)變化特征

1961—2014年鄱陽(yáng)湖流域多年平均降雨量、侵蝕性降雨量和降雨侵蝕力年際變化特征見(jiàn)表2。降雨量和侵蝕性降雨量最大值均出現(xiàn)在2012年，而降雨侵蝕力最大值出現(xiàn)在1998年，3者最小值均出現(xiàn)在1963年。降雨量、侵蝕性降雨量和降雨侵蝕力極值比分別為2.1、2.2和2.6，變差系數(shù)CV值分別為0.16、0.19和0.23，表明降雨侵蝕力年際波動(dòng)程度大于降雨量和侵蝕性降雨量。降雨量、侵蝕性降雨量、降雨侵蝕力傾向率分別為17.8 mm·(10 a)-1、26.7 mm·(10 a)-1和267.3 MJ·mm·hm-2·h-1·(10 a)-1，均有上升傾向。降雨量、侵蝕性降雨量和降雨侵蝕力MK檢驗(yàn)統(tǒng)計(jì)量分別為0.63、1.08和1.17，大于0，但小于1.96，表明3者年際變化呈不顯著上升趨勢(shì)(P>0.05)。降雨侵蝕力分別與降雨量、侵蝕性降雨量存在冪函數(shù)關(guān)系(圖2)。

表2鄱陽(yáng)湖流域降雨量、侵蝕性降雨量和降雨侵蝕力年際變化特征

Table2Characteristicsofrainfall,erosiverainfallandrainfallerosivityinPoyangLakeBasin

指標(biāo)降雨量/mm侵蝕性降雨量/mm降雨侵蝕力/(MJ·mm·hm-2·h-1)平均值1 633.51 328.69 537.9最大值2 169.4(2012年)1 860.9(2012年)14 002.8(1998年)最小值1 084.8(1963年)830.3(1963年)5 354.9(1963年)標(biāo)準(zhǔn)差266.3253.42 167.4

圖2 月降雨侵蝕力分別與降雨量和侵蝕性降雨量的關(guān)系

1961—2014年降雨量、侵蝕性降雨量和降雨侵蝕力累積距平曲線見(jiàn)圖3。

圖3 1961—2014年降雨侵蝕力、降雨量和侵蝕性降雨量累積距平曲線和年內(nèi)分配

由圖3可知，降雨量、侵蝕性降雨量和降雨侵蝕力年際變化存在一致性：1961—1990年累積距平呈下降趨勢(shì)，1991—2001年呈上升趨勢(shì)，2002—2008年又下降，2009年后又上升。3個(gè)指標(biāo)年內(nèi)分配呈“單峰型”，最大值出現(xiàn)在6月。汛期(4—9月)降雨量、侵蝕性降雨量和降雨侵蝕力占全年比例分別為62.4%、66.8%和71.7%，表明降雨侵蝕力年內(nèi)分配較降雨量更加不均勻。各月降雨侵蝕力MK趨勢(shì)檢驗(yàn)見(jiàn)表3。

由表3可知，4、5、9和10月MK統(tǒng)計(jì)量小于0，但大于-1.96，表明降雨侵蝕力呈不顯著下降趨勢(shì)。其他時(shí)間降雨侵蝕力MK統(tǒng)計(jì)量大于0，表明降雨侵蝕力主要呈上升趨勢(shì)。1和8月降雨侵蝕力MK統(tǒng)計(jì)量大于1.96，表明降雨侵蝕力呈顯著上升趨勢(shì)(P<0.05)，兩個(gè)月的傾向率分別為31.8和90.02 MJ·mm·hm-2·h-1·(10 a)-1。

表31961—2014年降雨侵蝕力各月MK趨勢(shì)檢驗(yàn)結(jié)果

Table3MKtestofmonthlyrainfallerosivityfrom1961to2014

月份MK統(tǒng)計(jì)量(Z)月份MK統(tǒng)計(jì)量(Z)12.402?71.06921.50982.212?31.3189-0.3524-0.07310-1.7065-0.513111.28960.278120.850

*表示在5%水平上顯著。

1和8月降雨侵蝕力MK突變檢驗(yàn)結(jié)果見(jiàn)圖4。1月MK檢驗(yàn)的正序列(UF)和逆序列(UB)在1974年相交，且UF線突破0.05顯著性水平，表明1月降雨侵蝕力在1974年發(fā)生突變。8月MK檢驗(yàn)UF和UB線相交與1974和1989年，表明8月份降雨侵蝕力存在1974和1989年兩個(gè)突變點(diǎn)。

圖4 1961—2014年1和8月降雨侵蝕力MK突變檢驗(yàn)

2.2 降雨侵蝕力空間分布特征

1961—2014年降雨侵蝕力均值、傾向率和MK統(tǒng)計(jì)量空間分布見(jiàn)圖5。由圖5可知，鄱陽(yáng)湖流域降雨侵蝕力為6 737.2～13 882.0 MJ·mm·hm-2·h-1，呈從西南向東北逐漸增加趨勢(shì)。降雨侵蝕力低值區(qū)在遂川站附近，小于7 000 MJ·mm·hm-2·h-1；高值區(qū)在廬山站附近，高于13 000 MJ·mm·hm-2·h-1。降雨侵蝕力等值線在流域北部最密集，表明該區(qū)域降雨侵蝕力變化梯度最大，1961—2014年降雨侵蝕力傾向率以廬山、景德鎮(zhèn)和南城為較大，大于500 MJ·mm·hm-2·h-1·(10 a)-1。傾向率為負(fù)值僅出現(xiàn)在波陽(yáng)、玉山和尋烏站，分別為-35.4、-86.3和-92.9 MJ·mm·hm-2·h-1·(10 a)-1。15個(gè)氣象站MK統(tǒng)計(jì)量表明降雨侵蝕力多呈不顯著上升趨勢(shì)，僅樟樹(shù)站(Z=2.17)呈顯著上升趨勢(shì)(P<0.05)。

圖5 1961—2014年降雨侵蝕力1均值、傾向率和MK統(tǒng)計(jì)量空間分布

2.3 降雨侵蝕力集中度與集中期時(shí)空變化

鄱陽(yáng)湖流域降雨侵蝕力集中度多年平均值為0.49，傾向率為-0.1(10 a)-1(圖6)。集中度多年平均值為152.4°，對(duì)應(yīng)6月，年際變化率為0.96°(10 a)-1(圖6)。集中度與集中期MK統(tǒng)計(jì)量分別為-1.41和0.19，表明集中度呈不顯著下降趨勢(shì)，而集中期呈不顯著上升趨勢(shì)(P>0.05)。降雨侵蝕力集中度和集中期空間分布見(jiàn)圖7。近54 a流域降雨侵蝕力集中度呈自西南向東北逐漸增大的分布格局，較小值為遂川(0.43)和贛縣站(0.44)，最大值為南昌和南城站，均為0.52。集中期空間分布較集中度分散，整體表現(xiàn)為流域中部集中期較小，大多小于120°，對(duì)應(yīng)4月；集中度最大值為廬山站，達(dá)225.7°，對(duì)應(yīng)8月。

圖6 1961—2014年降雨侵蝕力集中度與集中期年際變化Fig.6 Inter-annual change in rainfall erosion concentration degree and concentration period during 1961-2014

2.4 降雨侵蝕力年代時(shí)空變化特征

鄱陽(yáng)湖流域降雨侵蝕力、集中度和集中期年代差異明顯(圖8)。流域降雨侵蝕力在1990年代最大，為10 820.8 MJ·mm·hm-2·h-1；其次在21世紀(jì)初，為10 613.7 MJ·mm·hm-2·h-1；其他年代降雨侵蝕力差異較小。降雨侵蝕力集中度和集中期年代變化程度大于降雨侵蝕力，集中度最大值在1960年代(0.55)，最小值在1980年代(0.44)。集中期最大年代在20世紀(jì)末，為160.1°，對(duì)應(yīng)6月；最小年代在1980年代，為142.8°，對(duì)應(yīng)5月。

圖7 1961—2014年降雨侵蝕力集中度與集中期空間分布

圖8 1961—2014年降雨侵蝕力及集中度、集中期各年代均值變化

1960—2010年代鄱陽(yáng)湖流域降雨侵蝕力均呈自西南向東北增加趨勢(shì)，但高、低值中心存在差異(圖9)。1960年代有3個(gè)高值區(qū)，分別以廬山、貴溪和廣昌站為中心，降雨侵蝕力大于10 000 MJ·mm·hm-2·h-1；低值區(qū)以贛縣站為中心，小于6 500 MJ·mm·hm-2·h-1(圖9)。1970年代高值中心為廬山站，大于11 000 MJ·mm·hm-2·h-1；低值中心為遂川和贛縣站，小于7 000 MJ·mm·hm-2·h-1。1980年代高值中心為廬山站，大于11 000 MJ·mm·hm-2·h-1；低值中心為遂川站，小于6 500 MJ·mm·hm-2·h-1。1990年代降雨侵蝕力最大，高值中心為廬山站，大于15 500 MJ·mm·hm-2·h-1；低值中心為遂川和贛縣站，也達(dá)7 000 MJ·mm·hm-2·h-1以上。2000年代降雨侵蝕力空間差異較小，介于8 134.7～10 829.6 MJ·mm·hm-2·h-1之間，低值中心和高值中心分別為遂川和廬山站。2010—2014年降雨侵蝕力較2000年代大，且存在兩個(gè)高值中心(景德鎮(zhèn)和貴溪站)，低值中心為遂川和贛縣站。

近6個(gè)年代鄱陽(yáng)湖流域降雨侵蝕力集中度和集中期見(jiàn)表4。

1960年代除遂川站(0.43)外，其余各站集中度在0.50(贛縣)～0.61(廣昌)之間，總體分布較均勻。1970年代集中度在西南地區(qū)和東北地區(qū)具有明顯差異，位于流域西南部的遂川、贛縣和尋烏集中度最小，多小于0.5，而東北部的站點(diǎn)集中度普遍大于0.55。1980年代有11個(gè)站點(diǎn)集中度小于0.5，僅中部地區(qū)的玉山、貴溪、南城和樟樹(shù)在0.5以上。1990年代集中度也呈自西南向東北逐漸增大的分布格局，最大值在景德鎮(zhèn)站，最小值在遂川站。2000年代集中度與1980年代相似，多在0.5以下。2010—2014年集中度空間變化與1990年代一致，表現(xiàn)為自東北向西南遞減。各年代集中期的空間差異較大，但無(wú)明顯分布格局。

圖9 1961—2014年降雨侵蝕力各年代空間分布

表4鄱陽(yáng)湖流域降雨侵蝕力集中度與集中期各年代均值

Table4ConcentrationdegreeandconcentrationperiodofrainfallerosivityinPoyangLakeBasinforthelastsixdecades

站點(diǎn)集中度集中期/(°)1960年代1970年代1980年代1990年代2000年代2010—2014年1960年代1970年代1980年代1990年代2000年代2010—2014年廬山0.540.550.470.510.500.50197.1228.5236.1231.4231.3229.2波陽(yáng)0.570.580.430.540.450.53145.7145.7172.1124.8132.2137.7 景德鎮(zhèn)0.580.570.420.550.480.54120.4145.5170.3153.1127.6181.9玉山0.570.540.500.530.430.60126.5135.5104.0152.1119.9136.9貴溪0.550.570.500.530.450.53156.3133.3117.9152.8117.8142.5南昌0.570.620.480.500.440.55144.4134.8146.5145.1159.9139.3南城0.590.580.510.500.450.56127.8135.499.5153.0147.6138.1修水0.510.610.430.520.460.53142.6152.0176.5150.2139.0146.4樟樹(shù)0.570.560.500.520.430.50130.0139.9129.3143.0122.4111.3廣昌0.610.530.470.510.480.46137.7127.4111.2120.1147.0133.5宜春0.510.490.400.500.450.42132.4143.9157.0138.9132.1140.6吉安0.540.510.460.480.440.49167.4145.8133.6146.6158.6187.6遂川0.430.470.400.420.440.39236.5227.7164.7207.4245.0233.3贛縣0.500.410.420.450.460.40149.9157.986.7121.0187.8158.1尋烏0.590.450.480.470.550.46182.2197.7115.1133.4163.9161.6

3 討論

鄱陽(yáng)湖流域多年平均降雨侵蝕力9 537.9 MJ·mm·hm-2·h-1，高于黃土高原地區(qū)[20]，接近珠江流域[7]，低于廣東省[21]，這可能是所處氣候帶不同導(dǎo)致[22]。降雨侵蝕力分別與降雨量和侵蝕性降雨均呈冪函數(shù)關(guān)系，且冪指數(shù)大于1(圖2)，說(shuō)明降雨量的微小波動(dòng)將導(dǎo)致降雨侵蝕力的劇烈波動(dòng)[6,8]。鄱陽(yáng)湖流域降雨侵蝕力年際變化趨勢(shì)不顯著(P>0.05)，但1和8月呈極顯著上升趨勢(shì)(P<0.05)。ZHANG等[23]對(duì)鄱陽(yáng)湖流域極端降雨時(shí)空變化特征的分析結(jié)果表明，最大1日和最大5日降雨量在冬季和8月呈顯著增加趨勢(shì)(P<0.05)，這可能是導(dǎo)致1和8月降雨侵蝕力顯著增加的主要原因。

鄱陽(yáng)湖流域降雨侵蝕力空間上呈自西南向東北逐漸增加的格局。建立緯度(A)、經(jīng)度(L)與降雨侵蝕力(ER)的多元線性關(guān)系：ER=772.834·A+715.598·L-99 659.688(R2=0.841,P=0.01)。緯度系數(shù)大于經(jīng)度系數(shù)，表明緯度是引起降雨侵蝕力變化的地理主軸。由于鄱陽(yáng)湖內(nèi)土壤侵蝕嚴(yán)重區(qū)域集中于贛西南地區(qū)，有利于贛南地區(qū)水土流失治理。雖然鄱陽(yáng)湖流域東北部降雨侵蝕力較大，但土壤侵蝕狀況不及西南部。這也從一定程度上表明，土壤侵蝕的多少不完全取決于降雨侵蝕力，更多的在于人類(lèi)活動(dòng)。降雨侵蝕力集中期對(duì)應(yīng)6月，且集中度與集中期無(wú)顯著變化趨勢(shì)，建議注意6月流域土壤侵蝕災(zāi)害防治。

4 結(jié)論

1961—2014年鄱陽(yáng)湖流域多年平均降雨侵蝕力為9 537.9 MJ·mm·hm-2·h-1，年際變化趨勢(shì)不顯著(P>0.05)，但1和8月呈顯著上升趨勢(shì)(P<0.05)。在空間上，降雨侵蝕力呈自西南向東北逐漸增加的分布格局。

降雨侵蝕力集中度多年平均值為0.49，集中期多年平均值為152.4°，對(duì)應(yīng)6月，且年際變化趨勢(shì)不顯著(P>0.05)。在空間上，集中度呈現(xiàn)從西南向東北方向遞增的趨勢(shì)；集中期空間格局分散，以流域中部地區(qū)相對(duì)較小。

降雨侵蝕力各年代空間分布趨勢(shì)較為一致，但存在極值中心的轉(zhuǎn)變，整體看1990年代降雨侵蝕力最大。集中度最大值在1960年代，集中期最大值在2000年代。在空間上，1960—2000年代集中度多呈從西南向東北方向逐漸增加的變化規(guī)律，但集中期各年代分布分散，無(wú)明顯格局。