穆興民，李朋飛，劉斌濤，趙廣舉，高 鵬，孫文義

(1.西北農(nóng)林科技大學 黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國家重點實驗室，陜西 楊凌 712100;2.中國科學院 水利部 水土保持研究所，陜西 楊凌 712100;3.西安科技大學 測繪科學與技術(shù)學院，陜西 西安 710054;4.中國科學院 水利部 成都山地災害與環(huán)境研究所，四川 成都 610041）

土壤侵蝕對陸地生態(tài)系統(tǒng)安全構(gòu)成極大威脅[1-2］,是我國頭號生態(tài)環(huán)境問題。黃土高原地形復雜、溝壑縱橫、土質(zhì)松散、降雨集中,是我國乃至世界水土流失危害最嚴重的地區(qū)之一[3-5］。氣候變化和人類活動從正反兩個方面影響土壤侵蝕的發(fā)生和發(fā)展。全新世中期以前,黃土高原土壤侵蝕主要受氣候變化影響,而近1000 a來,人類活動是黃土高原土壤侵蝕不斷加劇之主導因素[6］,人口增長導致農(nóng)作物種植面積擴大與土地利用強度提高,進而加劇水土流失(面積增加、強度提高)[7-8］；近100 a來,在氣候變化和人類活動雙重作用下,黃土高原土地利用及地表覆蓋顯著變化,土壤侵蝕模數(shù)劇烈波動[9-11］。探明黃土高原土壤侵蝕模數(shù)時空變化特征,對黃土高原土壤侵蝕演變及其驅(qū)動機制的認識意義重大。水土保持作為新興學科,歷史觀測數(shù)據(jù)不足制約了對歷史時期黃土高原土壤侵蝕時空動態(tài)變化及其驅(qū)動機制認識的深化。

土壤侵蝕模數(shù)獲取方法有控制模擬試驗[12-14］、野外定位觀測[15-16］、遙感影像分析[17-18］、土壤侵蝕模型模擬[19-21］等。控制模擬試驗、野外定位觀測費時費力且成本較高,適用于小尺度研究；遙感影像分析僅能獲取20世紀80年代以后的土壤侵蝕變化特征[22］；土壤侵蝕模型模擬雖因目前對土壤侵蝕發(fā)生發(fā)展的機理尚不非常清楚而存在諸多問題,但仍不失為土壤侵蝕時空演變評估的有效方法。已有較多學者采用上述方法對黃土高原進行了不同時間尺度的土壤侵蝕調(diào)查、監(jiān)測與模擬,但研究時段多集中于20世紀80年代以后[23-24］,鮮有針對百年尺度土壤侵蝕模數(shù)的模擬評估。

本文基于修正通用土壤流失方程RUSLE(Revised Universal Soil Loss Eguation)構(gòu)建了1901—2016年逐年黃土高原土壤侵蝕模數(shù)柵格數(shù)據(jù)集,并采用人類活動干擾較小的22個黃河支流水文站的輸沙量實測數(shù)據(jù)對其進行驗證,基于雙累積曲線法分析了不同時期土壤侵蝕模數(shù)變化的主要驅(qū)動因素,以期解決黃土高原土壤侵蝕模數(shù)歷史數(shù)據(jù)缺乏問題,為黃土高原土壤侵蝕演變過程研究及水土保持生態(tài)建設(shè)規(guī)劃實施等提供方法與數(shù)據(jù)支撐。

1 資料與方法

1.1 黃土高原概況

黃土高原地處我國西北部,總面積約64萬km2,地勢西北高、東南低,大致分為高塬溝壑區(qū)、農(nóng)灌區(qū)、沙地沙漠區(qū)、丘陵溝壑區(qū)、土石山區(qū)、河谷平原區(qū)等6個土壤侵蝕地貌類型區(qū)(見圖1)。黃土高原屬干旱和半干旱氣候區(qū)[25］,多年平均降水量150～700 mm[8］,降水量遠低于潛在蒸散發(fā)能力[26］,土壤含水率低,植被類型從南部的森林過渡到北部的荒漠草原[27］。由于黃土高原地區(qū)降雨主要發(fā)生在6—9月且具有降雨歷時短、強度大的特點[28］,加之地形復雜、溝壑縱橫、土質(zhì)疏松,極易發(fā)生嚴重的水土流失[4,10-11］。20世紀以來,黃土高原人類活動日益加劇,如農(nóng)業(yè)生產(chǎn)、戰(zhàn)爭、森林砍伐、植被恢復、水土保持措施與水利工程建設(shè)、城市化等,對區(qū)域土壤侵蝕的發(fā)生發(fā)展產(chǎn)生重要的影響[5］,加之氣候變化導致的極端天氣事件,使黃土高原土壤侵蝕表現(xiàn)出顯著的時空分異特征。

圖1 黃土高原土壤侵蝕地貌類型分區(qū)

1.2 RUSLE

RUSLE根據(jù)降雨、土壤、地形、植被覆蓋、水土保持措施等因子計算土壤侵蝕模數(shù),其概念清晰,所需數(shù)據(jù)較少且易于獲取,計算方便[29］,是應用廣泛的土壤侵蝕模型之一。RUSLE形式為

式中:A為土壤侵蝕模數(shù),t/(hm2·a)；R為降雨侵蝕力,MJ·mm/(hm2·h·a)；K為土壤可蝕性因子,t·hm2·h/(hm2·MJ·mm)；LS為地形因子(其中L為坡長因子、S為坡度因子)；C為植被覆蓋因子；P為水土保持措施因子。

(1)降雨侵蝕力的確定。已有大量研究提出了我國不同區(qū)域的降雨侵蝕力計算方法,本研究采用以月平均雨量估算侵蝕力的簡易算法[30］計算黃土高原地區(qū)降雨侵蝕力:

其中

式中:F為與年降雨量的季節(jié)分布有關(guān)的指標,mm；p、pi分別為年降雨量、第i個月份降雨量(降雨量數(shù)據(jù)源自高分辨率地表氣候格網(wǎng)數(shù)據(jù)集,網(wǎng)址為https://chelsa-climate.org/chelsacruts/),mm。

(2)土壤可蝕性因子的確定?；贓PIC模型估算土壤可蝕性因子,并采用Zhang等[31］提出的方法對其進行修正:

式中:KEPIC為基于EPIC模型估算的土壤可蝕性因子；San、Sil、Cla分別為土壤的沙粒、粉粒、黏粒含量,%；OC為土壤有機碳含量,%；Sn為常數(shù),Sn＝1-San/100。土壤類型和屬性數(shù)據(jù)從中國土壤科學數(shù)據(jù)庫(http://vdb3.soil.csdb.cn/extend/jsp/introduction)獲取。

(3)坡長和坡度因子的確定。坡長和坡度因子基于數(shù)字高程模型(DEM)進行計算,DEM由分辨率為30 m的全球數(shù)字高程模型ASTER GDEM(https://nordpil.com/blog/astergdem/)經(jīng)重采樣得到。計算坡長和坡度因子的傳統(tǒng)方法適用于坡度≤18%的區(qū)域[32］,而黃土高原大部分區(qū)域地表坡度＞18%[33］,Liu等[34］發(fā)現(xiàn)坡度為9%～55%的坡面土壤侵蝕強度與坡面坡度的正弦呈線性關(guān)系,江忠善等[35］根據(jù)我國不同地區(qū)土壤侵蝕研究成果提出了冪函數(shù)形式的坡度坡長因子計算方法,本研究綜合考慮上述研究成果,采用如下公式計算坡度和坡長因子:

其中

式中:θ為坡度,%；r為坡長,m；m為指數(shù)。

(4)植被覆蓋因子的確定。植被覆蓋因子根據(jù)土地利用類型和植被特征來確定。對源于全新世土地利用數(shù)據(jù)集HYDE3.2.1(https://archaeology.datastations.nl/dataset.xhtml？persistentId＝doi:10.17026/dans-25g-gez3)的土地利用數(shù)據(jù)進行重采樣,獲得分辨率為1 km的柵格數(shù)據(jù)[36］,將土地利用類型分為森林、草地、耕地、居民地、水體,把水體、居民地的植被覆蓋因子分別設(shè)定為0.001、0.1,森林、草地、耕地的植被覆蓋因子根據(jù)2011年全國土壤侵蝕調(diào)查數(shù)據(jù)[37］與1 km分辨率NDVI之間的關(guān)系進行計算:

根據(jù)遙感影像可以獲取1982年之后的NDVI數(shù)據(jù),但1982年以前因遙感影像資料缺乏而難以確定NDVI。筆者分析NDVI與月降水量的關(guān)系并構(gòu)建了二者的線性回歸方程(其相關(guān)系數(shù)為0.77、顯著性水平為0.001),據(jù)此方程,結(jié)合由CHELSA cruts數(shù)據(jù)集得出的月降水量構(gòu)建了1901—2016年NDVI數(shù)據(jù)集,并依此估算歷史時期的C值。

(5)水土保持措施因子的確定。水土保持措施因子根據(jù)HYDE3.2.1和土地利用數(shù)據(jù)集CCI＿LC(https://www.esa-landcover-cci.org/)來確定,其中CCI＿LC提供了灌溉農(nóng)田和雨養(yǎng)農(nóng)田的空間分布[38］。將HYDE3.2.1數(shù)據(jù)重采樣至300 m,與CCI＿LC數(shù)據(jù)進行疊加,提取各項水土保持措施和耕地(把耕地分為梯田和坡耕地,其中梯田包括灌溉農(nóng)田和緩坡雨養(yǎng)農(nóng)田)。參照已有研究成果[24］,把梯田、居民地的P值分別設(shè)定為0.2、0.01,把森林、草地、水體、坡耕地的P值均設(shè)定為1。

1.3 RUSLE模擬計算精度驗證

區(qū)域土壤侵蝕模數(shù)是難以測度的。本研究基于RUSLE計算土壤侵蝕模數(shù)的空間分辨率為1 km,無法根據(jù)小區(qū)實測數(shù)據(jù)進行驗證,故采用中小河流實測輸沙量對RUSLE計算結(jié)果進行驗證。黃土高原地區(qū)在無壩庫攔蓄情況下中小河流泥沙輸移比接近于1[8］,在1970年以前水土保持措施尤其淤地壩數(shù)量很少,中小河流輸沙量接近坡面侵蝕產(chǎn)沙量,因此本研究選取有實測資料的22個黃河支流水文站1919—1969年實測輸沙量(換算為輸沙模數(shù))對RUSLE模擬計算的對應支流土壤侵蝕模數(shù)進行驗證,驗證結(jié)果用二者的相關(guān)系數(shù)、Nash系數(shù)及顯著性來反映。

1.4 土壤侵蝕強度分級

根據(jù)水利部發(fā)布的《土壤侵蝕分類分級標準》(SL 190—2007),依據(jù)土壤侵蝕模數(shù)將土壤侵蝕強度劃分為6級:微度,侵蝕模數(shù)＜1000 t/(km2·a)；輕度,侵蝕模數(shù)為1000～2500 t/(km2·a)；中度,侵蝕模數(shù)為2500～5000 t/(km2·a)；強烈,侵蝕模數(shù)為5000～8000 t/(km2·a)；極強烈,侵蝕模數(shù)為8000～15000 t/(km2·a)；劇烈,侵蝕模數(shù)＞15000 t/(km2·a)。

1.5 驅(qū)動因素貢獻評估

雙累積曲線是有效評估氣候和人類活動對河川徑流量及輸沙量變化影響的有效方法之一[39］。本研究采用土壤侵蝕模數(shù)與降水量雙累積曲線確定土壤侵蝕模數(shù)變化的各驅(qū)動因素的貢獻(如圖2所示),在不受人類活動影響的情況下,某一河流的多年累積土壤侵蝕模數(shù)和累積降水量二者之比為常數(shù),雙累積曲線為線段OT,TT′為其延長線；當流域土壤侵蝕受人類活動影響劇烈時,雙累積曲線變?yōu)門B1或TB2(TB1為人類活動加劇侵蝕,TB2為人類活動減緩侵蝕),其與直線OT′的偏差為人類活動對土壤侵蝕模數(shù)變化的貢獻量。

圖2 土壤侵蝕模數(shù)與降水量雙累積曲線示意

2 結(jié) 果

2.1 RUSLE模擬計算精度驗證結(jié)果

分別計算22個支流水文站實測輸沙量與RUSLE模擬計算的土壤侵蝕模數(shù)的相關(guān)系數(shù)和Nash系數(shù),以驗證RUSLE模擬計算結(jié)果的精度。分析表1可知:1957—1969年選取的16個支流水文站實測輸沙量與計算的土壤侵蝕模數(shù)相關(guān)系數(shù)為0.48～0.80,其中有10個支流的相關(guān)系數(shù)大于0.60、有9個支流的相關(guān)性達到極顯著水平；除白家川和舊縣外,其余支流模擬結(jié)果的Nash系數(shù)接近1,其中有9個支流的Nash系數(shù)大于等于0.4。此外,1919—1953年享堂、靜樂、蘭村、趙城、頭、南河川等水文站共有實測輸沙資料22 a,與對應年份RUSLE計算的土壤侵蝕模數(shù)相關(guān)系數(shù)為0.75、相關(guān)性達到極顯著水平。驗證結(jié)果說明,RUSLE模擬計算結(jié)果總體可信,對部分支流模擬計算的可信度較高。

表1 1957—1969年RUSLE模擬計算精度驗證結(jié)果

2.2 黃土高原土壤侵蝕模數(shù)時空變化情況

黃土高原地區(qū)1901—2016年多年平均土壤侵蝕模數(shù)為5056.86 t/(km2·a),不同區(qū)域土壤侵蝕模數(shù)存在明顯差異(見圖3),其中:黃土高原西北部沙地沙漠區(qū)與農(nóng)灌區(qū)土壤侵蝕模數(shù)大都小于1000 t/(km2·a)；黃土高原中部的丘陵溝壑區(qū)、高塬溝壑區(qū)平均侵蝕模數(shù)分別達8570.06、5781.82 t/(km2·a),黃土高原土壤侵蝕模數(shù)大于8000 t/(km2·a)的極強烈和劇烈侵蝕主要集中在這2個類型區(qū),因此本研究把這2個類型區(qū)作為分析的重點區(qū)域(圖3中紅線所圍區(qū)域)。

圖3 黃土高原年平均土壤侵蝕模數(shù)空間變化情況

1901—2016年黃土高原及重點區(qū)域土壤侵蝕模數(shù)年際變化情況見圖4。1901—1909年,黃土高原平均土壤侵蝕模數(shù)為4160.55 t/(km2·a),維持在相對較低水平；1910—1919年,黃土高原平均土壤侵蝕模數(shù)與1901—1909年相比有一定的上升,達到4928.70 t/(km2·a)；1920—1929年平均土壤侵蝕模數(shù)上升至5663.00 t/(km2·a)；1930—1979年,黃土高原平均土壤侵蝕模數(shù)為6195.69 t/(km2·a),強烈以上等級的土壤侵蝕面積急劇增長,有13 a平均侵蝕模數(shù)超過8000 t/(km2·a)；1980—2009年,黃土高原的平均土壤侵蝕模數(shù)顯著下降,平均侵蝕模數(shù)為3401.30 t/(km2·a),比侵蝕嚴重的1930—1979年平均值下降了45.1%；2010—2016年,黃土高原平均土壤侵蝕模數(shù)有所反彈。

圖4 黃土高原及其重點區(qū)域土壤侵蝕模數(shù)年際變化過程

表3 1901—2016年丘陵溝壑區(qū)各級土壤侵蝕面積占比變化情況 %

1901—2016年黃土高原及2個重點區(qū)域各級土壤侵蝕面積占比變化情況見表2～表4。黃土高原中度及以下土壤侵蝕面積占比較大(為54.56%～81.31%),尤其1930年以前與1980年以后中度及以下土壤侵蝕面積占比較大、強烈及以上土壤侵蝕面積占比較小,而1930—1979年強烈及以上土壤侵蝕面積占比相對較大(為43.80%～45.44%)；丘陵溝壑區(qū)強烈及以上土壤侵蝕面積占比1979年以前為56.21%～72.16%、1980年以后下降到36.24%～55.96%,高塬溝壑區(qū)強烈及以上土壤侵蝕面積占比1920—1979年為50.24%～53.40%、1980年后為24.38%～36.05%；2010—2016年黃土高原及2個重點區(qū)域強烈及以上土壤侵蝕面積占比均有所反彈。

表2 1901—2016年黃土高原各級土壤侵蝕面積占比變化情況 %

表4 1901—2016年高塬溝壑區(qū)各級土壤侵蝕面積占比變化情況 %

根據(jù)黃土高原氣候變化及人類活動情況及其對土壤侵蝕的影響,可將研究時段(1901—2016年)大致劃分為自然狀態(tài)時期(1901—1929年)、災害破壞時期(1930—1949年)、初步治理時期(1950—1969年)、全面治理時期(1970—1998年)及高質(zhì)量生態(tài)恢復時期(1999—2016年)等5個時期(見圖5),各時期黃土高原年均土壤侵蝕模數(shù)分別為4943.49、6415.55、6022.78、4575.70、3431.79 t/(km2·a)。從自然狀態(tài)時期到災害破壞時期,黃土高原土壤侵蝕模數(shù)呈上升態(tài)勢,在災害破壞時期以后隨著人類活動(各類水土保持措施的實施)土壤侵蝕模數(shù)呈降低趨勢。

圖5 黃土高原各時期土壤侵蝕模數(shù)變化趨勢

黃土高原土壤侵蝕模數(shù)與汛期(6—9月)降雨量關(guān)系密切,二者波動變化趨勢基本一致,尤其1920—1980年丘陵溝壑區(qū)二者的波動一致性更為明顯,見圖6。極端暴雨往往造成極端侵蝕,把黃土高原平均土壤侵蝕模數(shù)超過10000 t/(km2·a)的年份稱為極端侵蝕年份,則研究時段(1901—2016年)有4 a為極端侵蝕年份(見圖5),分別為1917年、1925年、1949年、2013年,這4個年份土壤侵蝕模數(shù)分別為11717、15202、10853、10968 t/(km2·a)。

圖6 土壤侵蝕模數(shù)與汛期降雨量逐年變化過程

2.3 不同時期土壤侵蝕模數(shù)變化情況及驅(qū)動機制

黃土高原土壤侵蝕以水蝕為主,其主要影響因素可分為氣候(主要是降水)和人類活動影響下的土地利用、地表覆蓋及微地形改變兩類。采用土壤侵蝕模數(shù)和降水量雙累積曲線(見圖7)分析黃土高原及重點區(qū)域土壤侵蝕模數(shù)變化的階段性特征及驅(qū)動機制:黃土高原及2個重點區(qū)域土壤侵蝕模數(shù)均發(fā)生了2次突變,其中黃土高原及高塬溝壑區(qū)土壤侵蝕模數(shù)2次突變年份均為1924年和1981年、丘陵溝壑區(qū)土壤侵蝕模數(shù)2次突變年份為1931年和1981年。按突變年份可把研究時段(1901—2016年)分為3個階段,把第一次突變前、后分別稱為基準期、變化期(分為第一變化期和第二變化期),黃土高原和高塬溝壑區(qū)的基準期為1901—1923年、丘陵溝壑區(qū)的基準期為1901—1930年,按照前述方法基于雙累積曲線計算降水和人類活動造成變化期土壤侵蝕模數(shù)的變化量及其占比,結(jié)果見表5。

圖7 土壤侵蝕模數(shù)與降水量雙累積曲線

分析表5可知:第一變化期,黃土高原及2個重點區(qū)域土壤侵蝕模數(shù)較基準期均有所上升,黃土高原地區(qū)土壤侵蝕模數(shù)階段平均值由4367.6 t/(km2·a)上升至6317.9 t/(km2·a),其中人類活動是土壤侵蝕模數(shù)上升的主要驅(qū)動因素(造成的變化量為1652.7 t/(km2·a),貢獻占比為84.7%)；第二變化期,黃土高原及2個重點區(qū)域土壤侵蝕模數(shù)較基準期均顯著降低,黃土高原土壤侵蝕模數(shù)階段平均值降至3475.9 t/(km2·a),相對于基準期、第一變化期的降幅分別為20.4%、45.0%,人類活動是土壤侵蝕模數(shù)降低的驅(qū)動因素,降水對土壤侵蝕模數(shù)降低的貢獻占比為負值,盡管該階段降水量較之前有所增大、理論上應增大土壤侵蝕模數(shù),但大規(guī)模的水土保持措施和水利工程建設(shè)等人類活動仍然使土壤侵蝕模數(shù)大幅度降低。

表5 降水與人類活動對侵蝕模數(shù)的影響

3 討 論

3.1 近百年來黃土高原土壤侵蝕模數(shù)演變特征

我國區(qū)域土壤侵蝕評估研究多聚焦于20世紀80年代以后,而河流水沙變化研究始于20世紀20年代。本研究通過區(qū)域土壤侵蝕模擬計算,首次構(gòu)建了黃土高原長時段逐年土壤侵蝕模數(shù)數(shù)據(jù)集,并探討了百年時間尺度的黃土高原土壤侵蝕模數(shù)變化情況,以期為黃土高原歷史時期侵蝕模數(shù)研究提供方法與數(shù)據(jù)支撐。黃土高原20世紀初土壤侵蝕模數(shù)相對較低、30—70年代土壤侵蝕模數(shù)明顯上升、80年代后呈下降趨勢,21世紀初處于歷史最低水平,2010年以后土壤侵蝕模數(shù)有所反彈。與黃土高原土壤侵蝕模數(shù)的年代際變化相對應,黃河輸沙量變化趨勢為在20世紀30年代之前相對較小、30—60年代持續(xù)增大、80年代后急劇減小[40-41］。

3.2 人類活動對土壤侵蝕模數(shù)變化的影響

人類活動是黃土高原百年尺度土壤侵蝕模數(shù)變化的主導因素,這與以往研究結(jié)論基本一致[42-44］,上述第一變化期不合理的人類活動導致黃土高原土壤侵蝕模數(shù)上升,第二變化期大規(guī)模水土保持措施的實施有效降低了土壤侵蝕模數(shù)。

20世紀30—40年代我國處于戰(zhàn)爭時期,人口遷移導致黃土高原中部人口大量增加[41］、森林和草地被大面積砍伐和墾殖,加之當時人們對生態(tài)環(huán)境保護認識不足,因而使土壤侵蝕迅速加劇。

新中國成立后的20世紀50—70年代,國家實施“以糧為綱”的方針,黃土高原地區(qū)人口快速增長,經(jīng)濟發(fā)展仍以種植農(nóng)業(yè)為主,為了增加耕地面積和解決農(nóng)村薪柴問題,森林被進一步砍伐、荒草地被開墾種植[45］,導致土壤侵蝕進一步加劇。盡管這一時期已開始加強水土保持工作,但其效果并不理想[8］。

20世紀80年代以后國家進一步重視水土保持工作,黃土高原地區(qū)推廣旱地農(nóng)業(yè)增產(chǎn)技術(shù)和以小流域為單元的山水林田路綜合治理,在保障農(nóng)業(yè)生產(chǎn)的同時,使土壤侵蝕模數(shù)有所降低、入黃泥沙量顯著減少。生態(tài)系統(tǒng)是人與自然生命共同體之基,是人類經(jīng)濟社會存在和發(fā)展之基。隨著改革開放的推進,全國社會經(jīng)濟快速發(fā)展,黃土高原乃至西北地區(qū)水土流失嚴重、生態(tài)環(huán)境脆弱問題與經(jīng)濟社會發(fā)展不適應的矛盾日益突出,為了再造一個山川秀美的西北地區(qū),從20世紀90年代末大規(guī)模退耕還林(草)工程的實施,以及黃土高原化石能源開發(fā)利用根本上改變了農(nóng)村能源結(jié)構(gòu),黃土高原植被覆蓋率明顯提高,積極貫徹落實生態(tài)文明建設(shè)基本國策、科學實施各類水土保持項目使水土保持工作逐步向高質(zhì)量發(fā)展轉(zhuǎn)變,同時城市化吸引農(nóng)村人口大規(guī)模向城市遷移,因而有效緩解了黃土高原地區(qū)的人地矛盾[46］,使黃土高原地區(qū)土壤侵蝕環(huán)境得到系統(tǒng)性改變,土壤侵蝕模數(shù)顯著降低(尤其丘陵溝壑區(qū)和高塬溝壑區(qū)降低更為顯著)[47］、入黃泥沙量顯著減少。深思細想,各項水土保持措施是黃土高原土壤侵蝕模數(shù)降低的驅(qū)動因素,而退耕還林(草)等正確的水土保持政策是控制黃土高原土壤侵蝕的根本驅(qū)動力。

3.3 極端降雨及其侵蝕災害的積極應對

黃土高原時段平均土壤侵蝕模數(shù)在2000—2009年處于近百年最低水平的情況下,于2010—2016年出現(xiàn)小幅反彈,其與2013年7月降雨異常偏多造成極端侵蝕有關(guān)。隨著社會經(jīng)濟發(fā)展,在全球極端暴雨頻發(fā)的背景下,未來黃土高原水土保持工作須重點考慮強監(jiān)管、重維護、提標準,以提高防御極端降雨引發(fā)極端侵蝕的能力。長期以來,對水土保持措施存在重建輕管的問題,使得各項水土保持措施因缺乏維護維修資金而老化失修,制約了其效應的持續(xù)有效發(fā)揮,如大量老舊的小型淤地壩幾近淤滿,淤地壩和梯田的管理維護不到位,存在垮塌致災風險,這是極端暴雨導致土壤侵蝕模數(shù)及河流輸沙量突增的主要原因之一,因此應加強“后水土保持”監(jiān)管工作。經(jīng)過20余a來退耕還林(草)政策引導和持續(xù)治理,黃土高原已基本呈現(xiàn)溝坡林灌成蔭、梁峁芳草鋪地的景觀特點,水土流失得到有效遏制,但如果對剛剛恢復的仍顯脆弱的林草“資源”進行不合理開發(fā)利用,那么將很快使林草植被遭到破壞、入黃泥沙量“回歸”高位,因此必須鞏固水土流失防治和退耕還林(草)成果。此外,植被恢復中重林輕草、盲目還“林”導致的人工林退化以及土壤干燥化問題比較突出,亟須在鞏固和提升退耕還林(草)成果基礎(chǔ)上進一步優(yōu)化各項水土保持措施配置,提升生態(tài)系統(tǒng)保持水土的功能；現(xiàn)有水土保持措施投資標準及建設(shè)標準規(guī)范多產(chǎn)生于20世紀80年代,據(jù)此建設(shè)的水土保持措施難以抵御全球氣候變化背景下的極端暴雨及極端侵蝕事件,應盡快修訂和完善水土保持措施設(shè)計、施工、驗收等標準規(guī)范體系,以滿足新時代水土保持高質(zhì)量發(fā)展的需求。

4 結(jié)論

基于RUSLE建立1901—2016年黃土高原土壤侵蝕模數(shù)逐年序列1 km分辨率柵格數(shù)據(jù)集,評估百年尺度的黃土高原土壤侵蝕模數(shù)時空變化情況,并探討了不同時期黃土高原土壤侵蝕模數(shù)變化的驅(qū)動機制,結(jié)論如下:

(1)用22個黃河支流水文站在人類活動影響較小時期的實測輸沙量對RUSLE模擬計算的土壤侵蝕模數(shù)進行驗證,結(jié)果表明二者具有較好的一致性,采用RUSLE模擬計算黃土高原土壤侵蝕模數(shù)的精度較高。

(2)百余年來黃土高原土壤侵蝕模數(shù)在1924年左右和1981年左右發(fā)生了2次突變,20世紀30—70年代土壤侵蝕面積持續(xù)增大、侵蝕模數(shù)持續(xù)上升,20世紀80年代—21世紀初黃土高原土壤侵蝕模數(shù)持續(xù)降低,至21世紀初降為百余年來的最低值,2010—2016年土壤侵蝕模數(shù)出現(xiàn)小幅反彈。

(3)人類活動是黃土高原土壤侵蝕模數(shù)變化的主要驅(qū)動因素。人口增長導致森林過度砍伐、耕地擴張及過度放牧是20世紀30—70年代土壤侵蝕加劇的主要原因,20世紀80年代及以后各項水土保持措施建設(shè)及退耕還林(草)政策的實施使黃土高原土壤侵蝕模數(shù)大幅降低。

(4)丘陵溝壑區(qū)和高塬溝壑區(qū)是黃土高原水土流失嚴重區(qū)域和治理的重點區(qū)域。

(5)極端降雨事件是2010—2016年黃土高原土壤侵蝕模數(shù)發(fā)生反彈的主要原因,鑒于全球氣候變化背景下未來極端暴雨事件或?qū)⒏宇l繁,亟須創(chuàng)新黃土高原土壤侵蝕防治策略,提高防御極端暴雨造成嚴重水土流失災害的能力。