1961—2014年鄱阳湖流域降雨侵蚀力时空变化特征

2019-02-15胡煜彬

生态与农村环境学报 2019年1期

曾瑜，厉莎，胡煜彬

(1.浙江同济科技职业学院水利工程系，浙江杭州 311231；2.浙江中水工程技术有限公司，浙江杭州 310020)

降雨侵蚀力指降雨引起土壤侵蚀的潜在能力，是评价由降雨引起土壤分离和迁移的动力指标。1958年美国WISCHMEIER等[1]采用降雨动能和最大30 min降雨强度的乘积来计算降雨侵蚀力，虽然这种方法精度高，但要求数据间隔为15 min，这在我国许多区域都难以满足，且数据处理十分繁琐。因此，各国学者建立许多降雨侵蚀力与年降雨量、月降雨量及日降雨量之间的统计关系[2-5]，以简化降雨侵蚀力计算方法，为大尺度评估降雨侵蚀力提供便利。章文波等[6]利用全国71个代表性气象站资料，提出采用日雨量估算降雨侵蚀力的简易模型。赖成光等[7]采用该模型研究1960—2012年珠江流域降雨侵蚀力时空变化特征，得到珠江流域多年平均降雨侵蚀力为7 177.1 MJ·mm·hm-2·h-1，总体上呈从东到西递减的规律，且大部分站点变化趋势不显著。殷水清等[8]利用1961—1990年黄土高原231个站点的降雨数据研究黄土高原降雨侵蚀力时空变化规律发现，黄土高原降雨侵蚀力为327～4 416 MJ·mm·hm-2·h-1，呈东南向西北递减的分布格局，且年内分配集中度极高。

鄱阳湖是我国最大的淡水湖，流域生态环境在区域经济社会发展中占举足轻重的地位。流域内土壤侵蚀状况严重，1996年遥感调查显示，鄱阳湖流域土壤侵蚀面积约为35 221 km2，占流域面积的21.7%，且90%以上属水力侵蚀[9]。严重的土壤侵蚀和地质灾害危害农业生产，特别是赣南的崩岗侵蚀，到目前为止尚不能有效治理[10]。降雨侵蚀力既是水力侵蚀的主要动力，又是引起滑坡、崩塌等重力侵蚀的诱发因子。因此，研究鄱阳湖流域降雨侵蚀力对区域水土保持治理、农业生产和灾害防治具有重要指导意义[11-12]。然而针对鄱阳湖流域降雨侵蚀力的研究相对较少，且单一关注年降雨侵蚀力时空变化，缺少对其变化特征的研究[13]。通过研究1961—2014年鄱阳湖流域降雨侵蚀力年际、年内变化特征，以期为区域生态环境建设提供科学参考。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

鄱阳湖流域位于长江中下游(图1)，总面积为16.69万km2，约占长江流域面积的9%，其中鄱阳湖湖区面积为3 900 km2，由赣江、信江、饶河、抚河和修河5条支流组成。

图1 鄱阳湖流域地理位置及各站泰森多边形系数

鄱阳湖汇集5河来水来沙，在北部与长江相连，形成季节性、吞吐型湖泊。研究区地貌形态可划分为山地、丘陵岗地和平原水面，分别占总面积的54%、35%和11%[9]。流域属亚热带湿润季风气候区，气候温和，降水丰沛，雨热同季，四季分明。研究区年平均降水量为1 400～1 800 mm，且50%左右降水集中在4—6月。流域广泛分布第四纪红壤，其质地黏重，透水性差，极易造成水力侵蚀，导致土壤肥力退化，生态破坏加剧。鄱阳湖流域是南方水土流失严重的地区之一，据2011年土壤侵蚀普查，全区土壤侵蚀总面积为26 496.87 km2，强度以上侵蚀面积为4 043.39 km2[14]。流域森林覆盖率达60%以上，多为次生林，主要树种有杉木(Cunninghamialanceolata)和马尾松(Pinusmassonianalamb)。

1.2 数据来源

计算降雨侵蚀力需要完整、连续、长期(>50 a)的日降雨数据(减少数据插补引起的误差)，同时考虑站点在研究区分布的均匀性，选择流域内有长序列日降雨记录的15个国家级气象站，各站分布见图1。所有数据来源于国家气象数据共享服务网(http:∥data.cma.cn)。

1.3 研究方法

1.3.1降雨侵蚀力的计算

基于日降雨量数据的侵蚀力模型众多，以章文波模型应用最广泛[6]。该模型对中国各区域都具有较好的适应性，已在中国各大流域得到验证，特别是长江[15]、珠江[7]等南方流域。因此采用章文波模型计算降雨侵蚀力，模型计算公式为

(1)

(2)

a=21.586b-7.189 1。

(3)

1.3.2集中度和集中期的计算

集中度(PCD，DPC)和集中期(PCP，PPC)定量反映了变量年内分配特征。集中度越大，表示年内月越集中；集中期越大，表示集中的时间段越靠后。PCD和PCP的计算公式[16]分别为

(4)

PPC=arctan (Px/Py)，

(5)

(6)

(7)

式(4)～(7)中，P为年降雨侵蚀力，MJ·mm·hm-2·h-1；将一年看作一个360°的圆，再将其划分为以30°为等分的12个月，Px、Py分别为各月的分量之和所构成的水平、垂直分量；pi为第i月的降雨侵蚀力，MJ·mm·hm-2·h-1；θi为第i月降雨侵蚀力的矢量角度；i为月序(i=1,2,…,12)。从集中度上看，它表示降雨侵蚀力的年内非均匀特征，当降雨侵蚀力集中在某一月内，则PCD为1。集中期反映的是一年中最大降雨侵蚀力出现的角度，角度对应的月份见表1。

表1集中度、集中期各月包含的角度及计算角度

Table1Rangeofangleandcalculationangleformonthlyconcentrationdegreeandconcentrationperiod

月份包含角度/(°)计算角度/(°)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趋势及空间分析

采用泰森多边形法计算降雨侵蚀力及其集中度、集中期的面平均值，各站泰森多边形系数见图1，其中赣县系数最大，庐山最小。采用非参数的Mann-Kendall(简写为MK)趋势检验对降雨侵蚀力及其集中度、集中期进行趋势分析，计算方法详见文献[17]。采用一元线性回归斜率的10倍[18]表征降雨侵蚀力、集中度、集中期的年际变化速率(倾向率)。采用ArcGIS 10.3软件的克里金插值方法分析降雨侵蚀力的空间变化特征[19]。

2 结果与分析

2.1 降雨侵蚀力年际年内变化特征

1961—2014年鄱阳湖流域多年平均降雨量、侵蚀性降雨量和降雨侵蚀力年际变化特征见表2。降雨量和侵蚀性降雨量最大值均出现在2012年，而降雨侵蚀力最大值出现在1998年，3者最小值均出现在1963年。降雨量、侵蚀性降雨量和降雨侵蚀力极值比分别为2.1、2.2和2.6，变差系数CV值分别为0.16、0.19和0.23，表明降雨侵蚀力年际波动程度大于降雨量和侵蚀性降雨量。降雨量、侵蚀性降雨量、降雨侵蚀力倾向率分别为17.8 mm·(10 a)-1、26.7 mm·(10 a)-1和267.3 MJ·mm·hm-2·h-1·(10 a)-1，均有上升倾向。降雨量、侵蚀性降雨量和降雨侵蚀力MK检验统计量分别为0.63、1.08和1.17，大于0，但小于1.96，表明3者年际变化呈不显著上升趋势(P>0.05)。降雨侵蚀力分别与降雨量、侵蚀性降雨量存在幂函数关系(图2)。

表2鄱阳湖流域降雨量、侵蚀性降雨量和降雨侵蚀力年际变化特征

Table2Characteristicsofrainfall,erosiverainfallandrainfallerosivityinPoyangLakeBasin

指标降雨量/mm侵蚀性降雨量/mm降雨侵蚀力/(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)标准差266.3253.42 167.4

图2 月降雨侵蚀力分别与降雨量和侵蚀性降雨量的关系

1961—2014年降雨量、侵蚀性降雨量和降雨侵蚀力累积距平曲线见图3。

图3 1961—2014年降雨侵蚀力、降雨量和侵蚀性降雨量累积距平曲线和年内分配

由图3可知，降雨量、侵蚀性降雨量和降雨侵蚀力年际变化存在一致性：1961—1990年累积距平呈下降趋势，1991—2001年呈上升趋势，2002—2008年又下降，2009年后又上升。3个指标年内分配呈“单峰型”，最大值出现在6月。汛期(4—9月)降雨量、侵蚀性降雨量和降雨侵蚀力占全年比例分别为62.4%、66.8%和71.7%，表明降雨侵蚀力年内分配较降雨量更加不均匀。各月降雨侵蚀力MK趋势检验见表3。

由表3可知，4、5、9和10月MK统计量小于0，但大于-1.96，表明降雨侵蚀力呈不显著下降趋势。其他时间降雨侵蚀力MK统计量大于0，表明降雨侵蚀力主要呈上升趋势。1和8月降雨侵蚀力MK统计量大于1.96，表明降雨侵蚀力呈显著上升趋势(P<0.05)，两个月的倾向率分别为31.8和90.02 MJ·mm·hm-2·h-1·(10 a)-1。

表31961—2014年降雨侵蚀力各月MK趋势检验结果

Table3MKtestofmonthlyrainfallerosivityfrom1961to2014

月份MK统计量(Z)月份MK统计量(Z)12.402∗71.06921.50982.212∗31.3189-0.3524-0.07310-1.7065-0.513111.28960.278120.850

*表示在5%水平上显著。

1和8月降雨侵蚀力MK突变检验结果见图4。1月MK检验的正序列(UF)和逆序列(UB)在1974年相交，且UF线突破0.05显著性水平，表明1月降雨侵蚀力在1974年发生突变。8月MK检验UF和UB线相交与1974和1989年，表明8月份降雨侵蚀力存在1974和1989年两个突变点。

图4 1961—2014年1和8月降雨侵蚀力MK突变检验

2.2 降雨侵蚀力空间分布特征

1961—2014年降雨侵蚀力均值、倾向率和MK统计量空间分布见图5。由图5可知，鄱阳湖流域降雨侵蚀力为6 737.2～13 882.0 MJ·mm·hm-2·h-1，呈从西南向东北逐渐增加趋势。降雨侵蚀力低值区在遂川站附近，小于7 000 MJ·mm·hm-2·h-1；高值区在庐山站附近，高于13 000 MJ·mm·hm-2·h-1。降雨侵蚀力等值线在流域北部最密集，表明该区域降雨侵蚀力变化梯度最大，1961—2014年降雨侵蚀力倾向率以庐山、景德镇和南城为较大，大于500 MJ·mm·hm-2·h-1·(10 a)-1。倾向率为负值仅出现在波阳、玉山和寻乌站，分别为-35.4、-86.3和-92.9 MJ·mm·hm-2·h-1·(10 a)-1。15个气象站MK统计量表明降雨侵蚀力多呈不显著上升趋势，仅樟树站(Z=2.17)呈显著上升趋势(P<0.05)。

图5 1961—2014年降雨侵蚀力1均值、倾向率和MK统计量空间分布

2.3 降雨侵蚀力集中度与集中期时空变化

鄱阳湖流域降雨侵蚀力集中度多年平均值为0.49，倾向率为-0.1(10 a)-1(图6)。集中度多年平均值为152.4°，对应6月，年际变化率为0.96°(10 a)-1(图6)。集中度与集中期MK统计量分别为-1.41和0.19，表明集中度呈不显著下降趋势，而集中期呈不显著上升趋势(P>0.05)。降雨侵蚀力集中度和集中期空间分布见图7。近54 a流域降雨侵蚀力集中度呈自西南向东北逐渐增大的分布格局，较小值为遂川(0.43)和赣县站(0.44)，最大值为南昌和南城站，均为0.52。集中期空间分布较集中度分散，整体表现为流域中部集中期较小，大多小于120°，对应4月；集中度最大值为庐山站，达225.7°，对应8月。

图6 1961—2014年降雨侵蚀力集中度与集中期年际变化Fig.6 Inter-annual change in rainfall erosion concentration degree and concentration period during 1961-2014

2.4 降雨侵蚀力年代时空变化特征

鄱阳湖流域降雨侵蚀力、集中度和集中期年代差异明显(图8)。流域降雨侵蚀力在1990年代最大，为10 820.8 MJ·mm·hm-2·h-1；其次在21世纪初，为10 613.7 MJ·mm·hm-2·h-1；其他年代降雨侵蚀力差异较小。降雨侵蚀力集中度和集中期年代变化程度大于降雨侵蚀力，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世纪末，为160.1°，对应6月；最小年代在1980年代，为142.8°，对应5月。

图7 1961—2014年降雨侵蚀力集中度与集中期空间分布

图8 1961—2014年降雨侵蚀力及集中度、集中期各年代均值变化

1960—2010年代鄱阳湖流域降雨侵蚀力均呈自西南向东北增加趋势，但高、低值中心存在差异(图9)。1960年代有3个高值区，分别以庐山、贵溪和广昌站为中心，降雨侵蚀力大于10 000 MJ·mm·hm-2·h-1；低值区以赣县站为中心，小于6 500 MJ·mm·hm-2·h-1(图9)。1970年代高值中心为庐山站，大于11 000 MJ·mm·hm-2·h-1；低值中心为遂川和赣县站，小于7 000 MJ·mm·hm-2·h-1。1980年代高值中心为庐山站，大于11 000 MJ·mm·hm-2·h-1；低值中心为遂川站，小于6 500 MJ·mm·hm-2·h-1。1990年代降雨侵蚀力最大，高值中心为庐山站，大于15 500 MJ·mm·hm-2·h-1；低值中心为遂川和赣县站，也达7 000 MJ·mm·hm-2·h-1以上。2000年代降雨侵蚀力空间差异较小，介于8 134.7～10 829.6 MJ·mm·hm-2·h-1之间，低值中心和高值中心分别为遂川和庐山站。2010—2014年降雨侵蚀力较2000年代大，且存在两个高值中心(景德镇和贵溪站)，低值中心为遂川和赣县站。

近6个年代鄱阳湖流域降雨侵蚀力集中度和集中期见表4。

1960年代除遂川站(0.43)外，其余各站集中度在0.50(赣县)～0.61(广昌)之间，总体分布较均匀。1970年代集中度在西南地区和东北地区具有明显差异，位于流域西南部的遂川、赣县和寻乌集中度最小，多小于0.5，而东北部的站点集中度普遍大于0.55。1980年代有11个站点集中度小于0.5，仅中部地区的玉山、贵溪、南城和樟树在0.5以上。1990年代集中度也呈自西南向东北逐渐增大的分布格局，最大值在景德镇站，最小值在遂川站。2000年代集中度与1980年代相似，多在0.5以下。2010—2014年集中度空间变化与1990年代一致，表现为自东北向西南递减。各年代集中期的空间差异较大，但无明显分布格局。

图9 1961—2014年降雨侵蚀力各年代空间分布

表4鄱阳湖流域降雨侵蚀力集中度与集中期各年代均值

Table4ConcentrationdegreeandconcentrationperiodofrainfallerosivityinPoyangLakeBasinforthelastsixdecades

站点集中度集中期/(°)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年庐山0.540.550.470.510.500.50197.1228.5236.1231.4231.3229.2波阳0.570.580.430.540.450.53145.7145.7172.1124.8132.2137.7 景德镇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贵溪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樟树0.570.560.500.520.430.50130.0139.9129.3143.0122.4111.3广昌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赣县0.500.410.420.450.460.40149.9157.986.7121.0187.8158.1寻乌0.590.450.480.470.550.46182.2197.7115.1133.4163.9161.6

3 讨论

鄱阳湖流域多年平均降雨侵蚀力9 537.9 MJ·mm·hm-2·h-1，高于黄土高原地区[20]，接近珠江流域[7]，低于广东省[21]，这可能是所处气候带不同导致[22]。降雨侵蚀力分别与降雨量和侵蚀性降雨均呈幂函数关系，且幂指数大于1(图2)，说明降雨量的微小波动将导致降雨侵蚀力的剧烈波动[6,8]。鄱阳湖流域降雨侵蚀力年际变化趋势不显著(P>0.05)，但1和8月呈极显著上升趋势(P<0.05)。ZHANG等[23]对鄱阳湖流域极端降雨时空变化特征的分析结果表明，最大1日和最大5日降雨量在冬季和8月呈显著增加趋势(P<0.05)，这可能是导致1和8月降雨侵蚀力显著增加的主要原因。

鄱阳湖流域降雨侵蚀力空间上呈自西南向东北逐渐增加的格局。建立纬度(A)、经度(L)与降雨侵蚀力(ER)的多元线性关系：ER=772.834·A+715.598·L-99 659.688(R2=0.841,P=0.01)。纬度系数大于经度系数，表明纬度是引起降雨侵蚀力变化的地理主轴。由于鄱阳湖内土壤侵蚀严重区域集中于赣西南地区，有利于赣南地区水土流失治理。虽然鄱阳湖流域东北部降雨侵蚀力较大，但土壤侵蚀状况不及西南部。这也从一定程度上表明，土壤侵蚀的多少不完全取决于降雨侵蚀力，更多的在于人类活动。降雨侵蚀力集中期对应6月，且集中度与集中期无显著变化趋势，建议注意6月流域土壤侵蚀灾害防治。