KEO Soksamnang, 何洪鳴,2, 趙宏飛, 景昭偉

(1.西北農(nóng)林科技大學(xué) 水土保持研究所 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.中科院 水利部 水土保持研究所 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)

土壤侵蝕為目前世界上最為嚴重的生態(tài)環(huán)境問題之一，其不僅影響農(nóng)業(yè)生產(chǎn)，而且對自然環(huán)境和人類的生存和發(fā)展帶來威脅[1]。黃土高原是世界上水土流失最為嚴重的地區(qū)之一，超過60%地區(qū)存在水土流失，平均侵蝕模數(shù)為2 000～5 000 t/(km2·a)[1-3]。土壤侵蝕與降雨、土壤性質(zhì)、地形、植被覆蓋有關(guān)，其中土壤與地形相對穩(wěn)定，土壤侵蝕主要受降雨與植被覆蓋控制。該地區(qū)降雨為土壤侵蝕最主要的自然驅(qū)動力，同時在USLE和RUSLE模型中，降雨侵蝕力被認為是最主要的因素之一，其可以直接反映降雨對土壤侵蝕的潛在能力[4]。因此，研究黃土高原降雨侵蝕力時空變化對于治理該地區(qū)水土流失具有一定的意義。

黃土高原土壤侵蝕與降雨年內(nèi)分布主要集中在夏秋兩季，降雨有時空分布不均勻的特點[5-6]。在小流域尺度上研究表明，土壤侵蝕年內(nèi)分布主要發(fā)生在6—9月，與降雨量年內(nèi)分布有相似的規(guī)律[7]，同時王萬忠等[8]、王占禮[9]研究該地區(qū)土壤侵蝕具有高度集中的特點，其主要取決于少數(shù)幾次降雨。黃土高原近幾十年來土壤侵蝕環(huán)境發(fā)生明顯變化，主要表現(xiàn)為氣候要素和下墊面狀況發(fā)生改變，大量研究表明該地區(qū)土壤侵蝕強度減弱是由氣候變化和人類活動共同作用引起[10]，同時氣候變化與人類活動有相互作用的耦合關(guān)系[11]，但其相互作用機制仍不明確。

目前，已有部分關(guān)于黃土高原地區(qū)降雨侵蝕力時空變化的研究。目前研究集中于以年為時間單位，但是黃土高原的土壤侵蝕主要集中于夏秋兩季，主要由該季節(jié)內(nèi)強降雨引起。同時，研究表明該地區(qū)年降雨量的變化主要由秋季降雨量的變化引起[12]，以年序列分析降雨侵蝕力變化趨勢難以滿足科研和生產(chǎn)實踐的需求。因此，本研究以該地區(qū)58個氣象站日降雨數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)，基于以日降雨計算侵蝕力模型并對其優(yōu)化，分析該地區(qū)1960—2011年降雨侵蝕力在不同時段內(nèi)的時空變化特征，研究降雨侵蝕力對流域土壤侵蝕的影響。以期對該地區(qū)的水土流失治理、生態(tài)環(huán)境建設(shè)提供科學(xué)依據(jù)，為研究該地區(qū)土壤侵蝕提供參考。

1　研究區(qū)概況及數(shù)據(jù)來源

1.1　研究區(qū)概況

黃土高原自第四紀形成以來，氣候發(fā)生干冷和溫濕多次交替，土壤侵蝕也發(fā)生多次輪回，近萬年來，已進入第4個大的侵蝕旋回，處于強烈侵蝕期，近千年來，由于復(fù)雜的土地利用、強侵蝕性降雨和長期的人類活動等引起劇烈的土壤侵蝕[13-14]。黃土高原位于黃河中游，為黃河泥沙的主要來源區(qū)，其沙量占全河總量90%以上[15]。該區(qū)域介于北緯35°—41°和東經(jīng)102°—114°(圖1)，總面積64萬km2，總?cè)丝? 200萬人[14,16]。氣候為典型的大陸性季風(fēng)氣候，年均氣溫、降雨量地域性差異顯著，降雨主要集中在夏秋兩季，為土壤侵蝕最主要的自然驅(qū)動力[17]。

圖1　研究區(qū)位置及氣象站分布

1.2　數(shù)據(jù)來源

本文采用黃土高原58個氣象站點的20—20時降水量(24 h降水量)，站點分布見圖1，時間范圍為1960—2011年。數(shù)據(jù)均來自中國氣象局。其中有8個氣象站缺測時間大于1個月，缺測值用前后兩年同期的平均值進行插補；對于其他站點缺測1～2 d的數(shù)據(jù)，采用相鄰5 d滑動平均進行插補。根據(jù)該地區(qū)氣候特點，本文將季節(jié)劃分為：春季(3—5月)、夏季(6—8月)、秋季(9—11月)、冬季(12月—翌年2月)4個季節(jié)。輸沙量數(shù)據(jù)為無定河、延河、北洛河、涇河、渭河和汾河控制水文站1971—2010年月數(shù)據(jù)，數(shù)據(jù)來自于黃河水利委員會。

2　研究方法

2.1　降雨侵蝕力計算

通用土壤流失方程(USLE)和修正通用流失方程(RUSLE)模型中的降雨侵蝕力(R)表示降雨引起侵蝕的潛在能力，是目前研究土壤侵蝕對降雨變化響應(yīng)的最好因子[18]。降雨侵蝕力也是計算降雨對侵蝕影響的定量化評價指標(biāo)，通常是基于EI30經(jīng)典算法和日常野外觀測數(shù)據(jù)，但是在大多數(shù)氣象站檢測以小時、分鐘為單位的降雨數(shù)據(jù)難以實現(xiàn)。通常以日、月為單位的降雨數(shù)據(jù)較容易獲得，目前已有大量以日、月降雨數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)的計算降雨侵蝕力模型。模型中以日降雨數(shù)據(jù)為基礎(chǔ)的模型計算結(jié)果較為準(zhǔn)確，且日降雨數(shù)據(jù)也較易獲取，因此廣泛應(yīng)用到降雨侵蝕力時空分布研究中[4]。

R值是衡量降雨侵蝕力的一個指標(biāo)，是美國通用土壤流失方程USLE和后來修訂的RUSLE模型中一個最基本因子。本文在已知日降雨量的基礎(chǔ)上，采取章文波等[19]提出的降雨侵蝕力模型進行計算，該模型主要利用日雨量資料對降雨侵蝕力進行計算，適合應(yīng)用于黃土高原[4]，其具體公式如下：

(1)

式中：Ri為第i個半月時段的侵蝕力值[MJ·mm/(hm2·h·a)]；k為該半月時段內(nèi)的降雨天數(shù)；Pj為半月時段內(nèi)第j天的日雨量(mm)。要求日雨量≥12 mm，否則以0計算，12 mm與侵蝕性降雨標(biāo)準(zhǔn)對應(yīng)。由于該模型對于短歷時、高強度降雨類型估算有一定的偏差，根據(jù)章文波等[19]計算該地區(qū)α，β值與該地區(qū)站點降雨數(shù)據(jù)(表1)，利用MATLAB對模型參數(shù)α和β進行優(yōu)化，以提高模型精度。

表1　優(yōu)化模型站點數(shù)據(jù)

優(yōu)化后的模型為：

(2)

α=21.586β-7.1891

(3)

式中：Pd12為日雨量≥12 mm的日平均雨量；Py12表示日雨量≥12 mm的年雨量，利用公式(1—3)計算逐年各半月的降雨侵蝕力，經(jīng)累加可得到年降雨侵蝕力值。

2.2　時間與空間變化分析方法

時間變化運用趨勢分析，本研究采用Mann-Kendall非參數(shù)統(tǒng)計方法檢驗，該方法的優(yōu)點在于不需要樣本遵循一定的分布規(guī)律，不受少數(shù)異常值的干擾，可定量統(tǒng)計變化趨勢的顯著性，計算較為簡單，廣泛應(yīng)用于降雨量變化趨勢分析。Kendall傾斜度的中值β定量計算序列的變化幅度，當(dāng)β為正值時，表示序列為增加趨勢；當(dāng)β為負值時，表示序列為減少趨勢。|β|表示隨時間增減的幅度，具體見文獻[20]。

利用公式計算逐年內(nèi)各半月的降雨侵蝕力，經(jīng)累加得到年降雨侵蝕力，最后計算各個站點的多年平均降雨侵蝕力。Kringing內(nèi)插法廣泛應(yīng)用于氣象要素空間插值?？臻g上，應(yīng)用地統(tǒng)計學(xué)的Kriging插值方法插值計算，利用ArcGIS的地統(tǒng)計模塊將58個站點的多年平均降雨量、多年平均降雨侵蝕力、變化Kendall傾斜度等指標(biāo)進行空間插值，得到空間連續(xù)分布的黃土高原多年平均降雨侵蝕力分布和空間變化。

3　結(jié)果與分析

3.1　年均侵蝕性降雨與降雨侵蝕力

多年平均侵蝕性降雨量、降雨侵蝕力有相近的空間分布特征(圖2)，整體由東南向西北遞減，但變化幅度有較大差異。多年平均侵蝕性降雨臨河站最低，為68.49 mm，華山站最高，為528.58 mm，各站點平均為244.73 mm，最大值為最小值5.74倍，變異系數(shù)CV=0.43；多年平均降雨侵蝕力貴州站最低，為215.12 MJ·mm/(hm2·h·a)，華山站最高，為3 433.67 MJ·mm/(hm2·h·a)，各站點平均值為1 324.96 MJ·mm/(hm2·h·a)，最大值為最小值的15.69倍，變異系數(shù)CV=0.55。降雨侵蝕力較侵蝕性降雨離散程度更大。

3.2　降雨侵蝕力時間變化

黃土高原土壤侵蝕主要發(fā)生于少數(shù)幾次強降雨。為分析不同等級降雨侵蝕力的變化趨勢，本文根據(jù)日降雨量將降雨侵蝕力劃分為不同等級，其對應(yīng)日降雨量分別為：≥12 mm，≥20 mm，≥30 mm，≥40 mm，≥50 mm；由在一年內(nèi)其產(chǎn)生的降雨侵蝕力用R12，R20，R30，R40，R50表示。利用所有站點不同時段平均值分別計算Kendall傾斜度值(表2)，分析其變化趨勢。

黃土高原不同類型降雨侵蝕力在不同時間段內(nèi)具有不同的變化特點，基本呈現(xiàn)下降趨勢，秋季變化更為明顯。全年R12呈下降趨勢，變化幅度為-3.64 MJ·mm/(hm2·h·a)，秋季和9月R12呈顯著下降趨勢。降雨侵蝕力變化主要由強降雨產(chǎn)生侵蝕力變化導(dǎo)致，如R40呈顯著下降趨勢。黃土高原降雨侵蝕力主要產(chǎn)生于少數(shù)幾次強降雨，所有站點年內(nèi)最強一次降雨產(chǎn)生降雨侵蝕力占全年的比例均超過50%。黃土高原土壤侵蝕主要產(chǎn)生于少數(shù)幾次降雨事件，由強降雨產(chǎn)生降雨侵蝕力變化將對土壤侵蝕產(chǎn)生重要影響。

圖2　黃土高原地區(qū)多年平均侵蝕性降雨量和降雨侵蝕力空間分布

表2　不同類型降雨產(chǎn)生降雨侵蝕力Kendall傾斜度 MJ·mm/(hm2·h·a)

注：*表示呈顯著變化趨勢(p<0.05)。

3.3　降雨侵蝕力空間變化

利用Mann-Kendall非秩次檢驗法計算黃土高原各站點年、春季、夏季和秋季(由于冬季降雨侵蝕力接近于0，故未作統(tǒng)計分析)R12時間序列變化趨勢，通過Kriging插值法得到黃土高原地區(qū)年、不同季節(jié)降雨侵蝕力空間變化趨勢(圖3)。

由圖3A可知，黃土高原年降雨侵蝕力基本呈現(xiàn)下降趨勢，中東部顯著，下降幅度由東向西遞減。15個站點年降雨侵蝕力呈顯著減小趨勢(p<0.05)，其中10個站點呈現(xiàn)極顯著減小趨勢(p<0.01)，減小幅度最大區(qū)域集中于汾河以東，減小最大值為-22；黃土高原西部小范圍區(qū)域年降雨侵蝕力呈現(xiàn)顯著增加趨勢，其中西寧站呈現(xiàn)極顯著增加趨勢，增加值為3.80。年降雨侵蝕力變化趨勢與年均降雨量分布具有相關(guān)關(guān)系，400 mm等降雨量線是年降雨侵蝕力變化的分界線，年均降雨量大于400 mm區(qū)域降雨侵蝕力呈減小趨勢，小于400 mm區(qū)域呈增加趨勢。研究表明，近60 a我國降水變化呈現(xiàn)區(qū)域性特征，西北地區(qū)降水呈顯著增加趨勢，東部呈減小的趨勢[21]，與本研究中降雨侵蝕力變化特征一致。

春季降雨侵蝕力空間上變化趨勢不一致(圖3B)。黃土高原東北部及西南部分區(qū)域呈顯著上升趨勢，其中8個站點呈極顯著上升趨勢，上升幅度最大值集中在山西省北部，最大值為1.40；下降區(qū)域主要集中在關(guān)中及渭北高原，9個站點呈下降趨勢，其中4個站點呈極顯著下降趨勢，下降最大值為-6.42；西北部變化不明顯。春季降雨侵蝕力占全年11.04%，對年降雨侵蝕力下降的貢獻為7.72%。

夏季降雨降雨侵蝕力的變化空間變化與年變化特征一致(圖3C)。下降區(qū)域主要集中在黃土高原東部和北部區(qū)域，該區(qū)域內(nèi)有5個氣象站點呈現(xiàn)極顯著下降趨勢，下降最大值為-11.94；黃土高原東南部部分區(qū)域夏季降雨侵蝕力呈上升趨勢，包括湟水流域及渭河流域，共4個站點呈現(xiàn)顯著上升趨勢，上升最大值為6.68，上升區(qū)域面積遠小于下降區(qū)域。

秋季降雨侵蝕力呈現(xiàn)北部上升、南部下降的變化趨勢(圖3)。北部區(qū)域內(nèi)有4個氣象站呈現(xiàn)顯著上升趨勢，上升區(qū)域主要集中于長城沿線以北，上升最大值為1.48；南部區(qū)域呈現(xiàn)顯著下降趨勢，15個站點呈現(xiàn)顯著下降趨勢，其中6個站點表現(xiàn)為極顯著，下降區(qū)域主要集中于關(guān)中平原，寶雞站下降幅度最大，最大值為-10.33。黃土高原秋季降雨侵蝕力下降幅度遠大于上升幅度，下降主要由關(guān)中地區(qū)降雨侵蝕力下降導(dǎo)致。

黃土高原不同類型降雨侵蝕力在不同時間段呈現(xiàn)不同的變化特征。由表3可知，年降雨侵蝕力下降站點數(shù)量遠大于上升站點數(shù)量，總降雨侵蝕力下降站點數(shù)量占總站點67.24%；冬季、春季上升、下降數(shù)量相近；夏、秋季變化特征類似于全年。李志等[22]研究1961—2007年黃土高原極端降水時空變化，表明該區(qū)域40%的站點極端降水頻率有顯著減少趨勢，30%站點極端降水量有顯著減少趨勢，極端降水頻率和極端降水量變化趨勢空間分布與本研究中年降雨侵蝕力變化特征基本一致。但IPCC評估報告指出，過去50年來陸地上中高緯度地區(qū)強降水事件可能大量增加，對研究侵蝕力變化產(chǎn)生不確定性[23]。因此，研究區(qū)域氣候變化需結(jié)合全球變化。

注：圖中▲、▼、△、▽分別表示顯著上升(p<0.05)、顯著下降、極顯著上升(p<0.01)、極顯著下降趨勢

圖3不同時間段降雨侵蝕力空間變化

表3　不同類型降雨侵蝕力變化站點統(tǒng)計

注：括號中數(shù)字表示呈顯著變化(p<0.05)站點數(shù)量。

3.4　降雨侵蝕力與河流泥沙關(guān)系

黃土高原是黃河泥沙的主要來源區(qū)，降雨是侵蝕產(chǎn)沙最主要的自然驅(qū)動力，降雨侵蝕力R是評價土壤侵蝕最好的降雨指標(biāo)[8]。研究表明，近50年來黃河中游徑流、泥沙呈顯著減小的趨勢，土地利用及降雨變化是水沙變化的最主要驅(qū)動因素[7]。本文利用黃土高原渭河、涇河、北洛河、汾河、延河及無定河等主要黃河支流控制水文站1971—1980年月輸沙量數(shù)據(jù)以及主要支流流域內(nèi)降雨侵蝕力(黃河支流流域內(nèi)所有站點平均值)數(shù)據(jù)，分析黃土高原主要支流輸沙量與降雨侵蝕力的關(guān)系(圖4)。

由圖4可知，黃土高原主要河流輸沙量與流域內(nèi)降雨侵蝕力有一定的相關(guān)關(guān)系，不同流域降雨侵蝕力侵蝕產(chǎn)沙特征不同。流域內(nèi)侵蝕產(chǎn)沙S與降雨侵蝕力R有顯著線性關(guān)系，即S=a+bR，式中a,b為參數(shù)。將單位面積、單位降雨侵蝕力產(chǎn)生的輸沙量定義為侵蝕產(chǎn)沙率(Rt)，單位為kg·h/(MJ·mm)，表4為黃土高原主要支流侵蝕產(chǎn)沙率。由表4可知，涇河和無定河流域侵蝕產(chǎn)沙率遠大于其他流域，侵蝕產(chǎn)沙率從大到小依次為涇河>無定河>渭河>延河>北洛河>汾河。降雨侵蝕力在不同流域內(nèi)有不同影響，涇河1971—1980年年均輸沙量2.01億t，降雨侵蝕力10 a內(nèi)同期減少53.69 MJ·mm/(hm2·h·a)，其減沙0.07億t，10 a內(nèi)減沙占年輸沙量的3.86%；汾河同期年輸沙量0.17億t，降雨侵蝕力減少47.80 MJ·mm/(hm2·h·a)，減沙4.74×105t，占同期年輸沙量2.74%。

氣候變化對土壤侵蝕有重要的影響。根據(jù)降雨侵蝕力與河流輸沙量的關(guān)系，渭河流域20世紀80年代—21世紀初(2001—2010年)年均降雨侵蝕力減少339.46 MJ·mm/(hm2·h·a)，其減沙0.32億t，其與80年代相比減少27.00%。渭河2001—2010年實際年均輸沙為0.25億t，與80年代相比減少79.32%。根據(jù)降雨侵蝕力變化下理論輸沙量與實際輸沙量，降雨侵蝕力變化對輸沙變化的貢獻率為34.03%，根據(jù)同樣的方法，涇河、北洛河、延河、無定河和汾河的貢獻率分別為1.54%，0.11%，10.87%，16.47%，5.71%。因此，降雨侵蝕力變化不是黃土高原河流輸沙變化的主導(dǎo)因素。

圖4　黃土高原主要流域輸沙量與降雨侵蝕力關(guān)系

黃土高原土壤侵蝕主要由強降雨，特別是特大暴雨引起。利用黃土高原主要支流控制水文站1975—1985年輸沙量與對應(yīng)流域內(nèi)氣象站降雨侵蝕力平均值序列，分析不同等級降雨侵蝕力對土壤侵蝕的影響(圖5)。R50產(chǎn)沙效應(yīng)遠大于R12，前者是后者4.65倍。R50變化對輸沙量的影響大于其他類型。例如無定河流域內(nèi)R30多年年均減少4.00 MJ·mm/(hm2·h·a)，其減沙4.04×105t/a，占1975—1985年年均輸沙量6.52%。

沒想到，這時會半路上殺出個程咬金來。一個清脆的女聲在門口響起：“?？?，竹姐，瀟灑啊，何不來個燭光晚宴，豈不更加浪漫？”馬麗亞端著一杯酒，走進了包廂。

圖5無定河流域輸沙量與降雨侵蝕力的關(guān)系

實際上，降雨侵蝕力是反映降雨對土壤侵蝕的潛在能力的指標(biāo)，并非是土壤侵蝕的實際能力。研究區(qū)域水土流失狀況需要考慮地質(zhì)地貌、下墊面及人類活動等因素。黃土高原退耕還林后部分地區(qū)土壤侵蝕量的減少主要由于土地利用或植被覆蓋變化導(dǎo)致，因此對于土壤侵蝕的評估也不能單純地利用河流輸沙量，研究降雨侵蝕力需要綜合考慮不同的土壤侵蝕方式所造成的土壤侵蝕量[8]。目前有大量關(guān)于氣候變化和人類活動對土壤侵蝕變化貢獻的研究，普遍的觀點為人類活動對土壤侵蝕的影響大于氣候變化[24]，本研究根據(jù)降雨侵蝕力指標(biāo)分析氣候變化的貢獻率。黃土高原不同地區(qū)的地質(zhì)地貌、植被覆蓋、人類活動等引起水土流失的因素不同，用單一降雨侵蝕力模型進行估算具有一定的誤差。本研究主要分析降雨侵蝕力的分布特征和變化趨勢，其表示由降雨所引起的土壤侵蝕可能性大小，結(jié)合不同流域侵蝕產(chǎn)沙率，對水土保持規(guī)劃具有一定的指導(dǎo)意義。

4　結(jié) 論

(1) 黃土高原年均降雨侵蝕力呈下降趨勢，平均年變化幅度為-3.64 MJ·mm/(hm2·h·a)。在時間上，年均降雨侵蝕力下降主要由8—9月降雨侵蝕力下降導(dǎo)致，貢獻率達86.60%；在降雨類型上，主要由強降雨變化導(dǎo)致，貢獻率為53.40%。(2) 黃土高原降雨侵蝕力空間變化特征不一致。400 mm等降雨線是年降雨侵蝕力空間變化的分界線，年降雨量大于400 mm區(qū)域年降雨侵蝕力呈下降趨勢，小于400 mm區(qū)域呈上升趨勢。(3) 降雨侵蝕力變化對河流產(chǎn)沙有重要影響，但不是輸沙變化的主導(dǎo)因素。渭河、涇河、北洛河、延河、無定河和汾河流域降雨變化對輸沙變化的貢獻率分別為1.54%，0.11%，10.87%，16.47%，5.71%。(4) 黃河中游不同流域降雨侵蝕力對土壤侵蝕作用程度不同，主要支流侵蝕產(chǎn)沙率涇河>無定河>渭河>延河>北洛河>汾河。降雨侵蝕力的分布特征和變化趨勢，結(jié)合不同流域侵蝕產(chǎn)沙率，可作為評價區(qū)域降水對土壤侵蝕作用的指標(biāo)。

黃土高原不同區(qū)域自然條件存在明顯差異，引起土壤侵蝕的主導(dǎo)因素不同。本研究利用單一降雨侵蝕力模型計算降雨侵蝕力，難以全面反映降雨對土壤侵蝕的作用程度，應(yīng)加強不同侵蝕力模型的對比研究。在黃土高原大面積綜合治理下，該區(qū)域植被發(fā)生變化，導(dǎo)致引起土壤侵蝕的主要因素發(fā)生改變，本研究僅討論降雨變化對土壤侵蝕影響，僅考慮近30 a來變化狀況，未能從較長時間探討引起黃土高原土壤侵蝕主導(dǎo)因素是否發(fā)生變化。因此，未來需結(jié)合植被變化等因素研究土壤侵蝕時空變化的原因。

參考文獻：

[1]Jiao J Y, Jing L I, Wang W Z. Erosion environment in the sediment-rich area on the Loess Plateau[J]. Journal of Geographical Sciences, 2002,12(1):49-57.

[2]Cai Q G. Soil erosion and management on the Loess Plateau[J]. Journal of Geographical Sciences, 2001,11(1):53-70.

[3]Liu L, Liu X H. Sensitivity analysis of soil erosion in the Northern Loess Plateau[J]. Procedia Environmental Sciences, 2010,2(1):134-148.

[5]Wei W, Chen L, Zhang H, et al. Effects of crop rotation and rainfall on water erosion on a gentle slope in the hilly loess area, China[J]. Catena, 2014,123(1):205-214.

[6]Wang L N, Zhu Q K, Zhao W J, et al. The drought trend and its relationship with rainfall intensity in the Loess Plateau of China[J]. Natural Hazards, 2015,77(1):479-495.

[7]Wei W, Chen L, Zhang H, et al. Effect of rainfall variation and landscape change on runoff and sediment yield from a loess hilly catchment in China[J]. Environmental Earth Sciences, 2014,73(3):1005-1016.

[8]王萬忠,焦菊英.黃土高原降雨侵蝕產(chǎn)沙與黃河輸沙[M].北京:科學(xué)出版社,1996.

[9]王占禮.黃土高原降雨因素對土壤侵蝕的影響[J].西北農(nóng)業(yè)大學(xué)學(xué)報,1998,26(4):101-105.

[10]趙廣舉,穆興民,田鵬,等.近60年黃河中游水沙變化趨勢及其影響因素分析[J].資源科學(xué),2012,34(6):1070-1078.

[11]肖勝生,鄭海金,楊潔,等.土壤侵蝕/水土保持與氣候變化的耦合關(guān)系[J].中國水土保持科學(xué),2011,96(6):106-113.

[12]蔡新玲,王繁強,吳素良.陜北黃土高原近42年氣候變化分析[J].氣象科技,2007,35(1):45-48.

[13]唐克麗,張平倉,王斌科.土壤侵蝕與第四紀生態(tài)環(huán)境演變[J].第四紀研究,1991(4):300-309.

[14]Atsushi Tsunekawa, Liu G B, Norikazu Yamanaka, et al. Restoration and Development of the Degraded Loess Plateau, China[M]. Japan:Springer, 2014.

[15]姚文藝,冉大川,陳江南.黃河流域近期水沙變化及其趨勢預(yù)測[J].水科學(xué)進展,2013,24(5):607-616.

[16]He X B, Zhou J, Zhang X B, et al. Soil erosion response to climatic change and human activity during the Quaternary on the Loess Plateau, China[J]. Regional Environmental Change, 2006,6(1/2):62-70.

[17]Wei J, Zhou J, Tian J, et al. Decoupling soil erosion and human activities on the Chinese Loess Plateau in the 20th century[J]. Catena, 2006,68(1):10-15.

[18]Nearing M A, Pruski F F, O′Neal M R. Expected climate change impacts on soil erosion rates: A review[J]. Journal of Soil and Water Conservation, 2004,59(1):43-50.

[19]章文波,謝云,劉寶元.利用日雨量計算降雨侵蝕力的方法研究[J].地理科學(xué),2002,22(6):705-711.

[20]曹潔萍,遲道才,武立強,等. Mann-Kendall檢驗方法在降水趨勢分析中的應(yīng)用研究[J].農(nóng)業(yè)科技與裝備,2008(5):35-37,40.

[21]丁一匯,王會軍.近百年中國氣候變化科學(xué)問題的新認識[J].科學(xué)通報,2016，61(10):1029-1041.

[22]李志,鄭粉莉,劉文兆.1961—2007年黃土高原極端降水事件的時空變化分析[J].自然資源學(xué)報,2010,25(2):291-299.

[23]Kadam P D. Rectocutaneous fistula with transmigration of the suture:a rare delayed complication of vault fixation with the sacrospinous ligament [J]. International Urogynecology Journal, 2016,27(1):1-3.

[24]Hou J, Fu B J, Wang S, et al. Comprehensive analysis of relationship between vegetation attributes and soil erosion on hillslopes in the Loess Plateau of China[J]. Environmental Earth Sciences, 2014,72(5):1721-1731.