松濤水庫流域降雨侵蝕力空間結(jié)構(gòu)差異及變化規(guī)律分析

雷湘齡，葉長青，朱麗蓉，任浩天，陳成豪

(1.海南大學熱帶農(nóng)林學院，海口 570228；2.海南大學旅游學院，海口 5702282；3.海南省水文水資源勘測局，海口 570203)

土壤侵蝕已是世界上最嚴峻的生態(tài)環(huán)境問題之一[1],導致河道淤積、土壤肥力下降、土地退化[2]，其中造成土壤侵蝕的首要動力要素是降雨[3,4]。由降雨導致的土壤侵蝕潛在能力稱為降雨侵蝕力[3]，其大小與降雨量、雨日數(shù)、暴雨數(shù)、降雨強度等降雨要素相關(guān)[5]。降雨侵蝕力作為理論依據(jù)用來評估土壤被水力侵蝕的潛在危險[6,7]。對地區(qū)降雨侵蝕力的空間和時間變化進行分析，能為保護地區(qū)的生態(tài)環(huán)境和制訂相關(guān)的防治措施提供科學支持。

降雨侵蝕力從近幾十年開始成為學者們的研究熱點[8]。Wischmeier[9](1958)建立計算降雨侵蝕力大小的指標，成為了研究降雨侵蝕力的經(jīng)典模型。章文波[7]等(2002)建立了簡易算法模型使用日降雨量計算逐年半月的降雨侵蝕力，該模型適用于我國南方地區(qū)，特別是降水豐富的地區(qū)，所需的數(shù)據(jù)易于獲取，便于計算。劉斌濤[10]等(2013)采用日降雨量模型對中國降雨侵蝕力的時空變化進行分析，發(fā)現(xiàn)我國大部分區(qū)域的降雨侵蝕力在1960-2009年表現(xiàn)出不明顯的上升趨勢，年均降雨侵蝕力與降雨量的空間分布基本統(tǒng)一，由東南沿海向西北內(nèi)陸逐步減少。何紹浪[5]等(2017)對中國南方地區(qū)9個省份60 a逐日雨量進行計算分析，發(fā)現(xiàn)南方地區(qū)的侵蝕性降雨主要發(fā)生在夏季，并且在江西、海南、浙江降雨侵蝕力的上升趨勢比較顯著。陳正發(fā)[11]等(2017)分析了云南省60 a的日降雨數(shù)據(jù)，表明云南省7個分區(qū)的多年平均降雨侵蝕力空間格局的分布與多年平均降雨量基本統(tǒng)一。多項研究結(jié)果發(fā)現(xiàn)[10,11]，降雨侵蝕力與降雨量的空間分布格局相統(tǒng)一。然而，部分學者研究表明降雨侵蝕力也存在空間結(jié)構(gòu)差異性。如章文波[12](2003)等對全國降雨侵蝕力空間變化特征進行分析，發(fā)現(xiàn)中國土壤流失分布狀況與降雨侵蝕力空間格局的分布并不相符。近年來大量開展對年、季節(jié)降雨侵蝕力的空間、時間分布和變化的研究，但對降雨侵蝕力空間結(jié)構(gòu)的變化特征差異和成因分析還存在不足[12]。松濤水庫是海南省最大的水庫，已成為海南省侵蝕比較集中和嚴重的區(qū)域，流域?qū)儆谇鹆甑匦危匦伪容^破碎，切割程度較高[13]，流域內(nèi)存在明顯的干濕2季。目前，已有對松濤水庫流域降雨量和土壤侵蝕的研究，但少見對該流域降雨侵蝕力系統(tǒng)的分析,因此本文運用Empirical Orthogonal Function(EOF)、Mann-Kendall非參數(shù)統(tǒng)計檢驗方法分析松濤水庫流域和周圍的25個氣象站點1975-2015年的日降雨數(shù)據(jù)，研究其降雨侵蝕力的空間分布和時間變化，以期能為保護庫區(qū)生態(tài)環(huán)境和制定相關(guān)政策提供理論依據(jù)。

1 研究方法

1.1 研究區(qū)概況

松濤水庫是典型的熱帶水庫[14,15]，位于儋州市區(qū)東南20 km處，北起沙帽嶺，南至細水鄉(xiāng)山區(qū)，東與瓊中縣交界，西與白沙縣鄰接，所處經(jīng)緯度為109°28′～109°41′E，19°10′～19°25′N(見圖1)；流域面積為1 496 km2，平均氣溫高、日照長、雨量豐沛，以臺風為主；多年平均降雨量為1 875.7 mm，年最大降雨量可達2 637.8 mm，存在明顯的干濕2季，11-4月為干季，降雨量占全年的15.9%，5-10月為濕季，占全年降雨量的84.1%。

1.2 數(shù)據(jù)來源

本文使用25個氣象站點1975-01-01-2015-12-31的日降雨量數(shù)據(jù),數(shù)據(jù)來自海南省水務(wù)廳。

1.3 數(shù)據(jù)分析方法

分析1975-2015年25個站點全年、季節(jié)降雨侵蝕力，其中，3-5月為春季，6-8月為夏季，9-11月為秋季，12-2月為冬季。步驟如下。

(1)計算降雨侵蝕力[7]。公式如下：

(1)

式中：M為半月時段的降雨侵蝕力，MJ·mm/(hm2·h·a)；K為半月時段內(nèi)的天數(shù)；Pj為半月內(nèi)第j天≥12 mm的侵蝕性日降雨量；α和β分別取值為4.44和1.256[12]。使用該簡易算法模型對流域及其周邊的25個站點1975-2015年全年、季節(jié)降雨侵蝕力的時間序列進行構(gòu)建。

(2)對松濤水庫流域40 a年均、季節(jié)降雨侵蝕力使用EOF分解其時間序列，得到變量場的特征向量，然后用North準則計算特征向量的誤差范圍來進行顯著性檢驗，以得到有價值的特征向量，EOF的方法步驟如下[16]。

①將年、季節(jié)降雨侵蝕力的時間序列以矩陣的形式列出，對矩陣X作距平處理，計算其協(xié)方差矩陣S=XXT，并求特征值Λ和特征向量V。

(2)

式中：m表示氣象觀測站點；n表示觀測月份。

②計算每個特征向量的方差貢獻率及前p個特征向量的累積方差貢獻Rk：

(3)

(4)

式中：λ為對角陣Λ的元素即XXT的特征值。

③North顯著性檢驗，特征值λi的誤差范圍為：

(5)

式中：n為樣本量。當相鄰的特征值λj+1滿足：

λj-λj+1≥ej

(6)

時，則認為這2個特征值所對應(yīng)的經(jīng)驗正交函數(shù)是有價值。

(3)使用Mann-Kendall(M-K)對特征向量的時間變化作突變檢驗，可明確突變開始的時間，并指出突變區(qū)域，方法步驟如下[16]。

對EOF分解得到的n個樣本量的時間變化序列T，構(gòu)造秩序列：

(7)

式中：秩序列Sk是第i時刻數(shù)值大于j時刻數(shù)值個數(shù)的累計數(shù)。

按方程(7)計算順序時間序列的秩序列Sk得UF，按方程(7)計算逆序時間序列的秩序列Sk得UB，將UF和UB2個統(tǒng)計量序列曲線和給定顯著水平μ0.05=±1.96畫于同一圖上。

(4)使用ArcGIS對流域內(nèi)的降雨侵蝕力變化和特征向量進行克里金空間插值。

2 研究結(jié)果

2.1 多年降雨侵蝕力空間分布

從年均降雨侵蝕力的空間結(jié)構(gòu)(見圖2)可知，松濤水庫流域東部的南晚上降雨侵蝕力數(shù)值較大，大于20 000 MJ·mm/(hm2·h·a)，存在較高的侵蝕危險；南部的南開、萌芽、莫好，北部的南豐，中部的白沙降雨侵蝕力較低，多大于14 000 MJ·mm/(hm2·h·a)，存在的侵蝕危險偏低。春季降雨侵蝕力在流域東部的南晚上較高，依次為中部、西部，南部的莫好、萌芽最低；夏季降雨侵蝕力在流域東部的南晚上、西南部的智在較高，依次為東南部，北部的南豐，中部的白沙、細水，南部的南開、萌芽最低；秋季降雨侵蝕力在流域東部的南晚上較高，其次為東北部，南部的南開、萌芽、莫好最低；冬季降雨侵蝕力在流域東北部較高，其次為中部，西南部的打麥最低。

圖2 1975-2015年多年平均降雨侵蝕力空間分布Fig.2 The spatial distribution of annual average rainfall erosivity in Songtao Reservoir from 1975 to 2015

2.2 降雨侵蝕力空間結(jié)構(gòu)及其時間變化

運用EOF獲取松濤水庫流域降雨侵蝕力的主要空間分布結(jié)構(gòu)，并對其時空特征進行分析。

(1)全年降雨侵蝕力(見圖3)。特征向量表明流域內(nèi)年均降雨侵蝕力變化趨勢不一致，時間變化表明流域內(nèi)的年均降雨侵蝕力減小。根據(jù)經(jīng)驗正交函數(shù)分解，前2個空間模態(tài)的方差貢獻率見表1，累積方差貢獻率為53%，由第3個模態(tài)起方差貢獻率沒有顯著的差別，且前2個空間模態(tài)通過了North顯著性檢驗，因此選用前2個模態(tài)闡明年均降雨侵蝕力的空間分布。第1模態(tài)的各分量呈正、負相間分布，表明流域內(nèi)年均降雨侵蝕力的變化趨向并不統(tǒng)一；流域中部、南部、北部為正值，白沙、萌芽、莫好為正值中央?yún)^(qū)；流域西南大部、東部為負值，南晚上為負值中央?yún)^(qū)。說明流域東部、西南大部分與其他地區(qū)的降雨侵蝕力為反位相趨勢變化。第2模態(tài)中，流域南部為正值，莫好、萌芽、南開為正值中央?yún)^(qū)；流域東部、西部、北部為負值，新光、老村為負值中央?yún)^(qū)。說明流域東部、西部、北部與其他地區(qū)的降雨侵蝕力為反位相趨勢變化。

圖3 全年降雨侵蝕力特征向量及其時間變化Fig.3 Eigenvectors of annual rainfall erosivity and the time coefficients

Tab.1 The variance contribution rate of aunual rainfall erosivity’s the first four modes

時間變化表明，第1模態(tài)的時間變化大部分為負值，其中1975-2001年連續(xù)27 a時間變化都為負值，流域內(nèi)年均降雨侵蝕力減小；在1978年時間變化數(shù)值絕對值明顯增大(顯著性水平為0.05，下同)，表明年均降雨侵蝕力的模態(tài)場在1978年最為典型；在2002年、2004年和2014年時間變化為正值，表明在當年流域西南大部、東部地區(qū)年均降雨侵蝕力減小時，中部、北部、南部降雨侵蝕力增大。第2模態(tài)的時間變化多為負值，說明流域內(nèi)全年平均降雨侵蝕力減小；在1996年時間系數(shù)明顯增大，表明其空間模態(tài)場在1996年最為典型。M-K檢驗表明，第1模態(tài)降雨侵蝕力的突變點發(fā)生在1993年，此后的降雨侵蝕力呈不顯著的上升趨勢；第2模態(tài)在1975-2015年間呈不顯著的上升趨勢。

(2)春季降雨侵蝕力(見圖4)。特征向量表明流域內(nèi)春季降雨侵蝕力變化趨勢不一致；時間變化表明流域內(nèi)春季降雨侵蝕力減小。根據(jù)經(jīng)驗正交函數(shù)分解，前3個空間模態(tài)的方差貢獻率見表2，累積方差貢獻率為69.7%，方差貢獻率由第4個起沒有顯著的差別，且前3個空間模態(tài)通過了North顯著性檢驗，因此選用前3個模態(tài)闡明春季降雨侵蝕力的空間分布。第1模態(tài)的各分量呈正、負相間分布，表明流域內(nèi)春季降雨侵蝕力的變化趨向并不統(tǒng)一；流域北部、南部為正值，莫好、萌芽、南豐為正值中央?yún)^(qū)；流域東部為負值，南晚上為負值中央?yún)^(qū)，表明流域東部與其他地域的降雨侵蝕力為反位相趨勢變化。第2模態(tài)中，流域中部、東部、西部為正值，老村、南晚上為正值中央?yún)^(qū)；流域東部為負值，南晚上為負值中央?yún)^(qū)，說明流域東部與其他地域為反位相趨勢變化。第3模態(tài)中，流域中部、西部為正值，志道、阜類、牙阜為正值中央?yún)^(qū)；流域南部、東部小部分為負值，南晚上為負值中央?yún)^(qū)，說明流域南部、東部小部分與其他地區(qū)為反位相趨勢變化。

表2 春季降雨侵蝕力前5個模態(tài)方差貢獻率 %

圖4 春季降雨侵蝕力特征向量及其變化Fig.4 Eigenvectors of spring rainfall erosivity and the time coefficients

時間變化表明，第1模態(tài)的時間變化多為負值，說明降雨侵蝕力減小，在1988年、2004年時間變化數(shù)值為正值，說明在當年流域北部、南部春季降雨侵蝕力增大時，東部在減小；在1994年和2015年時間變化數(shù)值絕對值明顯增大，表明春季降雨侵蝕力的模態(tài)場在當年最為典型。第2模態(tài)的時間變化多為正值，1975-1987年連續(xù)12 a時間變化都為正值，說明降雨侵蝕力增大；在1994年時間變化數(shù)值絕對值、2015年時間變化顯著增大，說明其空間模態(tài)場在當年最為典型。第3模態(tài)的時間變化正負年份交替分布，從1991年后呈正值的年份增多，說明春季降雨侵蝕力在增大；在1986年時間變化數(shù)值絕對值、2012年時間變化明顯增大，表明其空間模態(tài)場在當年最為典型。M-K檢驗表明，第1模態(tài)降雨侵蝕力的突變點在1977年，此后呈顯著的下降趨勢，2010年后呈不顯著的上升趨勢；第2模態(tài)的突變點在1978年，此后10 a間呈不顯著的上升趨勢，在1988年后呈不顯著的下降趨勢，2006年后又呈上升趨勢；第3模態(tài)在1984年后呈顯著的下降趨勢，1994年后呈不顯著的上升趨勢。

(3)夏季降雨侵蝕力(見圖5)。特征向量表明流域內(nèi)夏季降雨侵蝕力變化趨勢不一致，時間變化表明流域內(nèi)的夏季降雨侵蝕力減小。根據(jù)經(jīng)驗正交函數(shù)分解，前2個空間模態(tài)的方差貢獻率見表3，累積方差貢獻率為40.7%，由第3個模態(tài)起方差貢獻率沒有顯著差別，且前2個空間模態(tài)通過North顯著性檢驗，因此選用前2個模態(tài)闡明夏季降雨侵蝕力的空間分布。第1模態(tài)場的各分量呈正、負相間分布，說明流域內(nèi)降雨侵蝕力變化趨勢不一致；流域北部、中部、東南部為正值，細水、南豐為正值中央?yún)^(qū)；流域東部、西部為負值，志道為負值中央?yún)^(qū)，表明流域東部、西部與其他地域降雨侵蝕力為反位相趨勢變化。第2模態(tài)場中，流域北部、西北部為正值，南豐、老村、可任、新光、牙阜、阜類為正值中央?yún)^(qū)；流域東部、南部為負值，南晚上為負值中央?yún)^(qū)，說明流域東部、南部與其他地區(qū)為反位相趨勢變化。

圖5 夏季降雨侵蝕力特征向量以及時間變化Fig.5 Eigenvectors of summer rainfall erosivity and the time coefficients

Tab.3 The variance contribution rate of summer rainfall erosivity’s the first four modes

時間變化表明，第1模態(tài)的時間變化1975-2015年多為負值年份，且絕對值偏大，說明夏季降雨侵蝕力減小；在1991年時間變化數(shù)值絕對值顯著增大，表明夏季降雨侵蝕力的模態(tài)場在1991年最為典型。第2模態(tài)的時間變化正負年份交替分布，在1990年時間變化數(shù)值絕對值、1991年的時間變化顯著增大，表明其空間模態(tài)場在當年最為典型；1992年后正值年份增多，說明流域內(nèi)夏季降雨侵蝕力增大。M-K檢驗表明，第1模態(tài)的降雨侵蝕力在1975-2015年間呈顯著的上升趨勢；第2模態(tài)的突變點在1985年，此后呈顯著上升趨勢。

(4)秋季降雨侵蝕力(見圖6)。特征向量表明流域內(nèi)秋季降雨侵蝕力變化趨勢不一致，時間變化表明流域內(nèi)秋季降雨侵蝕力增大。根據(jù)經(jīng)驗正交函數(shù)分解，前2個空間模態(tài)的方差貢獻率見表4，累積方差貢獻率為68.4%，由第3個模態(tài)起方差貢獻率沒有顯著差別，且前2個空間模態(tài)通過North顯著性檢驗，因此選用前2個模態(tài)闡明秋季降雨侵蝕力的空間分布。第1模態(tài)場的各分量呈正、負相間分布，表明流域內(nèi)降雨侵蝕力的變化趨勢不一致；流域東部為正值，南晚上為正值中央?yún)^(qū)；流域北部、南部部分、西部為負值，新光、白沙為負值中央?yún)^(qū)，說明流域西部、南部部分、北部與其他地區(qū)降雨侵蝕力為反位相趨勢變化。第2模態(tài)場中，流域北部為正值，南豐為正值中央?yún)^(qū)；流域東部、南部為負值，南晚上、元門、莫好為負值中央?yún)^(qū)，說明流域東部、南部與其他地區(qū)為反位相趨勢變化。

表4 秋季降雨侵蝕力前4個模態(tài)方差貢獻率 %

時間變化表明，第1空間模態(tài)的時間變化1975-2015年都為正值，大部分年份數(shù)值較高，說明流域內(nèi)秋季降雨侵蝕力增大；在1979年時間變化顯著增大，說明秋季降雨侵蝕力的模態(tài)場在1979年最為典型。第2空間模態(tài)的時間變化多為正值年份，1993年后呈正值的年份增多，說明降雨侵蝕力增大；在1978年時間變化數(shù)值絕對值和1996年、1997年時間變化顯著增加，表明秋季空間模態(tài)場在當年最為典型。M-K檢驗表明，第1模態(tài)降雨侵蝕力在1991年后呈不顯著上升趨勢；第2模態(tài)在1987年后呈不顯著下降趨勢，1993年后呈不顯著的上升趨勢。

(5)冬季降雨侵蝕力(見圖7)。特征向量表明流域內(nèi)冬季降雨侵蝕力變化趨勢不一致，時間變化表明流域內(nèi)冬季降雨侵蝕力增大。根據(jù)經(jīng)驗正交函數(shù)分解，前2個空間模態(tài)的方差貢獻率見表5，累積方差貢獻率為82.1%，由第3 模態(tài)起方差貢獻率沒有顯著差別，且前2個空間模態(tài)通過了North顯著性檢驗，因此選用前2個模態(tài)闡明冬季降雨侵蝕力的空間分布。第1模態(tài)場的各分量呈正、負相間分布，表明流域內(nèi)降雨侵蝕力的變化趨勢不一致；流域東南部小部為正值；流域北部、西部、南部為負值，南豐、可任、打麥、力樂為負值中央?yún)^(qū)，說明流域北部、西部、南部與其他地區(qū)降雨侵蝕力為反位相趨勢變化。第2模態(tài)場中，流域西南部、東南部為正值，打麥、萌芽、牙阜、阜類為正值中央?yún)^(qū)；流域西部部分、東部為負值，力樂為負值中央?yún)^(qū)，說明流域東部、西部部分與其他地區(qū)為反位相趨勢變化。

圖6 秋季降雨侵蝕力特征向量以及時間變化Fig.6 Eigenvectors of autumn rainfall erosivity and the time coefficients

圖7 冬季降雨侵蝕力特征向量以及時間變化Fig.7 Eigenvectors of winter rainfall erosivity and the time coefficients

表5 冬季降雨侵蝕力前4個模態(tài)方差貢獻率 %

時間變化表明，第1空間模態(tài)的時間變化多為正值，說明流域內(nèi)冬季降雨侵蝕增大；2002年時間變化顯著增大，表明其空間模態(tài)場在2002年最為典型；2008年和2011年時間變化為負值，說明在當年流域東南部小部分降雨侵蝕力偏小時，流域北部、西部、南部降雨侵蝕力偏大。第2空間模態(tài)的時間變化多為正值，說明降雨侵蝕力增大；在1984年后時間變化呈正值年份增加，說明降雨侵蝕力增大；在1996年時間變化顯著增大，說明其空間模態(tài)場在1996年最為典型。M-K檢驗表明，第1模態(tài)的降雨侵蝕力在1975年后的10 a間呈顯著下降趨勢，1985年后呈顯著上升趨勢；第2模態(tài)在1977-1986年間呈顯著下降趨勢，1986后呈不顯著上升趨勢。

2.3 討 論

降雨侵蝕力的空間結(jié)構(gòu)分析表明，位于流域東部的細水鄉(xiāng)區(qū)域降雨侵蝕危險最高。細水鄉(xiāng)東部區(qū)域的年及季節(jié)降雨侵蝕力最大，年均降雨侵蝕力大于20 000 MJ·mm/(hm2·h·a)，存在較高的降雨侵蝕危險。這是由于其地勢四周高，中間低，狀似一個盆地，地形中間低容易積累大量的水汽，周邊地勢高，水汽抬升冷凝后形成降水，造成細水鄉(xiāng)降水量大、強度高，從而導致降雨侵蝕危險高。曾紅娟[17](2009年)等研究認為松濤水庫流域大部分地區(qū)不存在土壤侵蝕的情況，但少部分地區(qū)發(fā)現(xiàn)土壤侵蝕的情況較嚴重，主要分布在細水鄉(xiāng)，與本文降雨侵蝕力的分布結(jié)果相符合，說明降水是影響土壤侵蝕的主要因素。

根據(jù)EOF分析，流域東部為空間模態(tài)的絕對值高值中央?yún)^(qū)，且流域內(nèi)降雨侵蝕力的變化存在不一致性；M-K檢驗顯示，年均、季節(jié)降雨侵蝕力自1990年代后呈上升趨勢。流域內(nèi)降雨侵蝕力最為重要的空間模態(tài)是不一致的異常分布，流域東部為空間模態(tài)的絕對值高值中央?yún)^(qū)，同年均降雨侵蝕力的分布相統(tǒng)一。有研究表明，降雨侵蝕力及其空間模態(tài)特征受到降雨量的大小、降雨的強弱、降雨類型變化的影響[19]，松濤水庫流域處于亞熱帶，雨量充沛，以臺風為主，有明顯的干濕2季[17]，應(yīng)該是造成流域內(nèi)降雨侵蝕力空間模態(tài)不一致異常分布的主要原因。依照North原則，流域內(nèi)降雨侵蝕力的變化存在不一致性，全年、春季、夏季的第1特征向量和全年、夏季、秋季、冬季的第2特征向量表明了流域東部與其他地區(qū)的降雨侵蝕力存在反位相變化趨勢；秋季和冬季的第1特征向量，春季、夏季、秋季的第2特征向量，春季的第3特征向量反映出流域南部與其他地區(qū)的降雨侵蝕力存在反位相變化趨勢。存在反位相變化模態(tài)應(yīng)該與流域內(nèi)的干濕2季降雨和海南省降雨受臺風影響有關(guān)。M-K檢驗結(jié)果表明，年均、季節(jié)降雨侵蝕力自1990年后呈不顯著的上升趨勢，這是由于受到暴雨量和暴雨次數(shù)增加的影響[20]。

3 結(jié) 論

本文對松濤水庫流域1975-2015年全年、季節(jié)降雨侵蝕力時空變化規(guī)律進行分析，結(jié)果如下。

(1)流域東部的細水鄉(xiāng)存在降雨侵蝕危險最高。年均、季節(jié)降雨侵蝕力的空間分布表現(xiàn)為東部偏大，春季降雨侵蝕力南部偏低，年、夏季和秋季中部偏低，冬季西南部偏低的空間格局。

(2)流域東部為降雨侵蝕力空間模態(tài)的絕對值高值中央?yún)^(qū)。受到干濕2季和臺風的影響，年和季節(jié)降雨侵蝕力的空間模態(tài)都呈現(xiàn)為松濤水庫流域內(nèi)不一致的變化趨勢，表明流域內(nèi)降雨侵蝕力最為重要的空間模態(tài)是不一致的異常分布。

(3)流域內(nèi)降雨侵蝕力存在空間結(jié)構(gòu)的差異，年均和季節(jié)降雨侵蝕力變化趨勢并不一致。全年、春季降雨侵蝕力偏小的年份較多，夏季、秋季和冬季在1993年后降雨侵蝕力偏大的年份增多；降雨侵蝕力增大的地區(qū)主要集中在年均降雨的南部，春季的中、西部，夏季的北部，秋季的東、北部，冬季的東南部。

(4)受到干濕2季降雨和臺風的影響，流域內(nèi)存在反位相變化模態(tài)。全年、春季、夏季的第1特征向量和全年、夏季、秋季、冬季的第2特征向量表明了流域東部與其他地區(qū)的降雨侵蝕力存在反位相變化趨勢；秋季和冬季的第1特征向量，春季、夏季、秋季的第2特征向量，春季的第3特征向量反映出流域南部與其他地區(qū)降雨侵蝕力存在反位相變化趨勢。由于海南島暴雨量和暴雨次數(shù)增加，自1990年后降雨侵蝕力呈上升趨勢。