凝结水作为干旱半干旱地区除降雨外重要的组分, 具有重要的生态学意义(Broza, 1979; Boast et al, 1982; Subramaniam et al, 1983; 陈荷生等, 1992; Gutterman et al, 1997; Kidron et al, 2000; Agam et al, 2006)。国外的许多研究都证实了凝结水的存在, 以色列Negev沙漠, 中心处年凝结水量约33 mm, 年凝结天数约195天(Evenari, 1981); 美国的内华达州东北部和犹他州中部的沙漠地区, 水分平衡估测过程中, 凝结水对每年水分的贡献量分别为14和29 mm(Glenn et al, 1996)。国内有关凝结水的研究主要集中在科尔沁沙地(刘新平等, 2009)、腾格里沙漠沙坡头区(潘颜霞等, 2010, 2014)、古尔班通古特沙漠(张静等, 2009; 陈荣毅等, 2015)等地区, 采用微渗仪法对凝结水进行观测, 同时分析了各个因子(地形、空气温湿度、天气状况等)对凝结水量及形成过程的影响程度。腾格里沙漠沙坡头区在1992年已经有了相关报道, 陈荷生等(1992)的研究证实了凝结水的存在, 凝结量与近地层温度、湿度、土壤温度相关, 并初步了解凝结水的生态学意义; 王新平等(2003)和潘颜霞等(2010, 2014)相继在该地区展开了进一步的研究, 确定了在该地区凝结水的90%主要集中在近地层3 cm; 凝结时间为19:00(北京时, 下同)至次日08:00;凝结水持续时间为08:30—14:00, 持续时间5.5 h; 生物土壤结皮的存在有利于凝结水的形成; 随着结皮的发育程度的增加凝结水量呈增高趋势; 凝结量受多方面因素的综合影响(植被、地形、气象条件等)。在古尔班通古特沙漠的研究中发现, 土壤表层2 cm的凝结水的测定结果可真实代表该地区凝结水量形成特征; 凝结时间为20:00至次日08:00;凝结水持续时间为08:30—16:00, 持续时间7.5 h; 凝结水量与生物土壤结皮相关趋势与腾格里沙漠沙坡头区的观测结果一致(张静等, 2009; 陈荣毅等, 2015)。毛乌素沙地凝结水主要集中在土壤表层5 cm; 凝结时间为19:00至次日07:30;凝结水持续时间为07:30—11:00, 持续时间3.5 h(张晓影等, 2008)。不同地区凝结水的发生、持续及主要凝结层存在不同, 且差异较大。

干旱半干旱地区降雨量低、日夜温差大、气候干燥等环境问题, 制约了当地高等维管束植物的生长和分布, 高等维管束植物在干旱半干旱地区呈斑块状分布, 这种分布情况造成了大面积的地表裸露, 为生物土壤结皮这一干旱半干旱地区常见的先锋群落提供了有利生长条件, 使其在干旱半干旱地区广泛分布, 覆盖度甚至达到了60%以上(李新荣等, 2009), 作为荒漠生态系统的重要组成部分, 凝结水对生物土壤结皮的生长发育具有十分重要的作用。凝结水作为干旱半干旱地区除降雨外主要水分来源, 尽管凝结水量微小, 但作为稳定持续的水源, 在维持浅根系植物、微生物、个体微小的昆虫等动植物的生存具有重要的意义(陈荷生等, 1992), 生物土壤结皮覆盖区凝结水的相关研究具有十分重要的意义。

凝结水来源主要分为两部分:一是近地层空气水汽, 包括大气中的固有水分和植物与土壤蒸散的水分, 在地表产生的吸湿水和大气水汽凝结水; 另一个是土壤空隙中的水汽, 由于夜晚温度梯度的影响, 下层土壤水汽向上运移并在表层土壤凝结形成的土壤凝结水(郭占荣等, 2002; 方静等, 2005; 王哲等, 2006)。目前, 有关凝结水组分贡献率测定的相关研究还十分稀少, 尤其是高寒沙区, 白天温度高、夜晚温度低, 昼夜温差大, 十分有利于凝结水的产生(周亚等, 2017; 周娟等, 2017; 郭晨露等, 2017), 但有关高寒沙区凝结水的相关报道相对较少。因此, 本文采用自制微渗仪对高寒沙区生物土壤结皮土壤表层5 cm凝结水量进行观测(李锋等, 2001; 郭占荣等, 2002; 方静等, 2005; 潘颜霞等, 2014), 分析了试验方案的可行性, 探讨了吸湿水和大气水汽凝结水与土壤凝结水分别对凝结水的贡献率, 旨在为高寒沙区凝结水模型构建提供参考, 并为高寒沙区生物土壤结皮水文效应的评价提供依据。

研究区位于青海省海南州沙珠玉乡青海省治沙试验站, 36°16′N, 100°16′E, 海拔为2871 m, 是青海省林业厅的下属单位。地处于青藏高原东北部的共和盆地, 盆地四周分别为秦岭、祁连和昆仑山系, 是青海省荒漠化土地的主要分布区, 占地面积5.2×10² km², 土地沙化面积约为1.74×10² km²。年平均气温2.4 ℃, 最高气温49 ℃, 可明显看出该地气温较低且温差大。年日照时间长, 日照时数2800 h, 较长的日照时间导致该地区光照条件充分, 辐射量高和蒸发量大是当地气候的一个特点, 年辐射量为663.169 kJ·cm^-2, 年蒸发量为1716.7 mm。受高原大陆性气候的影响, 导致研究区降水稀少, 主要集中在夏季夜晚, 时间短, 雨量小, 降水十分不均匀, 年降水量246.3 mm(周亚等, 2017); 降雨的同时常常伴有西北风, 平均风速3 m·s^-1, 由于该地区土地退化严重, 沙化面积较大, 每年沙尘暴天气都达到了20天以上。近年来, 由于人类活动频繁, 活动范围和活动方式的转变, 导致该地区荒漠化程度日益严重。但通过青海省治沙实验站近70年的恢复, 形成了以多年生草本、灌木为主, 高大乔木、一年生草本为辅, 同时有大面积的生物土壤结皮(苔藓结皮、藻类结皮和物理结皮)分布的荒漠生态系统。由于水热条件的限制, 群落结构简单, 多年生草本主要以赖草(Leymus secalinus)、短花针茅(Stipa breviflora Griseb)、臭蒿(Artemisia hedinii)、早熟禾(Poa pratensis)、和紫菀(Aster tataricus)为主, 一年生草本较少; 灌木和高大乔木主要以人工培育植被为主, 乔木主要有青杨(Populus cathayana)、小叶杨(Populus simonii)和河北杨(Populus hopeiensis); 灌木主要以柠条锦鸡儿(Caragana korshinskii)、沙棘(Hippophae rhamnoides)和柽柳(Tamarix chinensis)为主, 枸杞(Lycium chinense)有零星分布。本试验对不同时间人工植被恢复区生物土壤结皮相关特征(结皮盖度和结皮厚度)进行调查, 选择研究区地势较平坦、发育良好的以苔藓结皮、藻类结皮为主的1977年代恢复区为研究样地(表 1)。

表 1(Table 1)

表 1 研究区生物土壤结皮特征 Table 1 Characteristics of the BSCs in the study area 年份 结皮盖度/% 结皮厚度/mm 苔藓结皮 藻类结皮 物理结皮 苔藓结皮 藻类结皮 物理结皮 1960 87.62 10.23 2.15 1.426 1.243 0.633 1970 85.32 8.56 6.12 1.316 1.204 0.658 1977 56.32 23.45 20.27 1.822 1.445 0.863 1980 84.38 11.23 4.39 1.276 1.092 0.49 1995 78.23 13.52 8.25 1.11 1.051 0.388 2002 69.54 16.41 14.05 1.093 1.013 0.537 2005 52.26 23.14 24.6 1.065 0.985 0.52 2006 42.57 25.47 31.06 1.058 0.921 0.466 2009 25.14 32.62 42.24 1.003 0.8 0.538 2011 0 0 100 0 0 0.181 2013 0 0 0 0 0 0

表 1 研究区生物土壤结皮特征 Table 1 Characteristics of the BSCs in the study area

自制微渗仪由PVC材质的内环和外环构成, 分为3种类型, 其内环与外环直径和高度一致:内环直径10 cm、高度6 cm, 外环直径15 cm、高度8 cm。上下端封口材料的不同导致自制微渗仪类型的不同, 第一种为上下开口型, 此种微渗仪上端不封口, 下端用300目的纱网封底, 采用此种微渗仪对凝结水量进行观测, 观测结果即为凝结水总量。第二种为上封口、下开口型, 此种微渗仪上端用保鲜膜封口, 下端用300目纱网封底, 采用此种微渗仪对凝结水进行观测, 因其上端用保鲜膜封住, 无法接收大气中的水汽。第三种为上开口、下封口型, 此种微渗仪上端不封口, 下端用保鲜膜封底, 采用此种微渗仪对凝结水进行观测, 因其下端采用保鲜膜封口, 无法接收土壤空隙中的水汽(李洪波等, 2010)。

图 1(Fig. 1)

图 1 自制微渗仪规格 Fig. 1 The specification of micro-lysimeters

试验以苔藓结皮、藻类结皮、物理结皮三种结皮类型为研究对象, 并以流沙作为对照, 每个试验对象依据自制微渗仪类型的不同设置3个处理, 如苔藓结皮:上下开口型苔藓结皮、上封口型苔藓结皮和下封口型苔藓结皮; 每个处理设置5个重复; 每个处理设置一个大样方, 其内随机设置20个15 cm×15 cm的小样方, 在每个小样方内设置一个相应规格的自制微渗仪, 如上下开口型样方内:设置4×5共计20个小样方, 每一排分别放置上下开口型苔藓结皮处理组、上下开口型藻类结皮处理组、上下开口型物理结皮处理组和上下开口型流沙处理组(图 2), 上封口型样方和下封口型样方设置方式如上下封口型样方。

图 2(Fig. 2)

图 2 样方设置示意图及实况 Fig. 2 Schematic diagram of sample setup and its actual

试验过程中, 2017年5—9月, 除去大风及降雨天气, 每日19:00与次日07:00分别对样品进行称重, 两次结果的差值, 即为当晚凝结水量。

观测结果以质量表示凝结水量, 转换为以高度表示(王哲等, 2006)。

采用SPSS19.0进行双侧显著性分析, 采用excel 2016进行制图。

近地层空气相对湿度和近地层空气温度在凝结水凝结过程起决定性作用(潘颜霞, 2010), 对凝结水组分进行分析时, 应考虑吸湿水和大气水汽凝结水贡献率与近地层空气相对湿度和近地层空气温度的关系, 因凝结水凝结过程主要发生时间为19:00至次日07:00, 故采用该时间段内夜间近地层空气相对湿度和近地层空气相对温度的平均值探讨二者与凝结水组分的关系。

吸湿水和大气水汽凝结水与土壤凝结水分别对凝结水贡献率计算过程中, 通过对凝结水总量(上下开口型凝结水总量)与土壤凝结水总量(上封口型凝结水总量)+吸湿水和大气水汽凝结水总量(下封口型凝结水总量)的显著性分析显示, 二者之间无显著性差异, 则土壤凝结水对凝结水的贡献率=1-吸湿水和大气水汽凝结水对凝结水的贡献率, 在下文中吸湿水和大气水汽凝结水与土壤凝结水分别对凝结水贡献率的分析中, 只需对吸湿水和大气水汽凝结水贡献率进行描述(图 3)。

图 3(Fig. 3)

图 3 2017年5—9月不同类型自制微渗仪凝结水总量 相同字母表示无显著差异, 不同字母表示差异性显著 Fig. 3 The amount of condensation water in different microlysimeters from May to Septe 2017.Non-significant differences between the similar letters, while different letters indicate significant differences between the condensation water of different types of BSC

5月生物土壤结皮日凝结水总量结果显示, 生物土壤结皮日凝结水总量呈波动性变化; 不同生物土壤结皮类型之间日凝结水总量存在差异, 苔藓结皮＞藻类结皮＞物理结皮＞流沙; 生物土壤结皮日凝结水量与流沙日凝结水总量总体呈现出显著性差异, 生物土壤结皮日凝结水量显著大于流沙日凝结水量(P＜0.05, 图 4)。

图 4(Fig. 4)

图 4 2017年5月不同类型生物土壤结皮日凝结水总量 相同字母表示无显著差异, 不同字母表示差异性显著 Fig. 4 The daily amount of condensation water in different sand surface in May 2017.Non-significant differences between the similarletters, while different letters indicate significant differences between the daily condensation water on different date

通过对下封口凝结水量的测定, 绘制5月生物土壤结皮日吸湿水和大气水汽凝结水量变化图(图 5)。从图 5可以看出, 随时间的变化, 日生物土壤结皮吸湿水和大气水汽凝结水量呈波动性变化, 其中5月18日吸湿水量最高, 20日吸湿水和大气水汽凝结水量最低; 不同生物土壤结皮类型之间日吸湿水和大气水汽凝结水量之间存在差异, 苔藓结皮日吸湿水和大气水汽凝结水量显著高与藻类结皮、物理结皮、和流沙日吸湿水和大气水汽凝结水量(P＜0.05), 藻类结皮日吸湿水和大气水汽凝结水量显著高于物理结皮和流沙日吸湿水和大气水汽凝结水量(P＜0.05), 物理结皮日吸湿水和大气水汽凝结水量与流沙日吸湿水和大气水汽凝结水量之间无显著性差异(P＞0.05)。

图 5(Fig. 5)

图 5 2017年5月下封口型微渗仪凝结水量 相同字母表示无显著差异, 不同字母表示差异性显著 Fig. 5 The daily amount in lower seal micro-lysimeters in May 2017.Non-significant differences between the similar letters, while different letters indicate significant differences between the daily condensation water on different date

通过对上封口凝结水的测定, 绘制日土壤凝结水量变化图(图 6)。从图 6可以看出, 随时间的变化, 日土壤凝结水量呈波动性变化, 5月6、7和18日日土壤凝结水量较高; 不同类型生物土壤结皮之间日土壤凝结水量基本无显著性差异(P＞0.05)。不同类型生物土壤结皮覆盖区凝结水总量之间存在差异, 苔藓结皮凝结水总量显著高于藻类结皮、物理结皮和流沙凝结水总量, 藻类结皮凝结水总量显著高于物理结皮和流沙凝结水总量(P＜0.05), 物理结皮凝结水总量显著高于流沙凝结水总量(P＜0.05, 图 7); 生物土壤结皮覆盖区凝结水总量显著高于流沙凝结水总量, 即生物土壤结皮有利于凝结水的形成; 不同类型生物土壤结皮覆盖区吸湿水和大气水汽凝结水总量之间存在差异, 苔藓结皮吸湿水和大气水汽凝结水量显著高于藻类结皮、物理结皮和流沙吸湿水和大气水汽凝结水总量(P＜0.05), 藻类结皮显著高于物理结皮和流沙吸湿水和大气水汽凝结水总量(P＜0.05), 物理结皮和流沙吸湿水和大气水汽凝结水总量之间无显著性差异(P＞0.05, 图 7); 不同类型生物土壤结皮土壤凝结水总量之间无显著性差异(P＞0.05, 图 7)。

图 6(Fig. 6)

图 6 2017年5月上封口型微渗仪凝结水量 相同字母表示无显著差异, 不同字母表示差异性显著 Fig. 6 The daily amount in upper seal micro-lysimeters in May 2017.Non-significant differences between the similar letters, while different letters indicate significant differences between the daily condensation water on different date

图 7(Fig. 7)

图 7 不同类型生物土壤结皮覆盖区凝结水总量 相同字母表示无显著差异, 不同字母之间代表差异性显著 Fig. 7 The amount of condensation water in different types of biological soil crust covering area.Non-significant differences between the similar letters, while different letters indicate significant differences between the daily condensation water on different date

将吸湿水和大气水汽凝结水量与土壤凝结水量之和作为凝结水总量计算吸湿水和大气水汽凝结水与土壤凝结水分别对凝结水的贡献率, 并依照吸湿水和大气水汽凝结水量对凝结水的贡献率按由低到高的顺序进行作图(图 8)。

图 8(Fig. 8)

图 8 2017年5—9月高寒沙区土壤结皮覆盖区吸湿水+大气水汽凝结水贡献率 Fig. 8 The contribution rate of hygroscopic and condensate water and atmospheric vapor condensation water in biological soil crusts covering area in alpine sandy lands from May to September 2017

对吸湿水和大气水汽凝结水贡献率进行统计分析, 结果表明, 吸湿水和大气水汽凝结水贡献率主要集中于两个区间: 66.70%±1.89%与80.05%±1.19%;随夜间近地层空气平均相对湿度的增加, 吸湿水和大气水汽凝结水贡献率呈增加趋势; 吸湿水和大气水汽凝结水贡献率在66.70%±1.89%时, 夜间近地层空气平均相对湿度小于63%, 夜间近地层空气相对湿度峰值小于80%, 吸湿水和大气水汽凝结水贡献率在80.05%±1.19%时, 夜间近地层空气平均相对湿度大于65%, 夜间近地层空气相对湿度峰值大于80%;夜间近地层空气平均温度呈波动性变化, 无明显规律; 同一日内, 苔藓结皮、藻类结皮和流沙吸湿水和大气水汽凝结水贡献率高于物理结皮吸湿水和大气水汽凝结水贡献率; 不同类型生物土壤结皮日吸湿水和大气水汽凝结水对日凝结水的贡献率无显著性差异(图 8)。

腾格里沙漠沙坡头区(潘颜霞等, 2010, 2014)、毛乌素沙地(张晓影等, 2008; 钱连红等, 2009; 李洪波等, 2010; 刘文娜等, 2016)、古尔班通古特沙漠(张静等, 2009; 陈荣毅等, 2015)等地区的研究证明, 凝结水主要由吸湿水和大气水汽凝结水和土壤凝结水两部分组成。但有关吸湿水和大气水汽凝结水和土壤凝结水分别对凝结水贡献率的相关报道较少。李洪波等(2010)在毛乌素沙地的研究认为, 吸湿水和大气水汽凝结水对土壤表层5 cm凝结水贡献率低于土壤凝结水的贡献率, 其结果与本文研究不符。在高寒沙区的研究中发现, 吸湿水和大气水汽凝结水对凝结水的贡献率集中在65%~80%, 显著高于土壤凝结水的贡献率。这种现象产生的原因可能有两方面:一方面是气象条件的影响, 气象条件中对凝结水量起决定性作用的是近地层空气相对湿度和近地层空气温度, 研究区地处于高寒沙区, 日夜温差大是该地区气象条件显著的特征, 经过白天一日的高温, 生物土壤结皮表层严重缺水, 夜间, 近地层空气温度迅速下降, 近地层空气相对湿度迅速上升, 生物土壤结皮表层与近地层水汽在分子作用力下, 产生吸湿作用, 吸湿水和大气水汽凝结水量迅速增加; 另一方面是土壤含水量的影响, 土壤含水量与土壤凝结水量的大小密切相关, 毛乌素沙地的相关研究位于沙地臭柏冠层下, 灌丛的影响, 降低了土壤水分的蒸发, 土壤含水量基本在2%以上(王哲等, 2006; 李洪波等, 2010), 较高的土壤含水量可以为土壤孔隙提供更多的水汽, 而作为土壤凝结水主要来源, 土壤孔隙水越多, 意味土壤凝结水量越高; 在本研究中, 观测期间, 研究区土壤含水量基本维持在1%, 显著低于毛乌素沙地土壤含水量, 土壤含水量的降低, 造成了土壤孔隙水汽的减少, 土壤凝结水量降低; 有利于吸湿水和大气水汽凝结水产生的气象条件与土壤凝结水组分的不足可能是导致吸湿水和大气水汽凝结水对凝结水贡献率显著高于土壤凝结水对凝结水贡献率的主要原因(王哲等, 2006; 李洪波等, 2010)。

研究发现, 吸湿水和大气水汽凝结水对凝结水的贡献率主要集中在66.70%±1.89%与80.05%±1.19%两个区间。通过对近地层空气相对湿度的统计发现, 吸湿水和大气水汽凝结水贡献率在66.70%±1.89%时, 夜间近地层空气平均相对湿度低于63%, 且夜间近地层空气相对湿度峰值低于80%, 吸湿水和大气水汽凝结水贡献率在80%±0.836%时, 夜间近地层空气平均相对湿度高于65%, 且夜间近地层空气相对湿度峰值高于80%。潘颜霞等(2010, 2014)在沙坡头的实验证实, 凝结水凝结速率与近地层空气相对湿度呈指数相关关系, 随近地层空气相对湿度的增加, 凝结速率不断增加, 且增加幅度不断变大, 近地层空气相对湿度未达到80%时, 随近地层空气相对湿度的增加, 凝结水凝结速率处于不断升高的过程, 但升高幅度较低, 当近地层空气相对湿度达到80%时, 凝结速率迅速升高, 短时间内凝结水量迅速增加, 这就造成了80%的近地层空气相对湿度作为一个临界值, 将吸湿水和大气水汽凝结水的贡献率划分为66.70%±1.89%与80.05%±1.19%两个区域。

采用自制微渗仪法对高寒沙区凝结水量进行观测, 通过对高寒沙区凝结水来源:吸湿水和大气水汽凝结水、土壤凝结水和凝结水凝结总量的分析, 得到以下结论:

(1) 对比分析不同结皮类型覆盖土壤下的凝结水量, 发现不同地表类型产生的凝结水量表现规律如下:苔藓结皮＞藻类结皮＞物理结皮＞流沙, 且凝结水量显著大于流沙凝结水量;

(2) 高寒沙区凝结水主要由两部分组成:吸湿水和大气水汽凝结水与土壤凝结水;

(3) 初步探讨了凝结水不同组分与近地层空气相对湿度之间的关系, 发现高寒沙区凝结水组分与夜间近地层空气相对湿度密切相关, 夜间近地层空气相对湿度峰值低于80%, 吸湿水和大气水汽凝结水与土壤凝结水贡献率比约为2:1;相对湿度高于80%时, 吸湿水和大气水汽凝结水与土壤凝结水贡献率比约为4:1。

本文只是初步探讨了高寒沙区凝结水不同组分分别对凝结水量的贡献率, 初步分析了不同组分与近地层空气相对湿度之间的关系, 关于其相互影响机理还有待进一步研究。