毛烏素沙地南緣沙丘生物結皮對凝結水形成和蒸發的影響

尹瑞平，吳永勝,*，張 欣，哈 斯，田秀民，李澤坤，王 健，苗恒錄，任 杰

(1.水利部牧區水利科學研究所，呼和浩特 010020； 2. 北京師范大學 資源學院，北京 100875)

毛烏素沙地南緣沙丘生物結皮對凝結水形成和蒸發的影響

尹瑞平1，吳永勝1,*，張 欣1，哈 斯2，田秀民1，李澤坤1，王 健1，苗恒錄1，任 杰1

(1.水利部牧區水利科學研究所，呼和浩特 010020； 2. 北京師范大學 資源學院，北京 100875)

在水分極度匱乏的荒漠生態系統，凝結水是除降雨之外最重要的水分來源之一，它對荒漠生態系統結構、功能和過程的維持產生重要的影響。為探明半干旱沙區生物結皮表面的凝結水形成和蒸發特征，采用自制的微型蒸滲計(直徑7 cm、高5 cm的PVC管)實驗觀測了不同類型地表(裸沙、淺灰色藻類結皮、黑褐色藻類結皮和苔蘚結皮)對凝結水形成和蒸發的影響。結果表明：(1)觀測期間共有20次凝結水形成記錄，除降雨天氣外，幾乎每天都能觀測到水分凝結現象；(2)不同類型地表凝結水總量依次為(1.998±0.075)，(2.326±0.083)，(2.790±0.058)和(3.416±0.068) mm，生物結皮表面的凝結水總量顯著大于裸沙(Plt;0.05)；隨生物結皮的發育，不同類型生物結皮表面的凝結水總量呈增加的趨勢，凝結水總量之間差異顯著(Plt;0.05)；觀測期間不同類型地表日平均凝結水量依次為(0.100±0.003)，(0.116±0.004)，(0.140±0.002)和(0.171± 0.003) mm，不同類型地表日平均凝結水量之間差異極顯著(Plt;0.01)；(3)凝結水形成過程的觀測結果顯示，凝結水19:00開始形成，23:00—凌晨1:00形成不明顯，1:00—7:00繼續形成，除淺灰色藻類結皮外，太陽升出后在黑褐色藻類結皮和苔蘚結皮表面繼續形成少量的凝結水；凝結水7:30開始蒸發，10:30到11:00之間結束蒸發，凝結水在裸沙和淺灰色藻類結皮中的保持時間顯著大于黑褐色藻類結皮和苔蘚結皮中的保持時間(Plt;0.05)；(4)凝結水的形成受大氣溫度、地表溫度、空氣相對濕度和大氣地表溫度差等氣象因素的影響，但其形成過程不與某一個氣象因素呈簡單的線性關系。

毛烏素沙地；生物結皮；凝結水；蒸發

水分是影響沙地生態系統植被生產力和生產的最大限制因子[1]。在水資源極度匱乏的沙地環境，凝結水是除降雨之外的重要水分來源[2]。雖然沙生灌木、半灌木和草本植物對凝結水和霧水的直接利用價值有限[1]，但對低矮植物(如苔蘚)、昆蟲和微生物等生物體而言，凝結水卻是他們賴以生存的重要水源之一[3]。此外，凝結水在沙地生態系統水量平衡中的貢獻是相當可觀的。毛烏素沙地南緣沙區年凝結水量的研究結果表明，凝結水占該區域年均降雨量的12.6%之多[4]，這在干旱沙區是十分可貴的，因此有關干旱沙區凝結水形成和蒸發特征的研究具有重要的生態學和水文學意義。

國外學者對凝結水的研究較早，圍繞凝結水的觀測方法[5- 6]、形成機理[7]、影響因素[8- 10]和季節變化[11]等方面開展了豐富的研究。我國學者對凝結水的研究也較多，研究地區分布在古爾班通古特沙漠[12]、騰格里沙漠沙坡頭地區[13- 15]、庫布齊沙漠[16]、科爾沁沙地[17- 18]和毛烏素沙地[2]等地。

生物結皮(由微生物、藍綠藻、地衣、苔蘚等微小生物體與沙粒膠結形成的有機復合體)廣泛存在于荒漠生態系統，其分布面積幾乎占到該地區生物覆蓋率的40%[19]。我國干旱和半干旱沙區固定、半固定沙丘上生物結皮廣泛發育[20]。隨著生物結皮水文學研究的不斷深入，生物結皮對凝結水形成的影響引起了國內學者的關注，并在古爾班通古特沙漠和騰格里沙漠沙坡頭地區生物結皮對凝結水的影響方面取得了進展[12- 14]，但已有的研究結果多集中在干旱或極端干旱沙區，鮮見半干旱沙區生物結皮對凝結水影響的相關報道，研究現狀與我國半干旱沙區生物結皮廣泛發育的現狀是不對稱的。基于此，本文選擇地處半干旱區的毛烏素沙地南緣沙區，觀測生物結皮對凝結水形成和蒸發的影響，豐富我國不同氣候區(極端干旱、干旱到半干旱沙區)生物結皮水文學相關研究內容的同時，旨在為脆弱生態系統的合理管理、利用和生態修復提供基礎數據。

1 研究區概況及方法

1.1 研究區概況

研究區位于毛烏素沙地南緣，是鄂爾多斯高原向陜北黃土高原的過渡區，地理坐標為108°50′54″—108°58′00″E，37°38′42″—37°42′42″N，海拔1350 m，屬半干旱氣候。研究區多年平均降水量為394.7 mm，降水集中在夏、秋兩季，降水變率大，最大降水量達744.6 mm(1964年)，最小降水量僅205 mm(1965年)；多年平均蒸發量為2484.5 mm，是多年平均降水量的6.32倍。地貌景觀以流動、半固定、固定沙丘與湖盆灘地相間。人工植被恢復區固定、半固定沙丘上生物結皮廣泛發育，迎風坡和背風坡以淺灰色藻類結皮和黑褐色藻類結皮為主，丘間地則以苔蘚結皮為主。不同類型生物結皮的基本特征如下：淺灰色藻類結皮(LC)表面較光滑，顏色呈淺灰色，厚度約3—5 mm，抗剪強度為0.3—0.5 kg/cm2，主要生物組分為微鞘藻(Microcoleusvaginatus)、顫藻屬(Oscillatoriaspp.)、鞘絲藻屬(Lyngbyaspp.)；黑褐色藻類結皮(DC)表面較粗糙，呈黑褐色，厚度約5—8 mm，抗剪強度為1.0 kg/cm2左右，主要生物組分為顫藻屬、鞘絲藻屬；苔蘚結皮(MC)表面長有苔蘚植物，干旱缺水時呈深顏色，雨后呈鮮綠色，厚度和抗剪強度均顯著提高，分別為10—12 mm和2.1 kg/cm2左右，主要苔蘚植物為雙色真蘚(BryumdichotomumHedw.)，真蘚(BryumargenteumHedw.)，土生對齒蘚(Didymodonvinealis(Brid.)Zand)。沙丘沉積物機械組成以細沙為主，中沙次之[20]。研究區屬暖溫性草原帶，植被覆蓋度低，主要天然植物有油蒿(ArtemisiaordosicaKrasch.)、沙米(AgriophyliumsquarrosumMoq.)、軟毛蟲實(CorispermumpuberulumIljin)、沙竹(Psammochloavillosa(Trin.) Bor.)等。

1.2 方法

目前為止，國際上沒有通用的凝結水觀測方法，采用微型蒸滲計進行實驗觀測的較常見[12- 14]。本文采用自制微型蒸滲計(由直徑7 cm，高5 cm的PVC管制成)觀測不同類型地表(裸沙(BS)、淺灰色藻類結皮(LC)、黑褐色藻類結皮(DC)和苔蘚結皮(MC))對凝結水形成和蒸發的影響。采樣時在研究區選取具有代表性的半固定沙丘，按照丘頂、背風坡中下部、丘間地和迎風坡中上部的順序選擇生物結皮樣地，依次代表裸沙、黑褐色藻類結皮、苔蘚結皮和淺灰色藻類結皮。采樣前用噴壺濕潤生物結皮表面，以減少對地表的擾動。具體操作是把PVC管垂直按入結皮表面，采集原狀土，用防水膠帶把PVC管底部封住。每種地表類型采集4份作為重復。實驗前把原狀土曬干，直到其重量保持恒定。為最大程度的反映實際情況，采自沙丘不同地貌部位的結皮樣品置于相應的位置。考慮所選樣地為半固定沙丘，且項目區風季已過，實驗過程中對置于丘頂的樣品進行了防沙處理，即把微型蒸滲計置于直徑10 cm、高5 cm的PVC環中，以防止流沙對實驗結果造成不利影響。觀測期間如遇降雨事件，雨后把蒸滲計曬之恒重之后繼續用于凝結水的觀測。實驗觀測時間為2010年8月13日—8月29日(17、20和21日下雨)和9月13—9月23日(17—19日下雨，20日未觀測)。觀測方法為稱重法，即19:00和次日7:00采用精度為0.01 g的電子天平對樣品進行稱重，蒸滲計的重量之差視為夜間形成的凝結水量，每次稱重前擦凈蒸滲計表面和底部沙粒以保證實驗精度。凝結水形成過程的觀測自19:00開始每2 h進行1次，蒸發過程的觀測自7:00開始每30 min進行1次。由于蒸滲計的底部被防水膠帶封住，因此把蒸滲計重量變化視為空氣中水汽和蒸滲計中土壤水分在上界面交換的結果。蒸滲計重量增加則視為形成了凝結水，重量減少了則視為水分蒸發。最后以質量表示的凝結水量轉換成以高度表示的凝結水量，具體轉換公式是：

H=10m/ρπr2

式中，H為凝結水量(mm)；m為樣品重量變化(g)；r為蒸滲計的半徑(cm)；ρ為水的密度(g/cm3)。觀測期間的大氣溫度、地表溫度和空氣相對濕度等氣象數據來自實驗站附近的小型自動氣象站(DELTA-T, Devices Inc., Cambridge, UK)。不同類型地表凝結水量的差異采用單因素方差分析法(ANOVA)。

2 結果與分析

2.1 凝結水量

觀測期間共有20次實驗記錄。除降雨天氣外，每天都能觀測到水分凝結現象，但凝結水的日變化較大(圖1)。不同類型地表日凝結水量有差異，基本呈現出裸沙lt;淺灰色藻類結皮lt;黑褐色藻類結皮lt;苔蘚結皮的趨勢，生物結皮表面的日凝結水量大于裸沙，隨著生物結皮的發育，日凝結水量呈增加的趨勢。

圖1 觀測期間不同類型地表凝結水量的日變化Fig.1 Daily dew amount of different soil surface types during experimental periods圖中誤差棒代表標準誤 (n=4)

不同類型地表凝結水總量有差異(表1)，凝結水總量依次是(1.998±0.075)，(2.326±0.083)，(2.790±0.058)和(3.416±0.068) mm，不同類型地表凝結水總量之間差異顯著(Plt;0.05)，生物結皮表面的凝結水總量顯著大于裸沙，生物結皮表面的凝結水總量隨結皮的發育呈增加的趨勢，不同發育階段生物結皮表面的凝結水量之間差異顯著(Plt;0.05)。不同類型地表日凝結水量變率較大，裸沙日凝結水量介于0.025—0.232 mm之間、淺灰色藻類結皮日凝結水量介于0.069—0.276 mm之間、灰褐色藻類結皮日凝結水量介于0.083—0.301 mm之間，苔蘚結皮日凝結水量介于0.071—0.322 mm之間，凝結水最大值和最小值之間相差數倍。不同類型地表日平均凝結水量具有差異，日平均凝結水量依次是(0.100±0.003)，(0.116±0.004)，(0.140±0.002)和(0.171±0.003) mm，不同類型地表日平均凝結水量之間差異極顯著(Plt;0.01)。

表1 不同類型地表凝結水量分析

不同的小寫字母表示0.05水平上的顯著性差異，不同的大寫字母表示0.01水平上的顯著性差異，表中數字為平均值±標準誤(n=4)

2.2 凝結水形成和蒸發過程

為探明凝結水的形成過程，對不同類型地表的凝結水量每2 h觀測1次，所選日期為8月16日和9月21日晚。觀測期間夜間晴朗，風速較低，能夠代表觀測期間大多數夜間的情況。不同類型地表凝結水形成過程的觀測結果顯示，凝結水自19:00開始形成，19:00—23:00之間形成較明顯，23:00—凌晨1:00之間凝結水形成不明顯，裸沙和淺灰色藻類結皮表面尤其不明顯，凌晨1:00開始凝結水繼續形成，5:00—7:00之間凝結水雖然繼續形成，但形成速度放緩(圖2)。

圖2 不同類型地表凝結水形成和蒸發過程以及凝結水保持時間Fig.2 Measured cumulative dew deposition, evaporation and dew duration on different soil surface types 圖中誤差棒為標準誤(n=4)；不同的小寫字母表示差異顯著(Plt;0.05); BC: 裸沙; LC: 淺灰色藻類結皮；DC: 黑褐色藻類結皮；MC: 苔蘚結皮

為了解凝結水的蒸發過程，自7:00開始每隔30 min觀測1次不同類型地表的凝結量，所選擇的日期為2010年9月22日。觀測期間天氣晴朗，風速很小，能夠代表晴朗天氣結皮表面的凝結水蒸發特征。7:00—7:30之間，除淺灰色藻類結皮外，黑褐色藻類結皮和苔蘚結皮表面繼續形成少量的凝結水，苔蘚結皮表面尤其較明顯。7:30開始，夜間形成的凝結水開始蒸發，10:30—11:00之間不同類型地表的凝結水蒸發結束(圖2)。凝結水在不同類型地表中的保持時間有差異(圖2)。凝結水在裸沙、淺灰色藻類結皮、黑褐色藻類結皮和苔蘚結皮中的保持時間分別是(4.0±0.2)，(4.3±0.1)，(3.4±0.1)和(3.5±0.1) h，凝結水在裸沙和淺灰色藻類結皮中的保持時間顯著大于在黑褐色藻類結皮和苔蘚結皮中的保持時間(Plt;0.05)。

2.3 凝結水與氣象因子之間的關系

凝結水的形成與空氣相對濕度、地表溫度、空氣溫度和空氣地表溫度差之間的關系密切，不同類型地表凝結水量與氣象因子之間的關系如圖3所示。凝結水與空氣相對濕度之間關系密切，夜間空氣相對濕度上升，不同類型地表的凝結水量隨之增加，到翌日7:00—7:30時達最高；當太陽升起后，空氣相對濕度開始減少，地表的凝結水也開始蒸發(圖3)。當地表溫度達到露點溫度時表層土壤、空氣中的水汽和土壤孔隙中的水汽變成液態水。隨著地表溫度的減少，凝結水開始形成，溫度達最低時地表所形成的凝結水量最高；當太陽升起后地表溫度開始上升，凝結水開始蒸發(圖3)。空氣溫度對凝結水的影響較明顯，隨著空氣溫度的降低，地表凝結水呈增加的趨勢，空氣溫度達最低時地表形成的凝結水量達到較高的水平(圖3)。當空氣溫度高于地表溫度時，水汽隨溫度梯度由空氣向地表移動，有利于凝結水的形成，反之則不易形成凝結水。觀測初始，空氣溫度大于地表溫度，水分向地表移動，開始出現水分凝結現象。隨著空氣溫度的進一步降低，地表溫度逐漸開始大于空氣溫度，此時結皮表面水分凝結現象不明顯或出現少量水分蒸發的現象。隨著空氣溫度的進一步降低，地表溫度雖然大于空氣溫度，繼續觀測到了水分凝結現象，這可能是此時的空氣溫度低于露點溫度，從而繼續發生了水分凝結現象，直到太陽升起后隨著空氣和地表溫度的增加，凝結水開始蒸發(圖3)。上述結果表明凝結水的形成與大氣溫度、地表溫度、空氣相對濕度和空氣與地表溫度差之間的關系較密切，但凝結水的形成過程不與某一個氣象因子呈簡單的線性關系。

圖3 凝結水量與氣象因子之間的相關性Fig.3 Correlations between dew amounts and meteorological factorsBS：裸沙，LC：淺灰色藻類結皮，DC：黑褐色藻類結皮，MC：苔蘚結皮; RH: 空氣相對濕度； AT： 空氣溫度； TD： 空氣地表溫差

3 討論

凝結水的來源主要包括近地面空氣中的水汽、土壤中的水汽和植物周圍呼吸或蒸騰出的水汽[7]。植被稀疏的干旱區，近地面空氣中的水汽是凝結水的主要來源[13]。當地表溫度低于空氣近地表溫度時便可形成凝結水，溫差較大的季節尤其容易形成。本文通過不同類型地表凝結水形成和蒸發特征的觀測，分析討論了影響生物結皮表面凝結水形成和蒸發的因素，比較了我國不同氣候區生物結皮對凝結水形成的影響，闡明了凝結水在荒漠生態系統中所發揮的重要生態學和水文學意義。

3.1 裸沙對凝結水形成和蒸發的影響

研究區裸沙機械組成以細沙為主，中沙次之[20]，其機械組成中無粉粒和黏粒等細顆粒物，而結皮層含有豐富的粉粒和黏粒等細顆粒物。裸沙生物組分與生物結皮相比較單一，主要是一些耐貧瘠的微生物。裸沙表面的凝結水形成和蒸發過程與其生物和非生物組分密切相關。裸沙較粗糙的質地結構可能使裸沙表面對溫度變化更加的敏感，從而影響了裸沙對凝結水的捕獲能力，造成裸沙表面的凝結水量小于生物結皮。在水分蒸發過程中，裸沙與生物結皮相比表面積較小，相對較小的表面積一定程度上減少了水分蒸發。此外，裸沙機械組成中不含粉粒和黏粒等細顆粒物，裸沙表面補水的毛管作用力很小，較小的毛管作用力可能是裸沙表面水分蒸發速度較慢的原因之一。

3.2 藻類結皮對凝結水形成和蒸發的影響

藻類結皮的生物和非生物成分明顯與裸沙不同，藻類結皮對凝結水形成和蒸發的影響與其生物和非生物成分密切相關。構成藻類結皮的生物成分主要以藻類和微生物為主，機械組成中開始出現粉粒和黏粒等細顆粒物。首先，組成藻類結皮的多數藻都是親水性的，而且有些藻類可以移動，在干旱缺水時處于結皮層的底部，環境適當時能移到結皮表面部位迅速吸收水分，以致吸收后的體積可達原來體積的4—5倍之多[21]。另一方面，微生物和藻體分泌的胞外多糖等物質在凝結水捕獲方面發揮著積極的作用，結皮中微小生物體所分泌的胞外多糖等物質吸收水分，提高了藻類結皮對凝結水的捕獲能力[22- 23]。不同類型藻類結皮對凝結水的捕獲能力也有所不同。黑褐色藻類結皮表面積與淺灰色藻類結皮相比較粗糙，意味著更大的表面積，黑褐色藻類結皮較大的表面積在凝結水捕獲方面具有更大的優勢，使黑褐色藻類結皮表面的凝結水量大于淺灰色藻類結皮。在水分蒸發過程中，吸水膨脹后的藻體可將堵塞40%之多的結皮層孔隙，一定程度上阻礙了水分從結皮表面蒸發[24]，降低了結皮表面水分蒸發速率，使水分在淺灰色藻類結皮中的保持時間較長。黑褐色藻類結皮表面的凝結水蒸發速度較前者快，這可能是黑褐色藻類結皮表面顏色較深的原因，當太陽升起后黑褐色藻類結皮表面能吸收更多的太陽能，進而加快了黑褐色藻類結皮表面的水分蒸發速度[19]。

3.3 苔蘚結皮對凝結水形成和蒸發的影響

苔蘚結皮的生物組分主要以苔蘚植物為主，在種類組成和細顆粒物含量等方面明顯與其他類型生物結皮不同。苔蘚結皮表面的凝結水總量和日平均凝結水量均大于其他類型的生物結皮，可能是由于苔蘚植物體在干旱缺水時皺縮，進入休眠狀態，當遇到水分(即使是很少量的露水或霧)之后苔蘚植物體能夠恢復其生理學活性，恢復生物學活性的苔蘚植物體露在結皮表面，與其它類型的生物結皮相比有更多的表面積，較大的表面積在凝結水捕獲方面具有更大的優勢。另一方面，夜間苔蘚結皮覆蓋區溫度下降較快，當溫度低于近地表氣溫時空氣中的水汽開始向地表凝結，苔蘚結皮覆蓋區較明顯的晝夜溫差使苔蘚結皮表面更容易形成凝結水。白天苔蘚結皮表面增溫較快，高溫促使地表凝結水的快速蒸發與近地表相對濕度的下降，造成了苔蘚結皮表面凝結水量的快速下降。這與古爾班通古特沙漠和騰格里沙漠沙坡頭地區的研究結果基本一致[12,14]。進一步觀測中發現，太陽升出后較短的時間之內凝結水繼續形成，發育良好的苔蘚結皮表面尤其比較明顯，這與張靜等在古爾班通古特沙漠地區生物結皮對凝結水影響的研究結果類似[12]，這可能是雖然太陽已升出，但地表和空氣溫度仍然較低，結皮表面繼續形成了少量的凝結水。在水分蒸發方面，白天苔蘚結皮對空氣溫度變化較敏感是苔蘚結皮表面水分蒸發速率較快的主要原因。此外，發育良好的苔蘚結皮中細顆粒物含量較高，較大的毛管作用力使水分不斷向苔蘚結皮表面移動，進而影響了苔蘚結皮表面的水分蒸發速率[25]。再者，多數苔蘚植物體遇水之后能夠恢復其生物生理學活性，個別苔蘚植物體能夠在遇水后的短短30 min之內恢復其正常生理活性[26]，而苔蘚植物體恢復其生物生理活性所需的水分也可能是苔蘚結皮表面水分快速減少的一個原因。

3.4 我國不同氣候區生物結皮對凝結水影響的比較

我國溫帶荒漠地區分布著大面積沙漠和沙地，涵蓋了從極端干旱到半濕潤的不同氣候區。目前在古爾班通古特沙漠和騰格里沙漠沙坡頭地區已有相關的研究報道。張靜等在古爾班通古特沙漠地區生物結皮對凝結水影響的研究結果表明，不同類型生物結皮表面的日平均凝結水量隨生物結皮的發育呈增加的趨勢[12]。在年均降水量不到200 mm的騰格里沙漠沙坡頭地區，不同類型生物結皮的凝結水量表現出與前者類似的規律，生物結皮的日平均凝結水量較前者大或相當[14]。在年均降水量接近400 mm的毛烏素沙地南緣沙區，生物結皮表面的凝結水隨生物結皮的發育呈增加的趨勢，生物結皮的日平均凝結水量較前兩個地區有所增加，盡管不同氣候區生物結皮對凝結水影響的研究在觀測時間、時段上尚未統一，但日平均凝結水量基本在降水梯度(從極端干旱、干旱到半干旱)上呈增加的趨勢。在水分蒸發方面，凝結水在發育早期生物結皮中的保持時間較長，在苔蘚和黑褐色藻類結皮中的保持時間較短，這與張靜等在古爾班通古特沙漠地區生物結皮對凝結水影響的實驗研究結果較類似[12]，但凝結水在結皮中保持時間較前者短。騰格里沙漠沙坡頭地區的研究結果表明，在小降雨事件中生物結皮的發育加快了水分蒸發過程，而較大降雨事件中生物結皮的發育一定程度上抑制水分蒸發過程，起到保護表層水分的作用[27]，如果把夜間形成的凝結水視為很小的降雨事件的話，本文的研究結果與沙坡頭地區的研究結果基本吻合。從上述比較可知，不同氣候區生物結皮對凝結水形成和蒸發的影響有所差異，是不同氣候區生物結皮和氣象因素共同作用的結果，因此后續的研究應加強凝結水形成過程的實時觀測。

3.5 生物結皮表面凝結水的生態學意義

對水分匱乏的沙區環境來說，凝結水的重要作用是不容忽視的。以色列內蓋夫沙漠地區凝結水的觀測結果表明，出現水分凝結現象的天數能達到觀測天數的50%[28]。生物結皮作為干旱、半干旱沙區重要地表景觀之一，其分布面積幾乎占到該地區生物覆蓋率的40%[19]，生物結皮表面形成的凝結水對沙地生態系統產生的重要影響是不容忽視的。首先，生物結皮表面的凝結水在一定程度上減少了沙地生態系統水分蒸發支出的“赤字”，緩解荒漠地區微小生物體的缺水狀態。次之，凝結水成為荒漠地區微小生物體或隱花植物的珍貴水資源，能夠使其保持生物學活性，進而影響荒漠生態系統的功能和過程。再者，發育良好的苔蘚結皮表面的凝結水量最高，蒸發速度也較快，因此生物結皮的進一步發育一定程度上加快了沙土表層水分循環過程，進而對沙地生態系統產生影響。

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EffectsofbiologicalcrustsondewdepositionandevaporationintheSouthernEdgeoftheMuUsSandyLand,NorthernChina

YIN Ruiping1，WU Yongsheng1,*, ZHANG Xin1, HA Si2, TIAN Xiumin1, LI Zekun1, WANG Jian1, MIAO Henglu1, REN Jie1

1InstituteofWaterResourcesforPastoralArea,MinistryofWaterResources,Hohhot010020,China2CollegeofResourcesScienceandTechnology,BeijingNormalUniversity,Beijing100875,China

Dew is one of the most important moisture sources except rainfall for extremely water limited desert ecosystems and they have a significant effect on the maintenance of ecosystem structure, function and processes. To better understand the influence of biological crusts on dew deposition and evaporation processes in a semiarid sandy ecosystem, dew quantities of different surface types (bare sand, light algae crusts, dark algae crusts and moss crusts) were measured in the southern edge of the Mu Us sandy land in northern China using micro-lysimeters with a diameter of 7 cm and a height of 5 cm. The main conclusions were as follows: (1) There are 20 records in the experimental periods where dew was deposited almost every day except rainy days; (2) The total dew amounts of different soil surface types were (1.998±0.075), (2.326±0.083), (2.790±0.058) and (3.416±0.068) mm for bare sand, light algal crusts, dark algal crusts and moss crusts, respectively. Moss crusts were characterized by having the greatest amount of dew at dawn, whereas bare sand yielded the lowest amount of dew and the total dew amounts of biological crusts were significantly higher than that in bare sand (Plt;0.05). Therefore it can be concluded that the formation of biological crusts benefited dew deposition. Dew quantities of biological soil crusts increased with crust development and the total dew amounts of different types of biological crusts varied significantly (Plt;0.05). Daily average dew amounts of different soil surface types were (0.100±0.003), (0.116±0.004), (0.140±0.002) and (0.171±0.003) mm for the bare sand, light algal crusts, dark algal crusts and moss crusts, respectively. The maximum amount of dew for each type of crust studied was several times greater than the minimum and the daily average dew amounts of different soil surface types were significantly different from each other (Plt;0.01); (3) Results of dew formation processes at 2 hour intervals indicated that dew formation begins at 19:00, inconspicuous dew was deposited from 23:00 to 1:00 which then proceeded from 1:00 to 7:00. From 7:00 to 7:30, continuous dew was deposited on the surface of dark algae crusts and moss crusts even after sunrise but not on light algae crusts. Results of dew evaporation processes at 30 min intervals indicated that dew evaporation begins at 7:30, and ends from 10:30 to 11:00. Dew duration time in bare sand and light algae crusts was significantly higher than that in dark algae crusts and moss crusts (Plt;0.05). It can be concluded that well developed biological crusts may potentially enhance hydrological circulation in the upper sand layer in sandy land. (4) Dew formation processes can be affected by air temperature, land surface temperature, relative air humidity and temperature differences between the atmosphere and land surface. Dew formation processes are not simply linearly related to any meteorological factors. These data further the understanding of dew formation characteristics of biological crusts in semi-arid sandy areas and assist in evaluating the significant ecological roles of dew in semi-arid environments.

Mu Us sandy land; biological crusts; dew; evaporation

國家自然科學基金資助項目(41201015); 中國水利水電科學研究院科研專項資助項目

2013- 04- 03;

2013- 07- 15

*通訊作者Corresponding author.E-mail: yswuwork@126.com

10.5846/stxb201304030594

尹瑞平，吳永勝，張欣，哈斯，田秀民，李澤坤，王健，苗恒錄，任杰.毛烏素沙地南緣沙丘生物結皮對凝結水形成和蒸發的影響.生態學報,2013,33(19):6173- 6180.

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