用拱棚法对极干旱区沙地水分来源的定性分析

在潜水埋深超过200 m的敦煌莫高窟极干旱沙漠区,用拱棚法和微型空气湿度监测仪对流沙水分的时空分布格局进行监测,并对水分的来源进行分析。拱棚膜面凝结水分的持续抽取表明,在典型干旱气候条件下,有源源不断的沙地水分蒸发,其中1.25 g·m-2·d-1的水分在膜面凝结。沙地水分的时空动态分布格局表明,存在水分向上运移的温湿度条件。由此判定,除降水之外地下潜水蒸发是沙地水分最基础的来源。实验表明,干沙层虽然对沙地水分蒸发具有极强的抑制作用,但在升温过程中仍存在水分蒸发;在降温过程不但可从下层流沙吸收大量的水分,而且可吸收大气水分。沙地的蒸发量大于来自大气的吸湿量,总有少量的水分流失。沙地水分潜水来源的确定,不但对沙漠化的治理提供了新思路,而且对莫高窟文物的保护具有十分重要的意义。     

高寒沙区吸湿凝结水凝结过程与温湿度的关系

吸湿凝结水作为干旱半干旱地区除降雨外主要的水分来源，具有十分重要的生态水文学意义。以青海共和盆地高寒沙区1997年植被恢复区生物土壤结皮吸湿凝结水为研究对象，2018年5—9月采用自制微渗仪观测吸湿凝结水量，同时观测近地层空气温湿度和土壤温湿度。结果表明：观测期间，不同类型结皮吸湿凝结水量存在差异，表现为苔藓结皮>藻类结皮>物理结皮>流沙，且差异性与观测时间无关；吸湿凝结水量与近地层空气湿度正相关，与近地层空气温度、土壤温度湿度负相关，且相关性与地表类型无关；吸湿水凝结过程主要受近地层空气温湿度的影响，累积贡献率85.294%；生长季吸湿凝结水主要产生时间为19：00至次日07：00，期间凝结速率呈波动性变化；19：00—23：00吸湿凝结水凝结速率不断上升，且上升趋势与近地层空气温湿度无关；00：00—03：00吸湿凝结水凝结速率出现滞后效应，滞后于近地层空气温湿度变化1 h；04：00—07：00呈先升高后降低趋势，04：00出现该时间段凝结速率最低值，05：00出现该时间段凝结速率的最高值。     

干旱地区植被影响沙地水分传输机理及其参数化

从植物生长与水分平衡的关系入手,在土壤水分动力学和近地面空气动力学等学科的研究基础上,依据植物生理生态学原理,探讨了干旱地区植被影响沙地水分传输的机理,初步建立了植被参数化模型和土壤-植物-大气连续体(SPAC)水分传输综合模型。主要研究结果如下:①分析了荒漠植物的生长及其动态变化特征,对沙生植物地上部与根系生长,尤其是根系在土壤中的分布进行了量化。②分析了荒漠植物的蒸腾特性及其气孔调节作用机制,指出了土壤水分亏缺是叶片气孔关闭、蒸腾作用降低的主要原因,探讨了植物蒸腾作用与气孔调节之间的复杂关系及其今后的研究重点。③揭示了沙地植被蒸发蒸腾的变化规律;分析了影响沙地植被蒸发蒸腾的生物因素和环境因素的作用。④初步建立了植被参数化和SPAC水分传输综合模型,模拟了植被结构影响冠层能量平衡过程,探讨了植物状态参数、生理参数与蒸发蒸腾的相互关系。     

禹城沙地水分动态规律及其影响因子

通过对禹城沙河地沙土土壤水分动态监测,分析其土壤水分剖面变化,得出本沙地土壤水分动态变化规律:依据降水、植被、地下水和土壤将土壤水分垂直剖面划分为表层0-10m或0-20cm干沙层,20-40cm土壤水分变化剧烈层,40-80cm土壤水分活跃层,80-120cm以下土壤水分深部稳定层;沙地土壤水分随季节变化划分为,春季水分变化较微──弱失水阶段,夏季水分剧烈变化──降水补给阶段,秋季水分变化缓慢——失水阶段,冬季水分变化较微弱──调整阶段。     

生长季流动沙地水量平衡研究

利用水分分配箱对流动沙地土面蒸发量和入渗补给量的月动态特征及其水量平衡作了定量研究。结果表明:①生长季流动沙地土面蒸发量从４月开始逐渐增大,至８月达到蒸发的最高点,９月蒸发量开始回落;5月、6月受气温的影响蒸发量相对较小,只占到同期降水量的30%~40％,有利于土壤储存更多的水分;生长季总蒸发量为167.42 mm,占同期降水量的76.07％,远小于固定沙地小叶锦鸡儿灌丛蒸散量占同期降水量的135.83％的比值。②补给量从4月开始逐渐增大,8月达到最大值16.79 mm,进入9月,随着降水量的减少以及8月较大的蒸发消耗,补给量迅速减少。补给系数从5月至8月逐渐增大,最大值可达到26.73％,平均值为15.09％。     

奈曼沙地春小麦蒸散量及其分析

运用波文比-能量平衡法和大型蒸渗仪对沙地春小麦的蒸散量进行了连续的测定和估算,并对由于降雨和灌溉所引起的土壤有效水分变化与沙地春小麦蒸散量之间的相关关系进行了初步探讨。结果表明:①春小麦蒸散量在降水或灌溉后1~2 d最大,然后逐渐下降,说明春小麦的蒸散速度受土壤有效水分含量的影响;②春小麦出苗前和生长初期,蒸散以地表蒸发为主,蒸散量较小,感热通量和土壤热通量较大;随着时间推移,L AI(叶面积系数)逐渐增大,由于作物遮蔽,感热通量和土壤热通量减小,潜热通量对净辐射贡献增大;③测定期间,波文比在早晨日出前(5:00)达到最大,至下午15:00左右下降为最小,然后开始增大至次日凌晨;④应用波文比-能量平衡法估测的沙地春小麦蒸散量与大型蒸渗仪的测定值一致性较好,相关系数R²为0.9055。     

南昌风沙化土地对果树开发的影响与对策

南昌风沙化土地主要有风成沙丘(沙地)和沙质沉积阶地(硬梁地)两大类。风成沙地粗沙含量高于80%,0~80厘米土层田间持水量低于5%,水分渗漏速度39.44毫米/分,有机质含量低于0.12%。硬梁地粗沙含量38~64%,田间持水量10~14%,有机质含量低于0.4%。缺乏Ca、Mg、B、N等元素。风沙化土地不适宜果树生长,植株矮小、枝条纤弱、生长量小、经常表现出缺素症,葡萄生长率低于7%。果树正常生长必须补充大量的水、肥、才能取得应有的经济效益。可采用客红壤土改良沙土、保水袋栽培、下垫隔水材料、间种绿肥等方法来提高风沙化土地地力。     

邻近绿洲的荒漠表层土壤逆湿和对水分"呼吸"过程的分析

利用"我国西北干旱区陆气相互作用试验"2000年8~9月在甘肃敦煌进行的野外观测资料,分析了临近绿洲的荒漠戈壁土壤湿度和大气湿度特征,发现:活动层内土壤空气湿度远离饱和状态,水分以气态和液态两种形态存在和输送;由于绿洲效应影响,临近绿洲的荒漠戈壁不仅近地层空气多为逆湿,而且这种空气逆湿在夜间较强时可以继续向土壤活动层延伸。土壤湿度日变化能清楚地被区分为湿维持(1~6时)、水分损失(7~11时)、干维持(12~18时)和水分补充(19~0时)等4个阶段,其中湿维持阶段的土壤逆湿是最主要的结构特征,这一土壤湿度结构表明夜间土壤可以通过凝结吸收大气水分,它与白天的土壤水分蒸发共同构成土壤对大气水分的"呼吸"过程;活动层土壤逆湿的形成与土壤温度状态、大气逆湿强度和大气稳定度都有关。     

不同演替阶段油蒿群落土壤水分特征分析

油蒿群落是毛乌素沙地最主要的群落类型之一,在维持当地生态系统稳定中起着重要作用。土壤水分是影响油蒿群落演替的重要环境因子,为深入分析不同油蒿演替阶段土壤水分特征,使用EC-5土壤水分传感器连续监测整个生长季内先锋物种阶段(流动沙地)、稀疏阶段(半固定沙地)和建成阶段(固定沙地)油蒿群落土壤水分动态。结果表明,3种样地土壤水分均存在时间和空间上差异,流动沙地各层土壤含水量均显著高于半固定沙地和固定沙地;土壤含水量受降水影响较大, 降水量是影响土壤水分补给深度的重要因素,小于10 mm的降水主要被表层土壤吸收,10～20 mm的降水对土壤水分的补给深度超过30 cm、不及60 cm, 30～40 mm的降水补给深度大于60 cm、不及100 cm;30 cm及其上层土壤水分波动剧烈,60 cm处土壤水分主要受大于30 mm降水事件影响,波动较小,100 cm和160 cm处土壤水分几乎不受降水的影响,土壤含水量较稳定;降水补给深度及植被根系需水的层次差异是导致3种样地土壤水分时间和空间上异质性的重要因素;土壤温度主要受大气温度影响,与土壤水分相关性不显著,且随土壤深度的增加而降低。     

巴丹吉林沙漠高大沙山湿沙层水分特征

湿沙层水分及其运移过程是沙漠地区水循环的重要环节。巴丹吉林沙漠高大沙山湿沙层规模巨大,本文对巴丹吉林沙漠高大沙山湿沙层水分特征进行了初步分析。结果表明：湿沙层水分具有区域相似性特征,含水量多小于3%;吸附水和沙粒空隙间的水汽是湿沙层水分两种主要的类型,沙粒粒级级配影响吸附水水量变化,两种水分在沙山垂直剖面上的运移过程及相互转化可能维持了湿沙层水分的相对平衡状态;沙丘表层形成的“逆温层”以及由此引起的沿沙丘表层向沙丘内部的热量传递,形成与湿沙层水分蒸发相反的空气运动方向,使得湿沙层水分在夏季晴朗的白天受到保护;夏季受温度梯度影响,湿沙层中的水汽和膜状水向沙山底部缓慢运移;冬季受温度梯度和水势的双重影响,沙山底部潜水面附近的水汽和膜状水向上缓慢运移,补给湿沙层;湿沙层水分来源包括大气降水、大气水汽、凝结水及地下水等。     

干旱荒漠区沙土凝结水与微气象因子关系

凝结水作为干旱区降雨以外的主要水分补给,具有重要的生态水文意义。目前,凝结水研究已成为干旱区生态水文学研究的一个重要组分\.通过定位观测,对凝结水的形成机理、形成量和影响因子已有了初步的认识\.但是受土壤水分、风速和下垫面性质的影响,凝结水量与微气象因子的关系复杂,导致凝结水模拟估算存在诸多困难。本文通过控制试验,在排除土壤水分、风速和下垫面对凝结水形成过程影响的条件下,开展观测,建立凝结水形成速率与近地层微气象因子之间的多元回归方程,旨在为凝结水模型构建提供参考。结果显示:凝结水形成速率与空气相对湿度呈波尔兹曼函数关系,与气温和地表温度均呈显著的线性负相关关系,而与气温和地表温度差、露点温度呈显著的线性正相关关系。多元回归分析显示,沙土凝结水主要受近地层空气相对湿度、气温和地表温度的控制,表明在凝结水模型构建中应重点考虑这3个微气象因子的影响。     

极端干旱区不同下垫面土壤凝结水试验研究

为了探讨极端干旱区植被生长季的土壤凝结水特征, 采用微渗计和中子仪, 于2010 年6-7 月对塔里木河下游地区胡杨林、柽柳丛和裸地3 种典型下垫面密封和不密封处理的土壤凝结水的变化特征、形成时间及其影响因素进行了研究。结果表明:微渗计和中子仪观测结果均显示观测期间裸地产生的土壤凝结水总量最大, 其次为柽柳丛, 而胡杨林形成的土壤凝结水总量最小。观测期间研究区凝结现象从21:00-22:00 左右开始, 02:00-03:00 左右达到第一个峰值前, 随着近地表气温和地温的降低, 土壤凝结水量呈增加的趋势。不密封处理产生的土壤凝结水量显著大于密封处理的(t<0.01)。柽柳丛土壤日均凝结水量最大, 其次为裸地, 胡杨林最小。方差分析显示, 不同下垫面类型土壤的日均凝结水量之间存在极显著差异(P<0.01)。3 种下垫面土壤凝结水量的变化趋势基本一致, 均呈双峰曲线。凝结过程一般从22:00 左右持续到次日09:00 左右。土壤凝结水量主要受气温、大气相对湿度、表层地温、风速以及下垫面等因素的影响。研究结果可以为生态退化区的植被恢复提供一定的理论依据。     

可可西里土壤凝结水形成特征及其影响因素研究

青藏高原受气候变化影响,干湿过渡状况不断扩大,凝结水是旱区重要的水分补给来源,研究凝结水对青藏高原生态具有重要意义。为探究凝结水在青藏高原的形成特征以及影响凝结水形成因素,选取近年来受气候影响较大的可可西里盐湖地区作为研究区,使用微型蒸渗仪探究其0~10 cm土壤水分蒸发凝结特征,并利用相关回归分析、主成分分析探究影响凝结水形成因素。结果表明：（1） 在14:00—次日14:00期间,气温和土层温度均呈现出先减小后增大的变化趋势,0~10 cm土壤在00:00—10:00内有明显土壤凝结水形成,而在其余时间水量蒸发明显。大气水汽和土壤深层水汽组成土壤凝结水的比例约为1:3。当夜间近地空气相对湿度大于64%,近地气温小于3.8 ℃,5 cm土层温度低于4.1 ℃,有利于土壤凝结水的形成,平均水量可达0.2 mm·d^-1。（2） 相关分析表明土壤总凝结水量与5 cm土层温度和5~30 cm土层温度差呈显著负相关,而且凝结水量与相关因子的线性拟合效果较好;大气水汽凝结水量与气温呈现显著负相关,与相对湿度呈现显著正相关。主成分分析结果显示0~10 cm以上土层微气象因子对凝结水形成因素较大。     

古尔班通古特沙漠表层土壤凝结水水汽来源特征分析

水分条件是决定干旱沙漠区生态环境的关键因素,凝结水是干旱区植物和低等生物的重要水分来源。利用自制蒸渗计在春、夏、秋3个季节对古尔班通古特沙漠苔藓、地衣、藻类及流沙4种地表类型表层原状土壤凝结水形成进行了观测研究。结果表明,在2 cm、5 cm、10 cm、20 cm 4种高度原状土中,用纱网封底土壤表层2 cm和5 cm土壤的凝结水测定结果能够真实的代表古尔班通古特沙漠不同类型地表土壤凝结水形成特征;凝结水主要集中产生在土壤表层2 cm范围内;凝结水的水汽来源于空气和土壤且以空气来源为主,春季由于表层土壤含水率较高,来自于土壤的水汽所占的比重较高,地衣0~2 cm表层凝结水来源于土壤水汽补充的比例春季为35.5%,夏季和秋季分别降到15.5%和11.3%;秋季55 d的观测结果表明,凝结水形成总量随流沙、藻类、地衣和苔藓依次增加,分别为3.46 mm、4.07 mm、4.89 mm和5.15 mm,说明在干旱的沙漠地带,凝结水是除降水以外补充表层土壤水分最重要的水分来源。     

沙地降雨入渗水分动态

应用土壤水动力学基本原理，结合先进仪器的使用，从动力学角度，以能态观点定量研究沙地水分入渗动态。通过野外现场观测，分析不同深度含水率和吸力随时间变化过程，研究沙地降雨入渗水分传递过程，探讨入渗条件下沙地水分运动的动力学机制和特征。     

沙地渗灌系统的自动监测与控制

通过沙地渗灌系统的应用实践以及与沟灌、漫灌进行的比较研究,着重介绍了其对水分实行自动监测与控制的功能;分析了其可向植物根群区直接供给水分和养分,减少水分蒸发,保持沙地良好水分状态的优越性。     

旱林作业对水分因子再分配研究

水分因子严重制约着干旱半干旱条件下林木的生长,因地制宜地采用各种造林技术,最大限度地创造集流条件,合理利用水资源,是干旱造林研究的主要课题。根据多年的试验观测与研究,对旱林作业技术措施的实践应用效果,进行了综合评价和分析研究。     

Wind tunnel test of the influence of moisture on the erodibility of loessial sandy loam soils by wind

Loessial sandy loam soils are the major soil categories in the northern Loess Plateau, China. Owing to a dry, windy climate and sparse surface cover, wind erosion is a serious problem and dust (sand) storms occur frequently. Soil moisture is one of the most important factors influencing resistance to wind erosion. The influence of moisture content on the erodibility of sandy loam soils was investigated through wind tunnel simulations. Results showed that the threshold velocity for soil particle movement by wind increases with increasing soil moisture by a power function. The intrinsic factor in the increase in soil resistance due to moisture content is the cohesive force of soil water. Cohesive forces of the film and capillary water are different; the influence of soil moisture on threshold velocity was shown to follow a step-like pattern. The wind erosion modulus of sandy loam was directly proportional to the cube of the wind velocity or the square of the effective wind velocity (V−V_t). There existed a negative exponential relationship between the wind erosion rate and soil moisture content. Initially, as soil moisture increased the decrease in the wind erosion rate was rather rapid. When the moisture content reached more than 4%, the rate of decrease in erosion slowed and became almost constant with successive increments of moisture. This suggests that different soil moisture contents can prevent wind erosion at different levels. Four percent soil moisture could only reduce the erodibility of the sandy loam soil by a small degree.