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近地面气温降低时，空气中气态水开始释放热量，当接触面温度达到或低于露点时水汽就会液化形成露水。研究发现，露水虽然能为地表面提供自由水，但因与降雨异时发生、一次性量小且很难测定，在气象学和水文学里不视为降水。Monteith[1]研究表明，在晴空夜晚通过冷凝形成的露水，其理论最大值为每晚0.8 mm，Jacobs等[2]在试验中也证实了这个结论。与降水相比，露水量虽然较小，但露水的发生日数较多、年际变化较小，是一种相对稳定的水资源并对干旱区生态系统有着重要的作用[3-6]。在干旱半干旱地区，露水是植被、昆虫、小型动物、苔鲜、地衣及沙丘表面微生物群赖以生存的重要水源[7-8]，植物和小型动物对露水的吸收利用效率远高于雨水[9]。露水被植物叶片吸收，补充并调节叶片水分[10]，参与植物水分平衡过程[7]，能够保持冠层叶面湿度、减缓植物蒸腾[10]，不仅可以维持干旱半干旱地区生态水量和能量平衡[11-12]，还可以降低干燥度[7-8]、缓解土壤-植物-大气连续体水循环的水分亏缺[13]，对维持干旱、半干旱地区生态平衡具有重要作用[14]。然而，露水滞留时间较长时会引起植物病害[2]。露水的形成与热动力学和空气动力学密切相关[15]，气温与物体表面温度出现逆差(降温)是露水形成的先决条件[16-17]或“源动力”[18]，而空气湿度则为露水形成提供水汽来源。可见，温度和湿度是露水形成的2个直接影响因素[19]。然而，露水形成的具体过程则是多个气象因素和自然条件耦合的结果[11]，如近地面气象条件、凝结面材料特性和局地地形等[7]。目前对露水形成的相关因素已经有了较多的研究，但对于旱区不同地域露水形成过程、驱动机制、诸多气象因素怎样耦合才会发生露水，以及露水量、露水发生频率、露水强度和露水对土壤水分的影响都有待进一步研究。
宁夏中部干旱带地处宁夏回族自治区中部(36°54′ N—38°23′ N，104° 17′ E—107° 39′ E)，土地面积占全区总面积的52%[20]，东部与毛乌素沙漠接壤，南部紧靠黄土高原，西部位于腾格里沙漠南缘，年降水量为200~350 mm，年蒸发量为2 000 mm以上[21-22]，温度植被干旱指数(Temperature vegetation dryness index，TVDI)多年平均值为0.68，为宁夏3个生态区中最高[23]。和世界上其他水资源紧缺的地方一样，该地区农业和生态环境均受水资源严重制约，开发利用一切潜在水资源是宁夏中部干旱带农业发展、生态条件改善的关键[24]。
本文主要探索宁夏中部干旱带露水形成机制及其对土壤水分的影响，以期为露水利用及生态改善提供可靠依据和参考。
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研究区位于宁夏回族自治区中卫市沙坡头区香山镇红圈子村尹东自然队“宁夏中部干旱带水资源多元化调度研究示范基地”(37°34′N、105°10′E)，如图 1(a)所示(年降水量分布来源于地理国情监测云平台)。该研究区地处宁夏中部干旱带西端与甘肃省白银市靖远县接壤区域，属典型的干旱带气候条件，海拔为1 740 m。地貌为峡谷带状，东西走向为平原，南北均为山丘。多年平均气温为6.8 ℃，年均空气湿度为50%，昼夜温差为12~16 ℃，极端最高气温为41.4 ℃，极端最低气温为-29.6 ℃。该地区降水量少且年内分布不均，多年平均降水量为203 mm，主要集中在7—9月，占全年降水量的70%，年均水面蒸发量为1 600 mm，地下水埋深约为120 m。全年无霜期155 d，全年日照时数2 700 h，年平均太阳总辐射量566.95 kJ/cm2。一般在11月下旬至翌年3月上旬有110 d的土壤结冻期，冻土层深度为100 cm。宁夏中部干旱带是农牧交错区，自然植被主要为干旱草原和荒漠草原，腐殖质层较薄。干旱灾害是中部干旱带最主要的自然灾害，对区域生态及农业生产影响大。土壤为典型的棕钙土和灰钙土，植被以猪毛草(Cyperaceae)、白茎盐生草(Halogeton arachnoideus Moq.)等荒漠植被为主。
图 1 研究区位置及设备
Figure 1. Location of the study area and equipment installation
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在研究区选择外围1 km范围内无遮挡开阔地作为数据获取点，安装数据采集器及传感器。数据的获取采用美国Decagon公司生产的传感器和数据采集器(EM50)。如图 1(b)所示，露水量测定选用LWS型叶片湿度传感器(精度为±0.02 mm水深，最大承载量为0.8 mm水深)，安装高度位于地表以上5 cm处；风速(Vw)、风向(Dw)测量选用DS-2型超声波风速风向传感器(风速精度为±0.45 m/s；风向精度为±1°)，安装高度为地表以上2 m处；气温、相对湿度测量选用VP-4大气温度、相对湿度和大气压传感器(温度精度为±0.2 ℃, 湿度精度为±1%，大气压精度为±0.05 kPa)，安装高度为地表以上100 cm处；降水量测量选用ECRN-100型雨量筒，安装高度为地表以上160 cm处；地表下2 cm、5 cm位置埋设测量土壤水分、温度和电导率的传感器GS3(土壤体积含水量精度为±0.02 cm3/cm3，土壤温度精度为±0.3 ℃，电导率精度为±5%)。数据采集记录时间间隔为30 min，数据获取时段为2017年7月28日至2020年12月31日。
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本研究采用高分辨率且无需校准的电介质式叶片湿度传感器(leaf wetness sensor, LWS)观测并计算露水量，该传感器表面具有与真实叶片相近的辐射特性和热力学性质，且表面涂层具有疏水性，与真实叶片疏水性角质层相似，其原理是监测叶片湿度传感器上表面约1 cm高度范围内介电常数，该介电常数表征传感器表面的湿气或霜冻，输出的电压与介电常数呈正比[25]。为了更加精准地计算露水量，本研究在已有的陕西率定数据[11]基础上进一步采用滴定管逐滴加水法建立了一种叶片湿度传感器微电压与传感器表面水层厚度(Wd)的关系，如图 2。
图 2 露水量计算模型拟合曲线
Figure 2. Fitting curve of dew amount model
虽然2组数据非常接近，本研究区率定得到相关系数更高，为0.995 5，表达式如下：
$$ W_{\mathrm{d}}=0.0032 \exp (0.0054 x) $$ (1) 式中：x为叶片湿度传感器测量的原始电压值(最低临界值为447 mV)。
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露点温度计算采用Lawrence方程[26]：
$$ T_{\mathrm{d}}=\frac{B_1\left[\ln \left(\frac{H_{\mathrm{R}}}{100}\right)+\frac{A_1 T_{\mathrm{a}}}{B_1+T_{\mathrm{a}}}\right]}{A_1-\ln \left(\frac{H_{\mathrm{R}}}{100}\right)-\frac{A_1 T_{\mathrm{a}}}{B_1+T_{\mathrm{a}}}} $$ (2) 式中：Ta和Td分别为气温和露点温度，℃；HR为空气相对湿度，%；A1和B1分别为Alduchov和Eskridge推荐的系数，A1=17.625，B1=243.04 ℃[27]。
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(1) 日露水量。由于每日露水的发生受气象因素波动影响，露水发生次数并非固定的，故日露水量应该定义为各次露水量之和，即为
$$ D_{\mathrm{d}}=\sum\limits_{i=1}^n\left(W_{\mathrm{d} \max }-W_{\mathrm{dmin}}\right)_i $$ (3) 式中：Dd为日露水量，mm；i为时段次序；n为每日总时段数(若时段长为1 h，则n=24)；Wdmax为第i时段最大露水量，mm；Wdmin为第i时段最小露水量，mm。时段内露水量由小变大视为露水累积，由大变小视为露水蒸发。
(2) 露水强度。定义露水强度为每小时的露水生成量，由于本研究设置的观测时段为30 min，即0.5 h，故露水强度计算式为
$$ D_{\mathrm{h}}=\left(W_{\mathrm{d} 30}-W_{\mathrm{d} 0}\right) / 0.5 $$ (4) 式中：Dh为每30 min露水强度，mm/h；Wd30和Wd0分别为30 min时段末和时段初露水量，mm。
(3) 气温梯度。露水的形成伴随着气温的升高或下降而变化，下降有利于露水形成，本研究定义气温梯度为30 min观测时段末与时段初气温差值与时段长的比值：
$$ T_{\mathrm{g}}=\left(T_{\mathrm{e}}-T_{\mathrm{b}}\right) / \Delta t $$ (5) 式中：Tg为气温梯度，℃/h；Te为观测30 min时段末温度，℃；Tb为观测30 min时段初温度，℃；Δt为时段长度，h。
(4) 每月露水发生频率为每个月发生露水的次数和总天数的比值。
(5) 露水日滞留时数为每日露水存在的最大时数。
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如表 1所示，宁夏中部干旱带年际间露水发生量不稳定，年际变化大。2019年湿润年露水量最大，全年露水总量达到56.41 mm，而2018年同为湿润年，但露水量最小，全年不足22 mm。原因在于2019年容易产生露水的月份降水分布较均匀，降水归一化指数差异较小，为12.2%~32.3%，而2018年为2.0%~41.6%，2020年为1.0%~52.3%，这是因为降水分布影响了形成露水的基础条件，即空气湿度。
表 1 月露水量及发生频次
Table 1. Dew amount of monthly and occurrence frequency
月份 月露水量/mm 发生频次/次 日最大降露次数/次 2018年 2019年 2020年 2018年 2019年 2020年 2018年 2019年 2020年 1 0.02 0 3.83 1 0 22 1 0 2 2 0 0.94 0.02 1 3 1 1 1 1 3 0.39 0.49 0 4 1 0 3 1 0 4 1.01 0.27 1.84 4 1 6 1 1 4 5 2.31 3.47 2.12 8 13 4 1 5 1 6 1.07 6.47 5.75 10 33 12 2 4 3 7 1.82 11.97 7.31 6 32 22 1 4 3 8 7.08 4.99 5.34 17 28 13 2 4 1 9 4.05 10.07 6.59 17 35 14 2 3 2 10 1.89 13.40 1.23 11 34 4 2 2 1 11 2.20 4.28 0.10 6 17 2 1 3 1 12 0 0.06 1.09 0 2 4 0 1 1 总计 21.84 56.41 35.22 85 199 104 在观测期间，露水主要发生在6—10月份，最大月露水量可达13.40 mm，2018年2月和12月、2019年1月、2020年3月未发生露水。该地区从5月开始露水量明显增加，2018年、2019年、2020年5月份露水量分别占全年露水量的10.6%、7.5%和6.0%。冬季露水的形成主要是降霜受热液化后所产生的液态水，相对其他季节露水量较小。露水每月发生频次(表 1)与露水量变化趋势大体一致。值得注意的是，2019年有4个月的露水发生频次超过本月天数，分别为6月(33次)、7月(32次)、9月(35次)、10月(34次)。可见，露水每日的形成次数不限于1次，从表 1可以看出，日最大降露次数2018年为3次、2019年为5次、2020年为4次。
图 3显示，凝结水滞留的最大时间随年份和月份的变化差异明显，2018年1月和2020年1月最大滞留时间分别约为10 h和15 h，而2019年1月没有观测到凝结水形成。2020年7—9月最大滞留时间均长达20 h，2019年最大滞留时间5—10月长时间保持平稳，变化幅度较小。
图 3 露水最大滞留时长
Figure 3. Maximum residence time of dew
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降水过程伴随着气温和相对湿度的变化，降水前由于水汽传输作用会引起空气湿度的增加，而降水后由于植物和土壤的蒸散发作用会引起空气湿度和温度的变化[28]，对凝结水的形成具有直接的作用，尤其在干旱地区，凝结水的形成过程与降水分布具有非常明显的关系[11]，由表 2可以看出，2018年研究区域降水量最大在8月，相应的露水量也最大，但露雨比并不是最大，仅为5.0%；而2018年露雨比最大发生在3月，为65.0%，因为该月份降水量仅为0.6 mm。2019年降水量和露水量各月份布差异较小，降水分布更加分散，故露雨比也较大。2020年降水时间分布较为集中，月均露雨比最大。用年总量计算，3 a平均露雨比为13.5%。
表 2 月露水量与降水对比
Table 2. Dew amount and precipitation of monthly
月份 2018年 2019年 2020年 露水量/mm 降水/mm 露雨比/% 露水量/mm 降水/mm 露雨比/% 露水量/mm 降水/mm 露雨比/% 1 0.02 2.4 0.9 0 2.2 0 3.83 6.8 56.3 2 0 3.9 0 0.94 2.9 32.2 0.02 0 - 3 0.39 0.6 65.0 0.49 2.1 23.1 0 0.6 0 4 1.01 22.4 4.5 0.27 16.4 1.6 1.84 5.6 32.8 5 2.31 32.4 7.1 3.47 22.4 15.5 2.12 4.7 45.1 6 1.07 18.5 5.8 6.47 100.3 6.5 5.75 25.2 22.8 7 1.82 65.5 2.8 11.97 44.8 26.7 7.31 38.6 18.9 8 7.08 140.5 5.0 4.99 38.4 13.0 5.34 116.1 4.6 9 4.05 32.2 12.6 10.07 38.6 26.1 6.59 17.8 37.0 10 1.89 6.6 28.6 13.40 38.0 35.3 1.23 2.2 55.8 11 2.20 12.3 17.9 4.28 4.3 99.6 0.10 1.0 9.6 12 0 0.1 0 0.06 0 - 1.09 3.6 30.2 月平均 1.82 28.1 6.5 4.70 25.9 18.2 2.94 18.5 15.8 年总量 21.84 337.4 6.5 56.41 310.4 18.2 35.22 222.2 15.8 注: “-”表示该月无降水。 图 4为2个典型露水日(2020-08-23T16 : 00/25T16 : 00)露水发生过程。可以看出，第1个露水日8月23日20 : 00起开始降温，随着气温逐渐下降并接近露点(气温和露点差小于3 ℃)、相对湿度增大至80%、风速下降至1.35 m/s以下，露水在23 : 00开始凝结并随时间推移呈直线递增，次日凌晨01 : 30达到最大值0.80 mm并保持至早晨08 : 30，此后滞留露水量随蒸发强度加大(气温露点同时升高、湿度减小)而迅速递减，至09 : 00露水完全消失，露水滞留时长达10 h。第2个露水日由8月24日17 : 30起开始降温，依然随着气温下降并接近露点、相对湿度接近80%以及风速下降至0.8 m/s以下，8月25日凌晨02 : 30出现过一次短时间气温升高、相对湿度下降，此后气温下降接近露点、相对湿度又回升至80%，03 : 30后，露水开始凝结并随时间直线递增，至06 : 30达到峰值0.5 mm，此后露水量随气温升高而迅速递减，至08 : 00露水完全消失，露水滞留时长仅为4.0 h。由此可见，露水主要在晚间凝结，露水量一般在次日凌晨达到最大值，白天因气温上升、蒸发强度加大，露水难以凝结。
图 4 2018年典型连续2 d露水量及气象驱动因子变化过程
Figure 4. Typical two-day variation of dew amount versus the changes of other meteorological parameters in 2018
对所测全部资料的分析表明，该地区促成露水形成的气温范围较大，当0≤Ta≤22.5 ℃时(图 5(a))，露水量均可达到最高值0.8 mm；当Ta > 22.5 ℃时露水量明显降低，最大露水量为0.6 mm，而且露水发生的频率也明显下降；露水发生的最高气温为24.4 ℃，此时空气相对湿度为57.3%。
图 5 露水发生与气温、相对湿度及风速的关系
Figure 5. Relationship of dew and Ta, HR and Vw
露水量受空气相对湿度影响最为明显(图 5(b))。空气相对湿度在55%以下时虽然会有露水发生，但露水量较小；空气相对湿度达到55%以上时露水量明显增加，当空气相对湿度达到80%以上时，露水量达到最大。
露水发生的主要风速范围为0.16~1.74 m/s(图 5(c))，此风速范围发生的露水频次达到80%，最大露水量发生的风速范围为0.16~1.19 m/s[11]，虽然风速为4.0 m/s时露水量也会达到0.8 mm，但出现概率极小。风速过小或过大均不利于露水量的形成[7, 18]。风速过小时，虽然形成露水频率较高，但水汽传输受阻，减缓了露水在叶片表面的累积，故无风时不利于露水发生或累积[29]；风速过大时，凝结水难以附着。
风向对露水量和频次均有显著影响，该地区促使露水发生的主风向区为30°~60°(东北风)和270°~300°(西南偏西风)范围，发生的频率分别为25.8%和17.0%，最大露水量发生的风向范围与该地区露水发生的主风向一致。
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气温和空气相对湿度是露水形成的直接因素。数据分析发现，一定露点温度条件下，相对湿度与气温呈极显著非线性负相关(图 6(a)，p < 0.01)；同样，一定气温条件下，相对湿度与露点温度呈极显著非线性正相关(图 6(b)，p < 0.01)。
图 6 气温、露点温度与空气相对湿度的关系
Figure 6. Relationship between relative humidity and the air temperature and dewpoint difference
进一步分析发现，相对湿度与气温和露点差(Ta-Td)呈极显著线性负相关(图 6(b))。当Ta-Td > 3 ℃、HR < 80%时，露水量较小；当Ta-Td < 3 ℃、HR > 80%时，极易发生露水。
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研究表明[4]，露水对土壤水分的影响主要在0~5 cm范围。观测数据表明，只有当露水量达到0.6 mm以上时，2~5 cm埋深土壤水分对露水具有显著的响应。
如图 7所示，当Wd分别达到0.6 mm、0.7 mm和0.8 mm时，2 cm位置土壤水分对露水响应较为敏感，土壤贮水量随露水量的增加而同步增加，而5 cm深度土壤水分变化则明显滞后且增量极小。3种情况下，2 cm位置土壤水分增加量(Swi)分别为0.02 mm、0.04 mm和0.05 mm(图 7), 而地表下5 cm土壤水分增加量为0.01 mm。露水对土壤水分的影响随土壤埋深增加而减小，当露水量分别为0.6 mm、0.7 mm和0.8 mm时，0~5 cm埋深范围内土壤贮水量约分别增加0.10 mm、0.20 mm和0.25 mm。
图 7 露水量对2 cm和5 cm位置土壤体积含水量的影响过程
Figure 7. Effects process of dew amount on soil volumetric water content
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凝结水发生的先决条件是空气相对湿度达到一定的水平，在不同地区或不同条件下产生凝结水的空气相对湿度阈值不同，研究的结果也不尽相同，Zhuang等[30]发现在砾石沙漠地区发生凝结水的相对湿度阈值为30%，还有学者[12]认为凝结水出现的相对湿度应大于60%。在宁夏中部干旱带3 a多的研究中发现：当空气相对湿度大于50%时会产生露水，范围介于30%~60%，但这种条件下所产生的露水量很小，仅有0.031 mm；当空气相对湿度接近60%时露水量会达到最大值0.8 mm，但出现的天数非常少；空气湿度为60%~75%时露水量明显的增加，在观测期间里露水量达到最大值0.8 mm的天数有21 d，占露水天数的5.6%；当空气湿度大于75%时，露水出现频率显著增加，日露水量达到0.8 mm的天数为269 d，占总露水天数的20.8%。
本研究发现，在宁夏中部干旱带，当气温为0~22.5 ℃时，日露水量可达到0.8 mm；当气温高于22.5 ℃时虽然也会发生露水，但露水量明显降低，从观测到的结果来看露水发生的日最高气温为24.4 ℃。
风速和风向均会影响大气中水汽流动和能量传输，风速过大或过小都会限制凝结水的形成[31]，适中的风速能使水汽得到补充[12]，有利于增加空气相对湿度。本研究发现，在宁夏中部干旱带，当风速范围在0.16~1.74 m/s时有利于露水形成，与其他学者发现的风速范围为0.15~2.00 m/s较为接近[11, 30]；风速达到4.00 m/s时仍然产生露水，但发生的频率较低，仅为2.6%；当风速大于4.5m/s后在本研究观测期中没有露水发生，与Guo等的研究结果基本一致[32-33]。显然，一定的风速能够促使水汽运移有助于露水凝结，但风速过低或者过高，会造成水汽运移缓慢或过快，不利于露水凝结[34]，所以风速在0.16~1.19 m/s时能够显著增加露水量[35]。
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露水的发生能够改变土壤水分状况，露水对土壤水分的影响主要在0~5 cm范围[4]。在宁夏中部干旱带当露水量为0.6 mm、0.7 mm和0.8 mm时，0~5 cm埋深土壤体积含水量会有明显的增加。土壤水分变化对露水的响应也很敏感，2 cm位置土壤体积含水量表现出了增加的趋势，虽然增加幅度较小，但极具生态意义。地表下0~5 cm范围内土壤水分的增加有助于缓解土壤蒸发、调节近地面水量平衡、促使土壤中一年生植物种子萌发[36]，也有利于浅根耐旱植被生存[4]。
微增的土壤水对土壤微生物也具有重要的作用。微生物利用水分的最低限度为0.03 mm[37]，而在宁夏中部干旱带最大露水量为0.8 mm, 可使0~5 cm埋深土壤贮水量增加0.25 mm，远远高于微生物利用水分的最低限度。此外，露水蒸发也会降低土壤表层温度，减少土壤水分蒸发速度[1]。因此，在宁夏中部干旱带，露水能够有效调节表层5 cm深度土壤水分，促进微生物活动及土壤结皮，生态意义明显。
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在自然状态条件下于2017—2020年在宁夏中部干旱带环香山地区开展了干旱地区气象因素对露水发生规律和露水累积量的影响以及露水形成对表层土壤水分的影响研究，得到以下结论：
(1) 宁夏中部干旱带露水主要发生在6—10月和03 : 00—08 : 00，日最大露水量为0.8 mm，月最大露水量可达13.40 mm，年最大露水量为56.41 mm。
(2) 宁夏中部干旱带露水发生的气象因素范围分别为气温0~24.4 ℃、空气相对湿度50%~100%、风速0.16~1.74 m/s、风向30°~60°(东北风)和270°~330°(西南偏西风)。
(3) 日露水量达到0.6 mm、0.7 mm和0.8 mm时土壤表层0~5 cm埋深范围内水分有所增加。2 cm埋深土壤贮水量分别增加0.02 mm、0.04 mm和0.05 mm，5 cm埋深土壤体积含水量增加0.01 mm，0~5 cm土壤贮水量可分别增加0.10 mm、0.20 mm和0.25 mm。
The mechanisms of dew formation and its influence on surface soil water content in the Central Ningxia arid belt
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摘要: 露水的形成及其对土壤水分的影响是进一步量化水循环和生态水文过程的重要依据。为探明露水发生规律, 在宁夏中部干旱带连续3 a观测了每30 min气象资料和表层土壤水分, 用叶片湿度传感器测算了露水量。结果表明: 该区年露水量可达56.41 mm, 75%发生在6—10月, 最大月露水量和日露水量分别为13.40 mm和0.80 mm, 主要发生在03:00—08:00;露水发生的气温、相对湿度和风速范围分别为0~24.4℃、50%~100%和0.16~1.74 m/s, 风向为30°~60°(东北风)和270°~330°(西南偏西风); 气温和露点差与相对湿度之间呈极显著线性逆相关, 气温和露点差小于3 ℃且相对湿度大于80%时极易产生露水; 日露水量为0.6 mm、0.7 mm和0.8 mm时表层5 cm土壤贮水量可分别提高0.10 mm、0.20 mm和0.25 mm。该地区年均降露量是降雨量的13.5%, 露水年均发生频率为126 d(35%), 是当地水循环和生态系统不可忽略的水源。Abstract: Dew formation and its influence on soil water content are an important basis for next-level quantification of water cycling and eco-hydrological processes. To reveal the dew formation process, over a consecutive 3-year period, we monitored meteorological parameters and soil water content in the top layer at 30-minute recording intervals in the Central Ningxia Province arid belt. The dew amount was measured using a leaf wetness sensor. Annual dew yield in this region reached 56.41 mm, 75% of which occurred from June to October. Maximum monthly and maximum daily dew were 13.40 mm and 0.80 mm, respectively, and mainly occurred in the early morning from 03:00 to 08:00 am. Meteorological parameters responsible for dew formation were: air temperature between 0—24.4 ℃, relative humidity between 50%—100%, wind speed between 0.16—1.74 m/s, and wind direction between 30—60 degrees and 270—330 degrees.There was a very significant and highly correlated linear and inverse relationship between relative humidity and the difference between air temperature and dewpoint. When the difference was < 3 ℃ and the corresponding humidity > 80%, dew formation was much more likely. When daily dew reached 0.6 mm, 0.7 mm and 0.8 mm, soil water storage in the top 5cm soil increased by 0.10 mm, 0.20 mm and 0.25 mm, respectively. Annual dewfall was 13.5% of the rainfall, and the annual frequency of dew occurrence was 126 days (35%), indicating that dew is a significant water source for local water and ecosystem cycling.
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Key words:
- dew /
- formation mechanism /
- soil moisture /
- arid belt
-
图 4 2018年典型连续2 d露水量及气象驱动因子变化过程
Figure 4. Typical two-day variation of dew amount versus the changes of other meteorological parameters in 2018
图 6 气温、露点温度与空气相对湿度的关系
Figure 6. Relationship between relative humidity and the air temperature and dewpoint difference
图 7 露水量对2 cm和5 cm位置土壤体积含水量的影响过程
Figure 7. Effects process of dew amount on soil volumetric water content
表 1 月露水量及发生频次
Table 1. Dew amount of monthly and occurrence frequency
月份 月露水量/mm 发生频次/次 日最大降露次数/次 2018年 2019年 2020年 2018年 2019年 2020年 2018年 2019年 2020年 1 0.02 0 3.83 1 0 22 1 0 2 2 0 0.94 0.02 1 3 1 1 1 1 3 0.39 0.49 0 4 1 0 3 1 0 4 1.01 0.27 1.84 4 1 6 1 1 4 5 2.31 3.47 2.12 8 13 4 1 5 1 6 1.07 6.47 5.75 10 33 12 2 4 3 7 1.82 11.97 7.31 6 32 22 1 4 3 8 7.08 4.99 5.34 17 28 13 2 4 1 9 4.05 10.07 6.59 17 35 14 2 3 2 10 1.89 13.40 1.23 11 34 4 2 2 1 11 2.20 4.28 0.10 6 17 2 1 3 1 12 0 0.06 1.09 0 2 4 0 1 1 总计 21.84 56.41 35.22 85 199 104 
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表 2 月露水量与降水对比
Table 2. Dew amount and precipitation of monthly
月份 2018年 2019年 2020年 露水量/mm 降水/mm 露雨比/% 露水量/mm 降水/mm 露雨比/% 露水量/mm 降水/mm 露雨比/% 1 0.02 2.4 0.9 0 2.2 0 3.83 6.8 56.3 2 0 3.9 0 0.94 2.9 32.2 0.02 0 - 3 0.39 0.6 65.0 0.49 2.1 23.1 0 0.6 0 4 1.01 22.4 4.5 0.27 16.4 1.6 1.84 5.6 32.8 5 2.31 32.4 7.1 3.47 22.4 15.5 2.12 4.7 45.1 6 1.07 18.5 5.8 6.47 100.3 6.5 5.75 25.2 22.8 7 1.82 65.5 2.8 11.97 44.8 26.7 7.31 38.6 18.9 8 7.08 140.5 5.0 4.99 38.4 13.0 5.34 116.1 4.6 9 4.05 32.2 12.6 10.07 38.6 26.1 6.59 17.8 37.0 10 1.89 6.6 28.6 13.40 38.0 35.3 1.23 2.2 55.8 11 2.20 12.3 17.9 4.28 4.3 99.6 0.10 1.0 9.6 12 0 0.1 0 0.06 0 - 1.09 3.6 30.2 月平均 1.82 28.1 6.5 4.70 25.9 18.2 2.94 18.5 15.8 年总量 21.84 337.4 6.5 56.41 310.4 18.2 35.22 222.2 15.8 注: “-”表示该月无降水。
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