寧夏中部干旱帶露水形成機(jī)制及其對表層土壤水分的影響

馬 波，田軍倉，何進(jìn)宇，王 智

(1.寧夏大學(xué)土木與水利工程學(xué)院，寧夏 銀川 750021；2.寧夏節(jié)水灌溉與水資源調(diào)控工程技術(shù)研究中心，寧夏 銀川 750021；3.旱區(qū)現(xiàn)代農(nóng)業(yè)水資源高效利用教育部工程研究中心，寧夏 銀川 750021;4.Department of Earth and Environmental Sciences,California State University,Fresno 93740,USA)

近地面氣溫降低時，空氣中氣態(tài)水開始釋放熱量，當(dāng)接觸面溫度達(dá)到或低于露點(diǎn)時水汽就會液化形成露水。研究發(fā)現(xiàn)，露水雖然能為地表面提供自由水，但因與降雨異時發(fā)生、一次性量小且很難測定，在氣象學(xué)和水文學(xué)里不視為降水。Monteith[1]研究表明，在晴空夜晚通過冷凝形成的露水，其理論最大值為每晚0.8 mm，Jacobs等[2]在試驗(yàn)中也證實(shí)了這個結(jié)論。與降水相比，露水量雖然較小，但露水的發(fā)生日數(shù)較多、年際變化較小，是一種相對穩(wěn)定的水資源并對干旱區(qū)生態(tài)系統(tǒng)有著重要的作用[3-6]。在干旱半干旱地區(qū)，露水是植被、昆蟲、小型動物、苔鮮、地衣及沙丘表面微生物群賴以生存的重要水源[7-8]，植物和小型動物對露水的吸收利用效率遠(yuǎn)高于雨水[9]。露水被植物葉片吸收，補(bǔ)充并調(diào)節(jié)葉片水分[10]，參與植物水分平衡過程[7]，能夠保持冠層葉面濕度、減緩植物蒸騰[10]，不僅可以維持干旱半干旱地區(qū)生態(tài)水量和能量平衡[11-12]，還可以降低干燥度[7-8]、緩解土壤-植物-大氣連續(xù)體水循環(huán)的水分虧缺[13]，對維持干旱、半干旱地區(qū)生態(tài)平衡具有重要作用[14]。然而，露水滯留時間較長時會引起植物病害[2]。露水的形成與熱動力學(xué)和空氣動力學(xué)密切相關(guān)[15]，氣溫與物體表面溫度出現(xiàn)逆差(降溫)是露水形成的先決條件[16-17]或“源動力”[18]，而空氣濕度則為露水形成提供水汽來源。可見，溫度和濕度是露水形成的2個直接影響因素[19]。然而，露水形成的具體過程則是多個氣象因素和自然條件耦合的結(jié)果[11]，如近地面氣象條件、凝結(jié)面材料特性和局地地形等[7]。目前對露水形成的相關(guān)因素已經(jīng)有了較多的研究，但對于旱區(qū)不同地域露水形成過程、驅(qū)動機(jī)制、諸多氣象因素怎樣耦合才會發(fā)生露水，以及露水量、露水發(fā)生頻率、露水強(qiáng)度和露水對土壤水分的影響都有待進(jìn)一步研究。

寧夏中部干旱帶地處寧夏回族自治區(qū)中部(36°54′ N—38°23′ N，104° 17′ E—107° 39′ E)，土地面積占全區(qū)總面積的52%[20]，東部與毛烏素沙漠接壤，南部緊靠黃土高原，西部位于騰格里沙漠南緣，年降水量為200～350 mm，年蒸發(fā)量為2 000 mm以上[21-22]，溫度植被干旱指數(shù)(Temperature vegetation dryness index，TVDI)多年平均值為0.68，為寧夏3個生態(tài)區(qū)中最高[23]。和世界上其他水資源緊缺的地方一樣，該地區(qū)農(nóng)業(yè)和生態(tài)環(huán)境均受水資源嚴(yán)重制約，開發(fā)利用一切潛在水資源是寧夏中部干旱帶農(nóng)業(yè)發(fā)展、生態(tài)條件改善的關(guān)鍵[24]。

本文主要探索寧夏中部干旱帶露水形成機(jī)制及其對土壤水分的影響，以期為露水利用及生態(tài)改善提供可靠依據(jù)和參考。

1 研究區(qū)與研究方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于寧夏回族自治區(qū)中衛(wèi)市沙坡頭區(qū)香山鎮(zhèn)紅圈子村尹東自然隊(duì)“寧夏中部干旱帶水資源多元化調(diào)度研究示范基地”(37°34′N、105°10′E)，如圖1(a)所示(年降水量分布來源于地理國情監(jiān)測云平臺)。該研究區(qū)地處寧夏中部干旱帶西端與甘肅省白銀市靖遠(yuǎn)縣接壤區(qū)域，屬典型的干旱帶氣候條件，海拔為1 740 m。地貌為峽谷帶狀，東西走向?yàn)槠皆?，南北均為山丘。多年平均氣溫?.8 ℃，年均空氣濕度為50%，晝夜溫差為12～16 ℃，極端最高氣溫為41.4 ℃，極端最低氣溫為-29.6 ℃。該地區(qū)降水量少且年內(nèi)分布不均，多年平均降水量為203 mm，主要集中在7—9月，占全年降水量的70%，年均水面蒸發(fā)量為1 600 mm，地下水埋深約為120 m。全年無霜期155 d，全年日照時數(shù)2 700 h，年平均太陽總輻射量566.95 kJ/cm2。一般在11月下旬至翌年3月上旬有110 d的土壤結(jié)凍期，凍土層深度為100 cm。寧夏中部干旱帶是農(nóng)牧交錯區(qū)，自然植被主要為干旱草原和荒漠草原，腐殖質(zhì)層較薄。干旱災(zāi)害是中部干旱帶最主要的自然災(zāi)害，對區(qū)域生態(tài)及農(nóng)業(yè)生產(chǎn)影響大。土壤為典型的棕鈣土和灰鈣土，植被以豬毛草(Cyperaceae)、白莖鹽生草(HalogetonarachnoideusMoq.)等荒漠植被為主。

圖1 研究區(qū)位置及設(shè)備Fig.1 Location of the study area and equipment installation

1.2 數(shù)據(jù)獲取

在研究區(qū)選擇外圍1 km范圍內(nèi)無遮擋開闊地作為數(shù)據(jù)獲取點(diǎn)，安裝數(shù)據(jù)采集器及傳感器。數(shù)據(jù)的獲取采用美國Decagon公司生產(chǎn)的傳感器和數(shù)據(jù)采集器(EM50)。如圖1(b)所示，露水量測定選用LWS型葉片濕度傳感器(精度為±0.02 mm水深，最大承載量為0.8 mm水深)，安裝高度位于地表以上5 cm處；風(fēng)速(Vw)、風(fēng)向(Dw)測量選用DS-2型超聲波風(fēng)速風(fēng)向傳感器(風(fēng)速精度為±0.45 m/s；風(fēng)向精度為±1°)，安裝高度為地表以上2 m處；氣溫、相對濕度測量選用VP-4大氣溫度、相對濕度和大氣壓傳感器(溫度精度為±0.2 ℃,濕度精度為±1%，大氣壓精度為±0.05 kPa)，安裝高度為地表以上100 cm處；降水量測量選用ECRN-100型雨量筒，安裝高度為地表以上160 cm處；地表下2 cm、5 cm位置埋設(shè)測量土壤水分、溫度和電導(dǎo)率的傳感器GS3(土壤體積含水量精度為±0.02 cm3/cm3，土壤溫度精度為±0.3 ℃，電導(dǎo)率精度為±5%)。數(shù)據(jù)采集記錄時間間隔為30 min，數(shù)據(jù)獲取時段為2017年7月28日至2020年12月31日。

1.3 數(shù)據(jù)分析

1.3.1 露水量計(jì)算

本研究采用高分辨率且無需校準(zhǔn)的電介質(zhì)式葉片濕度傳感器(leaf wetness sensor,LWS)觀測并計(jì)算露水量，該傳感器表面具有與真實(shí)葉片相近的輻射特性和熱力學(xué)性質(zhì)，且表面涂層具有疏水性，與真實(shí)葉片疏水性角質(zhì)層相似，其原理是監(jiān)測葉片濕度傳感器上表面約1 cm高度范圍內(nèi)介電常數(shù)，該介電常數(shù)表征傳感器表面的濕氣或霜凍，輸出的電壓與介電常數(shù)呈正比[25]。為了更加精準(zhǔn)地計(jì)算露水量，本研究在已有的陜西率定數(shù)據(jù)[11]基礎(chǔ)上進(jìn)一步采用滴定管逐滴加水法建立了一種葉片濕度傳感器微電壓與傳感器表面水層厚度(Wd)的關(guān)系，如圖2。

圖2 露水量計(jì)算模型擬合曲線Fig.2 Fitting curve of dew amount model

雖然2組數(shù)據(jù)非常接近，本研究區(qū)率定得到相關(guān)系數(shù)更高，為0.995 5，表達(dá)式如下：

Wd=0.003 2exp(0.005 4x)

(1)

式中：x為葉片濕度傳感器測量的原始電壓值(最低臨界值為447 mV)。

1.3.2 露點(diǎn)溫度計(jì)算

露點(diǎn)溫度計(jì)算采用Lawrence方程[26]：

(2)

式中：Ta和Td分別為氣溫和露點(diǎn)溫度，℃；HR為空氣相對濕度，%；A1和B1分別為Alduchov和Eskridge推薦的系數(shù)，A1=17.625，B1=243.04 ℃[27]。

1.3.3 相關(guān)定義

(1) 日露水量。由于每日露水的發(fā)生受氣象因素波動影響，露水發(fā)生次數(shù)并非固定的，故日露水量應(yīng)該定義為各次露水量之和，即為

(3)

式中：Dd為日露水量，mm；i為時段次序；n為每日總時段數(shù)(若時段長為1 h，則n=24)；Wdmax為第i時段最大露水量，mm；Wdmin為第i時段最小露水量，mm。時段內(nèi)露水量由小變大視為露水累積，由大變小視為露水蒸發(fā)。

(2) 露水強(qiáng)度。定義露水強(qiáng)度為每小時的露水生成量，由于本研究設(shè)置的觀測時段為30 min，即0.5 h，故露水強(qiáng)度計(jì)算式為

Dh=(Wd30-Wd0)/0.5

(4)

式中：Dh為每30 min露水強(qiáng)度，mm/h；Wd30和Wd0分別為30 min時段末和時段初露水量，mm。

(3) 氣溫梯度。露水的形成伴隨著氣溫的升高或下降而變化，下降有利于露水形成，本研究定義氣溫梯度為30 min觀測時段末與時段初氣溫差值與時段長的比值：

Tg=(Te-Tb)/Δt

(5)

式中：Tg為氣溫梯度，℃/h；Te為觀測30 min時段末溫度，℃；Tb為觀測30 min時段初溫度，℃；Δt為時段長度，h。

(4) 每月露水發(fā)生頻率為每個月發(fā)生露水的次數(shù)和總天數(shù)的比值。

(5) 露水日滯留時數(shù)為每日露水存在的最大時數(shù)。

2 結(jié)果與分析

2.1 露水量及發(fā)生規(guī)律

如表1所示，寧夏中部干旱帶年際間露水發(fā)生量不穩(wěn)定，年際變化大。2019年濕潤年露水量最大，全年露水總量達(dá)到56.41 mm，而2018年同為濕潤年，但露水量最小，全年不足22 mm。原因在于2019年容易產(chǎn)生露水的月份降水分布較均勻，降水歸一化指數(shù)差異較小，為12.2%～32.3%，而2018年為2.0%～41.6%，2020年為1.0%～52.3%，這是因?yàn)榻邓植加绊懥诵纬陕端幕A(chǔ)條件，即空氣濕度。

在觀測期間，露水主要發(fā)生在6—10月份，最大月露水量可達(dá)13.40 mm，2018年2月和12月、2019年1月、2020年3月未發(fā)生露水。該地區(qū)從5月開始露水量明顯增加，2018年、2019年、2020年5月份露水量分別占全年露水量的10.6%、7.5%和6.0%。冬季露水的形成主要是降霜受熱液化后所產(chǎn)生的液態(tài)水，相對其他季節(jié)露水量較小。露水每月發(fā)生頻次(表1)與露水量變化趨勢大體一致。值得注意的是，2019年有4個月的露水發(fā)生頻次超過本月天數(shù)，分別為6月(33次)、7月(32次)、9月(35次)、10月(34次)?？梢姡端咳盏男纬纱螖?shù)不限于1次，從表1可以看出，日最大降露次數(shù)2018年為3次、2019年為5次、2020年為4次。

表1 月露水量及發(fā)生頻次Table 1Dew amount of monthly and occurrence frequency

圖3顯示，凝結(jié)水滯留的最大時間隨年份和月份的變化差異明顯，2018年1月和2020年1月最大滯留時間分別約為10 h和15 h，而2019年1月沒有觀測到凝結(jié)水形成。2020年7—9月最大滯留時間均長達(dá)20 h，2019年最大滯留時間5—10月長時間保持平穩(wěn)，變化幅度較小。

圖3 露水最大滯留時長Fig.3 Maximum residence time of dew

2.2 氣象因素對露水發(fā)生的影響

降水過程伴隨著氣溫和相對濕度的變化，降水前由于水汽傳輸作用會引起空氣濕度的增加，而降水后由于植物和土壤的蒸散發(fā)作用會引起空氣濕度和溫度的變化[28]，對凝結(jié)水的形成具有直接的作用，尤其在干旱地區(qū)，凝結(jié)水的形成過程與降水分布具有非常明顯的關(guān)系[11]，由表2可以看出，2018年研究區(qū)域降水量最大在8月，相應(yīng)的露水量也最大，但露雨比并不是最大，僅為5.0%；而2018年露雨比最大發(fā)生在3月，為65.0%，因?yàn)樵撛路萁邓績H為0.6 mm。2019年降水量和露水量各月份布差異較小，降水分布更加分散，故露雨比也較大。2020年降水時間分布較為集中，月均露雨比最大。用年總量計(jì)算，3 a平均露雨比為13.5%。

表2 月露水量與降水對比Table 2Dew amount and precipitation of monthly

圖4為2個典型露水日(2020-08-23T16:00/25T16:00)露水發(fā)生過程。可以看出，第1個露水日8月23日20:00起開始降溫，隨著氣溫逐漸下降并接近露點(diǎn)(氣溫和露點(diǎn)差小于3 ℃)、相對濕度增大至80%、風(fēng)速下降至1.35 m/s 以下，露水在23:00開始凝結(jié)并隨時間推移呈直線遞增，次日凌晨01:30達(dá)到最大值0.80 mm并保持至早晨08:30，此后滯留露水量隨蒸發(fā)強(qiáng)度加大(氣溫露點(diǎn)同時升高、濕度減小)而迅速遞減，至09:00露水完全消失，露水滯留時長達(dá)10 h。第2個露水日由8月24日17:30起開始降溫，依然隨著氣溫下降并接近露點(diǎn)、相對濕度接近80%以及風(fēng)速下降至0.8 m/s 以下，8月25日凌晨02:30出現(xiàn)過一次短時間氣溫升高、相對濕度下降，此后氣溫下降接近露點(diǎn)、相對濕度又回升至80%，03:30后，露水開始凝結(jié)并隨時間直線遞增，至06:30達(dá)到峰值0.5 mm，此后露水量隨氣溫升高而迅速遞減，至08:00露水完全消失，露水滯留時長僅為4.0 h。由此可見，露水主要在晚間凝結(jié)，露水量一般在次日凌晨達(dá)到最大值，白天因氣溫上升、蒸發(fā)強(qiáng)度加大，露水難以凝結(jié)。

圖4 2018年典型連續(xù)2 d露水量及氣象驅(qū)動因子變化過程Fig.4 Typical two-day variation of dew amount versus the changes of other meteorological parameters in 2018

對所測全部資料的分析表明，該地區(qū)促成露水形成的氣溫范圍較大，當(dāng)0≤Ta≤22.5 ℃時(圖5(a))，露水量均可達(dá)到最高值0.8 mm；當(dāng)Ta>22.5 ℃時露水量明顯降低，最大露水量為0.6 mm，而且露水發(fā)生的頻率也明顯下降；露水發(fā)生的最高氣溫為24.4 ℃，此時空氣相對濕度為57.3%。

露水量受空氣相對濕度影響最為明顯(圖5(b))。空氣相對濕度在55%以下時雖然會有露水發(fā)生，但露水量較小；空氣相對濕度達(dá)到55%以上時露水量明顯增加，當(dāng)空氣相對濕度達(dá)到80%以上時，露水量達(dá)到最大。

露水發(fā)生的主要風(fēng)速范圍為0.16～1.74 m/s(圖5(c))，此風(fēng)速范圍發(fā)生的露水頻次達(dá)到80%，最大露水量發(fā)生的風(fēng)速范圍為0.16～1.19 m/s[11]，雖然風(fēng)速為4.0 m/s時露水量也會達(dá)到0.8 mm，但出現(xiàn)概率極小。風(fēng)速過小或過大均不利于露水量的形成[7,18]。風(fēng)速過小時，雖然形成露水頻率較高，但水汽傳輸受阻，減緩了露水在葉片表面的累積，故無風(fēng)時不利于露水發(fā)生或累積[29]；風(fēng)速過大時，凝結(jié)水難以附著。

圖5 露水發(fā)生與氣溫、相對濕度及風(fēng)速的關(guān)系Fig.5 Relationship of dew and Ta,HR and Vw

風(fēng)向?qū)β端亢皖l次均有顯著影響，該地區(qū)促使露水發(fā)生的主風(fēng)向區(qū)為30°～60°(東北風(fēng))和270°～300°(西南偏西風(fēng))范圍，發(fā)生的頻率分別為25.8%和17.0%，最大露水量發(fā)生的風(fēng)向范圍與該地區(qū)露水發(fā)生的主風(fēng)向一致。

2.3 空氣相對濕度與氣溫以及露點(diǎn)溫度的關(guān)系

氣溫和空氣相對濕度是露水形成的直接因素。數(shù)據(jù)分析發(fā)現(xiàn)，一定露點(diǎn)溫度條件下，相對濕度與氣溫呈極顯著非線性負(fù)相關(guān)(圖6(a)，p<0.01)；同樣，一定氣溫條件下，相對濕度與露點(diǎn)溫度呈極顯著非線性正相關(guān)(圖6(b)，p<0.01)。

進(jìn)一步分析發(fā)現(xiàn)，相對濕度與氣溫和露點(diǎn)差(Ta-Td)呈極顯著線性負(fù)相關(guān)(圖6(b))。當(dāng)Ta-Td>3 ℃、HR<80%時，露水量較?。划?dāng)Ta-Td<3 ℃、HR>80%時，極易發(fā)生露水。

圖6 氣溫、露點(diǎn)溫度與空氣相對濕度的關(guān)系Fig.6 Relationship between relative humidity and the air temperature and dewpoint difference

2.4 表層土壤水分對露水量的響應(yīng)

研究表明[4]，露水對土壤水分的影響主要在0～5 cm范圍。觀測數(shù)據(jù)表明，只有當(dāng)露水量達(dá)到0.6 mm以上時，2～5 cm埋深土壤水分對露水具有顯著的響應(yīng)。

如圖7所示，當(dāng)Wd分別達(dá)到0.6 mm、0.7 mm和0.8 mm時，2 cm位置土壤水分對露水響應(yīng)較為敏感，土壤貯水量隨露水量的增加而同步增加，而5 cm深度土壤水分變化則明顯滯后且增量極小。3種情況下，2 cm位置土壤水分增加量(Swi)分別為0.02 mm、0.04 mm和0.05 mm(圖7),而地表下5 cm土壤水分增加量為0.01 mm。露水對土壤水分的影響隨土壤埋深增加而減小，當(dāng)露水量分別為0.6 mm、0.7 mm和0.8 mm時，0～5 cm埋深范圍內(nèi)土壤貯水量約分別增加0.10 mm、0.20 mm和0.25 mm。

圖7 露水量對2 cm和5 cm位置土壤體積含水量的影響過程Fig.7 Effects process of dew amount on soil volumetric water content

3 討 論

3.1 露水形成驅(qū)動機(jī)制

凝結(jié)水發(fā)生的先決條件是空氣相對濕度達(dá)到一定的水平，在不同地區(qū)或不同條件下產(chǎn)生凝結(jié)水的空氣相對濕度閾值不同，研究的結(jié)果也不盡相同，Zhuang等[30]發(fā)現(xiàn)在礫石沙漠地區(qū)發(fā)生凝結(jié)水的相對濕度閾值為30%，還有學(xué)者[12]認(rèn)為凝結(jié)水出現(xiàn)的相對濕度應(yīng)大于60%。在寧夏中部干旱帶3 a多的研究中發(fā)現(xiàn)：當(dāng)空氣相對濕度大于50%時會產(chǎn)生露水，范圍介于30%～60%，但這種條件下所產(chǎn)生的露水量很小，僅有0.031 mm；當(dāng)空氣相對濕度接近60%時露水量會達(dá)到最大值0.8 mm，但出現(xiàn)的天數(shù)非常少；空氣濕度為60%～75%時露水量明顯的增加，在觀測期間里露水量達(dá)到最大值0.8 mm的天數(shù)有21 d，占露水天數(shù)的5.6%；當(dāng)空氣濕度大于75%時，露水出現(xiàn)頻率顯著增加，日露水量達(dá)到0.8 mm的天數(shù)為269 d，占總露水天數(shù)的20.8%。

本研究發(fā)現(xiàn)，在寧夏中部干旱帶，當(dāng)氣溫為0～22.5 ℃時，日露水量可達(dá)到0.8 mm；當(dāng)氣溫高于22.5 ℃ 時雖然也會發(fā)生露水，但露水量明顯降低，從觀測到的結(jié)果來看露水發(fā)生的日最高氣溫為24.4 ℃。

風(fēng)速和風(fēng)向均會影響大氣中水汽流動和能量傳輸，風(fēng)速過大或過小都會限制凝結(jié)水的形成[31]，適中的風(fēng)速能使水汽得到補(bǔ)充[12]，有利于增加空氣相對濕度。本研究發(fā)現(xiàn)，在寧夏中部干旱帶，當(dāng)風(fēng)速范圍在0.16～1.74 m/s時有利于露水形成，與其他學(xué)者發(fā)現(xiàn)的風(fēng)速范圍為0.15～2.00 m/s較為接近[11，30]；風(fēng)速達(dá)到4.00 m/s時仍然產(chǎn)生露水，但發(fā)生的頻率較低，僅為2.6%；當(dāng)風(fēng)速大于4.5m/s后在本研究觀測期中沒有露水發(fā)生，與Guo等的研究結(jié)果基本一致[32-33]。顯然，一定的風(fēng)速能夠促使水汽運(yùn)移有助于露水凝結(jié)，但風(fēng)速過低或者過高，會造成水汽運(yùn)移緩慢或過快，不利于露水凝結(jié)[34]，所以風(fēng)速在0.16～1.19 m/s時能夠顯著增加露水量[35]。

3.2 露水量對表層土壤水分影響

露水的發(fā)生能夠改變土壤水分狀況，露水對土壤水分的影響主要在0～5 cm范圍[4]。在寧夏中部干旱帶當(dāng)露水量為0.6 mm、0.7 mm和0.8 mm時，0～5 cm埋深土壤體積含水量會有明顯的增加。土壤水分變化對露水的響應(yīng)也很敏感，2 cm位置土壤體積含水量表現(xiàn)出了增加的趨勢，雖然增加幅度較小，但極具生態(tài)意義。地表下0～5 cm范圍內(nèi)土壤水分的增加有助于緩解土壤蒸發(fā)、調(diào)節(jié)近地面水量平衡、促使土壤中一年生植物種子萌發(fā)[36]，也有利于淺根耐旱植被生存[4]。

微增的土壤水對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為0.03 mm[37]，而在寧夏中部干旱帶最大露水量為0.8 mm,可使0～5 cm埋深土壤貯水量增加0.25 mm，遠(yuǎn)遠(yuǎn)高于微生物利用水分的最低限度。此外，露水蒸發(fā)也會降低土壤表層溫度，減少土壤水分蒸發(fā)速度[1]。因此，在寧夏中部干旱帶，露水能夠有效調(diào)節(jié)表層5 cm深度土壤水分，促進(jìn)微生物活動及土壤結(jié)皮，生態(tài)意義明顯。

4 結(jié) 論

在自然狀態(tài)條件下于2017—2020年在寧夏中部干旱帶環(huán)香山地區(qū)開展了干旱地區(qū)氣象因素對露水發(fā)生規(guī)律和露水累積量的影響以及露水形成對表層土壤水分的影響研究，得到以下結(jié)論：

(1) 寧夏中部干旱帶露水主要發(fā)生在6—10月和03:00—08:00，日最大露水量為0.8 mm，月最大露水量可達(dá)13.40 mm，年最大露水量為56.41 mm。

(2) 寧夏中部干旱帶露水發(fā)生的氣象因素范圍分別為氣溫0～24.4 ℃、空氣相對濕度50%～100%、風(fēng)速0.16～1.74 m/s、風(fēng)向30°～60°(東北風(fēng))和270°～330°(西南偏西風(fēng))。

(3) 日露水量達(dá)到0.6 mm、0.7 mm和0.8 mm時土壤表層0～5 cm埋深范圍內(nèi)水分有所增加。2 cm埋深土壤貯水量分別增加0.02 mm、0.04 mm和0.05 mm，5 cm埋深土壤體積含水量增加0.01 mm，0～5 cm土壤貯水量可分別增加0.10 mm、0.20 mm和0.25 mm。