在干旱半干旱区，由于降水稀少、地表干燥，陆面水分过程比较特殊(马柱国等，2005)。20世纪80年代末到90年代初，在西北干旱区黑河流域开展的黑河地区地气相互作用观测试验研究(HEIFE)中，就观测发现和模拟验证了近地层大气逆湿分布(胡隐樵等，1993；Liu et al，2005)和负水汽通量特征(张强等，1997；Hu et al，1992)，并由此推断干旱区大气水汽主要向地表输送，地表表现为水汽汇(张强等，2005)。在西北干旱区敦煌开展的西北干旱区陆-气相互作用试验(NWC-ALIEX)中，进一步观测发现大气水汽负梯度输送特征和夜间浅层土壤的逆湿分布结构(张强等，2002，2003)，由此推测出干旱区地表夜间存在凝结过程(Zhang et al，2004; Gao et al，2003)。并且提出在极端干旱区可能存在夜间地表凝结和白天蒸发形成的表层土壤水分“呼吸”现象(张强，2003)。有研究(陈满祥，2002)还通过水分平衡分析，估算在年平均降水量约为100 mm的民勤，露水量可达100—200 mm。最近有不少研究(郭占荣等，2002；王哲等，2006；王兴鹏等，2006；张晓影等，2008；Abraham，1996)通过观测证实：干旱地区确实有比较可观的露水存在，日平均露水量可达0.1 mm以上的量级，是极端干旱区植被维持生存的主要水分来源(张强等，2007；方静等，2005)。另外，有人还对影响露水形成的环境和局地气候因素进行了分析(张强等，2009)。

黄土高原半干旱区是全球典型的黄土分布区，年降水量300—400 mm，其陆面水分过程和水分平衡特征与干旱区或湿润区有很大不同(张强等，2008a，2009)，非降水性陆面水分过程贡献会比较突出(张强等，2010)，自然植被和农作物生长对土壤水分的依赖更加显著，陆面水分过程的变异往往会牵动陆面热力过程和生态生理过程的迅速响应(李玉山，1983)。

对黄土高原半干旱区陆面水分过程和水分平衡，以前已有一些初步的分析研究(Zhang et al，2007; Kimura et al，2006，2007; Xie et al，2006; 杨兴国等，2004)，尤其在土壤水分输送、陆面蒸散及其变化特征等方面取得了一些新的研究进展(甘卓亭等，2006；Feng et al，2004；李斌等，2003；孙秉强等，2005)。然而，总体来看，在黄土高原半干旱区，对露水等非降水性陆面水分的研究还很不够。一方面，对形成的小气候条件认识很不足；另一方面，无论在大气数值模式还是在陆面水分平衡估算中，对其考虑十分有限甚至根本没有考虑。所以，在以往的数值模拟过程中往往会出现土壤干化过于迅速、蒸散量明显失常的现象，或者在水分收支估算时经常出现比较显著的水分亏损量。国家自然科学基金重点项目“黄土高原陆面过程试验研究(LOPEX)”已将黄土高原陆面凝结水和水分收支作为主要研究内容之一(张强等，2009)。本文试图利用地处甘肃中部黄土高原定西的陆面过程综合观测基地的历史资料，分析甘肃中部黄土高原半干旱区陆面凝结水形成的小气候条件及其陆面水分平衡的基本规律。 2 资料与处理方法 2.1 观测试验和资料

本研究利用了定西陆面过程综合观测试验基地和当地常规气象站2003—2006年的观测资料，其中，观测试验基地的自动观测为逐时平均资料，气象站的蒸发皿数据为每天1次。该观测试验基地是LOPEX试验的3个固定观测点之一(张强，2009)，位于35°35′N、104°37′E，海拔高度为1896.7 m，地处青藏高原下延区与黄土高原抬高延伸区的交汇地带，是典型的多沟壑卯梁黄土高原地貌区；年平均降水为386.0 mm，主要集中在6—10月，属半干旱气候；由于受大陆性季风影响明显，降水变率较大；蒸发力较强，水面蒸发量超过1400 mm； 年均气温7.5℃，日平均气温≥0℃的年积温为2998.3℃；太阳辐射充足，年日照时数平均达2433 h。

该试验基地与定西气象观测站相邻，其中，微气象塔梯度观测系统与土壤温度、湿度和热通量观测系统在一起，辐射平衡观测系统、涡动相关通量观测系统(EC)相距3 m左右，位于微气象塔旁约6 m远处。大型蒸渗计位于上述仪器西北方向50 m处。超声风速仪为Campbell公司生产的CSAT3型，架设高度2.5 m；辐射分量观测仪器为美国Eppley公司生产的PIR型，架设高度1.5 m。微气象塔高16 m，温、湿度仪器采用HMP45D传感器，风速仪器采用WAA151传感器，分别安装在1、2、4、10和16 m，共5个高度层次；风向采用WAV151型传感器，设置高度10 m。土壤温度测量采用铂电阻温度计，布设在地表、5、10、20、30、50和80 cm共7个深度；土壤湿度观测采用TDR土壤水分仪，布设在10、20、30、50和80 cm共5层。地表实际蒸散采用L-G型称重式蒸渗计(柯晓新等，1994)，观测精度为0.1 mm，灵敏度为0.01 mm，经过修正后精度可达到0.03 mm。由于这种蒸渗计的蒸发盘面积达4.0 m²，在蒸发盘内种植了与周边农田一样的小麦，蒸发面与农田环境大致相同，基本可以代表农田下垫面的蒸散特征。这些观测试验仪器的详细性能和精度参数在表 1中给出。试验场周围地势平坦，在偏南或偏北的主导风向的上下风方均是农田，无高层建筑物和树木，其下垫面过渡区在观测点东南、 南南东方向约1 km，西北、 北北西方向超过3—4 km，下垫面代表性较好(杨兴国，2004)。定西气象站观测场距离观测试验场地大约400 m，其常规业务观测中的水面蒸发观测根据季节分别采用小型蒸发皿或E601大型蒸发桶。小型蒸发皿口径为20 cm，测量范围为0—200 mm，精度为±0.1 mm；大型蒸发桶器口面积为0.3 m²，精度高于小型蒸发皿。

来自大气的非降水性陆面水分主要指除自然降水外来自于大气的陆面水分，有雾、露、霜和土壤吸附水等。人们对于雾、露、霜已经比较熟知，而对土壤吸附水了解比较少。土壤吸附水是指大气中的气态水在固态土壤粒子表面的吸附，是水分的界面现象之一(Agam et al，2006)。目前，对其进行直接测量还比较困难。本研究利用LG-I型称重式蒸渗计与微气象观测相结合的办法 来估算雾、露(或霜)和土壤吸附水。对这种估算方法张强等(2010)已做过详细讨论，主要是根据蒸发、雾、露(或霜)和土壤吸附水等形成的大气物理条件不同，利用微气象观测资料进行区分判别。LG-I型称重式蒸渗计直接观测的是蒸渗计观测盘内陆面物质质量的瞬时值f及其瞬时变化量Δf_i。如果Δf_i为负值，说明陆面失去了物质。在风速不至于将地表土壤等吹起和土壤中水分不下渗的自然情况下，观测盘内失去的陆面物质应该就是陆面水分的损失，即陆面瞬时蒸散量。所以，一段时间的蒸散量E应该是瞬时蒸散量的积累

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当瞬时值增加即Δf为正值时，则表明观测盘内陆面获得了物质，这其中包含着比较多的信息。首先，可以检测出降水量P_r

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本文更关心的是，当Δf_i为正值时还包含了来自大气的非降水性陆面水分信息。可以通过剔除降水和沙尘暴时的资料来排除其对非降水性陆面液态水分信息的干扰，以便推算出来自大气的非降水性陆面水分如雾W_f、露(或霜)W_d和土壤吸附水W_a等的量值。由于W_f只能出现在近地层大气饱和的情况下，故有

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这样就可以利用LG-I型称重式蒸渗计和微气象观测资料通过上述一系列公式估算各个时段的蒸散、降水及雾、露(或霜)和土壤吸附水等本文分析所需要的物理量。 3 结果与分析 3.1 陆面露的影响因素及其分布特征

在来自大气的非降水性陆面液态水分中，露在半干旱区比较容易出现，并且利用价值和生态学意义比较明显(张强等，2008b)。露作为特殊小气候条件下的产物，它的形成与局地温度、湿度和风速等微气象条件密切相关。在黄土高原半干旱气候背景下，什么样的微气象条件更容易产生露水是尤其值得关注的问题。

与露(霜)最为密切的微气象条件是对近地层水汽条件和地表温度变化影响最为显著的近地层温差、相对湿度和风速等因素。分析露(霜)出现频率与近地层温差(高度4 m与1 m的温差)、相对湿度和风速的关系(图 1)可知，在黄土高原半干旱区，露(霜)一般只出现在相对湿度大于60%的条件下，并且出现频率随近地层相对湿度增加而增大；当相对湿度大于80%时，露(霜)出现频率可高达50%。露(霜)出现频率与近地层温差和风速的关系更为复杂，并不是单调关系。当逆温强度为0.2—0.4℃时，露(霜)出现频率最高，可达40%左右；而逆温强度更大或更小时，露(霜)出现频率均会降低，尤其在中性或不稳定层结时露(霜)出现频率很低，几乎不到5%。露(霜)出现频率最高的风速范围为1.0—1.6 m/s，出现频率可达45%左右；风速更大或更小时均不利于露形成，在风速小于0.4 m/s或大于1.9 m/s 时，露(霜)出现频率甚至尚不足5%。

图 1 露(霜)出现频率与近地层温差(a)、相对湿度(b)和风速(c)的关系Fig. 1 Relations between the dewfall(frost)frequency and the temperature difference(a)，relative humidity(b) and wind speed(c)in the l and surface layer

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露(霜)量与近地层温差、相对湿度和风速的关系(图略)表明，露(霜)量最大可达0.23 mm/h，但大多时候在0.1 mm/h以下。并且，近地层大气相对湿度越大，露(霜)量就越大。但一般在逆温强度为0.25℃和风速为1.5 m/s的适度微气象条件下露(霜)量最大。

以上分析得出的露(霜)与微气象条件作用机理很明确，通过凝结过程形成露需要一定水分来源，所以，近地层相对湿度越大露就越容易形成。而风速和温度层结的作用比较复杂，既影响近地层水汽输送又与地表温度状态有关。虽然，强风速和强不稳定层结均有利于水汽交换，但却不利于辐射冷却形成的低地表温度状态的维持。而适中的逆温和风速强度正好保持了比较恰当的近地层大气湍流扩散状态，既能使近地层水汽通过湍流输送不断得到补充，又能够保证夜间维持较低的地表温度，容易达到结露条件。

由于露(霜)形成受局地微气象条件影响较大，露(霜)量自然会随季节有很大不同。分析露(霜)的季节累计量与其出现的频率(图 2)可知，露(霜)量在秋季最多，春季次之，夏季和冬季最少；而露(霜)出现频率与露(霜)量并不完全一致，在春季最频发，秋季次之，夏天也要比冬天稍多一些，这与生活中的感受一致。一般在春、秋季节地表温度较低，且水汽条件较好，露点温度也较高，容易达到露形成条件；而夏、冬季节或因地表温度太高，或因空气干燥露点温度太低，均不容易达到露形成的条件。秋天露量之所以比春天更高，主要是由于在黄土高原半干旱地区受季风影响，秋天近地层水汽条件要更好一些所致(陈勇航等，2005)。

图 2 黄土高原露(霜)的季节累计量(a)与其出现频率(b)Fig. 2 Seasonal accumulative dewfall(frost)amounts(a) and the frequency(b)in the Loess Plateau

图选项

局地微气象条件除了随季节变化外，降水过程和天气阴、晴也将对其有明显影响，这对露(霜)的形成作用也不可忽视(图 3)。通常在降水后第1天，露(霜)量最大，降水前一天次之，降水后第2天及再往后时段露(霜)量会明显减小。这说明刚刚降水过后大气水汽条件比较充足，而且，由于空气干洁少云也较有利于夜间地表辐射降温，容易满足露(霜)形成的条件。而且，总体来看，晴天要明显比阴天的露(霜)量大，这同样与晴天和阴天的夜间辐射特征有关。

图 3 降水过程(a)和天气阴晴(b)对露(霜)量的影响Fig. 3 Influence of the precipitation process(a) and overcast/clear days(b)on dewfall(frost)amounts

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在半干旱区，陆面水分来源除了降水外，还需要考虑露、雾和吸附水等非降水性水分的贡献。可以用全年降水、露、雾和吸附水等的累积值分别与所有水分来源总和的比值来表示各自的贡献率。虽然在半干旱区的陆面水分来源中降水仍然占主导地位(图 4)，但非降水性水分来源的贡献已经不可忽视，加在一起可超过陆面水分总来源的15%。在非降水性陆面水分中土壤吸附水贡献最多，露次之。相比较而言，雾贡献非常微弱，可以忽略不计。

图 4 陆面降水、露、雾和土壤吸附水等水分来源的贡献率Fig. 4 Water source contributions of the precipitation，dewfall，fog and soil adsorption

图选项

考虑了非降水性水分贡献后，陆面水分平衡将会与以往有所不同。陆面水分来源不再局限于降水，而应该是降水和非降水性水分贡献的总量

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从图 5a可看出，蒸渗计观测的蒸散量年变化与涡动相关法观测值比较一致。并且，从年循环尺度看，陆面水分来源总量W的年变化与蒸渗计和涡动相关法观测的蒸散量比较吻合。这说明在考虑了非降水性水分来源的贡献后，陆面水分收支基本平衡，克服了以往研究中出现的陆面水分不平衡现象。同时，虽然蒸发皿观测的蒸发量在年变化趋势上与蒸渗计和涡动相关法观测的蒸散量比较一致，但在量值上相差较大。

图 5 陆面水分平衡的年变化特征(a)和各分量累积值比较(b)Fig. 5 Annual variation characteristic of the hydrological budget on l and surface(a) and the cumulative values of the various components(b)

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图 5b进一步表明，水分来源总量及涡动相关法、蒸渗计和蒸发皿观测的蒸散量分别为484.6、526、512.2和1251.1 mm。蒸渗计观测的蒸发量比涡动相关法观测的要更接近于陆面水分来源总量，这意味着地表蒸散的水汽在向2.5 m高度输送过程中可能有轻微的来自平流的水汽补充。同时，蒸发皿观测的蒸散量要比蒸渗计和涡动相关法观测的大1倍多，表明在甘肃中部黄土高原半干旱区实际蒸散量与蒸发力的差距悬殊，这也是该地区气候干旱的突出特征之一。

由于在半干旱区降水的小概率性特点，以及为了更清楚地认识非降水性水分来源的作用，在分析水分平衡日变化时，特意将降水及其对蒸发的贡献除外，单纯分析非降水性陆面水分来源总量与剩余蒸散量差额的日变化(图 6)。可以看出，从日循环角度讲，剔除降水影响后，陆面水分平衡特征实际上表现为一个完整的水分“呼吸”过程，夜间通过地表凝结、土壤水分吸附等过程获得水分，白天通过蒸散过程消耗水分，而且，夜间获得的水分和白天消耗的基本相当，这印证了过去利用土壤湿度廓线结构变化特征推测出的结论(Zhang et al，2003，2004)。

图 6 非降水天陆面水分平衡的平均日变化特征Fig. 6 Daily variation characteristics of the averaged hydrological budget on l and surface for no-rain days

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在黄土高原半干旱区，陆面水分特征与极端干旱区和湿润地区均很不相同。虽然该地区降水仍然在陆面水分来源中占主导地位，但来自大气的非降水性陆面水分的贡献能占陆面水分总来源的15%以上，非常值得重视。并且，在非降水性陆面水分来源中，土壤吸附水最多，露水次之，雾水最微弱。而在极端干旱区，非降水性水分很可能在陆面水分平衡中占主导地位；在湿润地区，非降水性陆面水分很可能在陆面水分平衡中可以忽略。

露水(霜)受微气象条件影响较大。近地层大气相对湿度越大，露水(或霜)量就越多。但对温度梯度和风速而言，一般在逆温强度为0.25℃和风速为1.5 m/s的情况下露水(霜)量较大。正因为如此，露水(霜)量在秋季最多，春季次之，夏季和冬季较少。并且，在降水后第1天露水(或霜)量最大，降水后第2天及再往后时段露水(或霜)量会明显减小。

从年循环来看，陆面水分来源总量的年变化与蒸渗计和涡动相关法观测的蒸散量均较吻合，陆面水分收支基本平衡。这说明通过考虑非降水性陆面水分来源，可以克服陆面水分不平衡情况。蒸发皿观测的蒸散量虽然在年变化趋势上与蒸渗计和涡动相关法观测的实际蒸散量比较一致，但在量值上要相差1倍以上。这表明甘肃中部黄土高原半干旱区实际蒸散量与蒸发力的差距十分明显。从日循环角度讲，陆面水分平衡特征表现为一个“呼吸”过程，印证了过去用土壤湿度廓线结构特征的推测结论。

尽管本文对黄土高原半干旱区的陆面水分过程有了一些新的认识，但对雾、露或霜及土壤吸附水等非降水性陆面水分来源量的估算方法还需要进一步完善，尤其需要更系统地剔除各种干扰信息，比较精确地检测各种非降水性陆面水分来源量。另外，如何筛选出比较可靠的10年以上尺度的连续资料来分析甘肃中部黄土高原半干旱区陆面水分平衡对气候变暖的响应特征，也是需要进一步开展的工作。