凝结水是陆面非降水性水分收入（Non-rainfall water inputs， NRWIs）的重要组成部分（Ucles et al， 2015； Kidron and Temina， 2017； Kaseke et al， 2017； Gao et al， 2020）， 一般包括露水/霜、 雾和水汽吸附。凝结水在干旱半干旱区的生态效应和水文功能明显， 相关研究已有充分的认识（Jacobs et al， 2000； Li， 2002； Agama and Berlinera， 2006； Beysens et al， 2007； Zhang et al， 2016）， 而高寒山区凝结水的各个分量（露水/霜、 雾水、 水汽吸附）有其更加独特的生态和水文效应（Groh et al， 2018）。高寒山区泛指具有海拔较高、 气温低、 昼夜温差大等特征的山区， 以及因生长期短和有效积温低的山区， 狭义上的高寒山区是指那些因海拔高而常年低温和存在冻土层的山区（杨大文等， 2019）。高寒山区近地表大气水热状况变化剧烈， 蒸发-凝结相互作用过程频发， 对该区生态及水汽内循环过程具有重要作用（Jorgenson et al， 2001； McGuire et al， 2002； 丁永建和张世强， 2018）。以往有关凝结水的研究主要集中于干旱半干旱区， 高寒山区的凝结水研究较少， 但高寒山区凝结水量较干旱半干旱区丰富， 凝结水形成过程与干旱半干旱区不尽相同， 生态和水文意义差异明显。

本文回顾近年来国内外高寒山区凝结水的研究现状与进展， 凝练高寒山区凝结水观测方法、 生态效应及其与冰冻圈水文过程的关系， 进一步指出未来高寒山区凝结水的发展趋势和方向， 以期为今后高寒山区凝结水的研究提供一定参考。

凝结水作为水文循环重要的组成部分， 国内外学者已对不同地区的凝结水进行了大量研究（Wang et al， 2017； Tomaszkiewicz et al， 2015）。近年来相关研究已认识到凝结水是高寒山区的水源之一， 其重要性不低于干旱半干旱区（Wang et al， 2017； Wehren et al， 2010； Ucles et al， 2013）。前苏联在西伯利亚山坡粗大碎石堆积区（类似高山寒漠带）观测结果表明， 在山区碎石、 砾石层孔隙中， 存在水蒸汽的凝结补给， 夏季凝结水量可达80 mm（郭东信等， 1988）， 凝结补给占总补给的15%~20%； Kuhle（1990）在喜马拉雅山北坡的高寒山区发现， 凝结水使得高寒山区流石坡地完全被高寒草甸覆盖； De Jong（2005）在瑞士东部山区观测试验结果表明， 不论白天夜间， 该区的凝结水量都很丰富， 大于前人估算的凝结水量， 基于观测实验， 他提出在山区水文模型中应该包括精确测量的凝结水量数据； 在加拿大东北部冻原区的试验表明， 在76天的观测期内， 地衣植被总共吸收了95 mm的降水和11 mm的凝结水（Bello and Arama， 1989）； 在美国加州北部研究发现， 凝结水沉降于植物冠层， 消减了植物蒸腾作用和植被表面蒸发的大气压差， 对降低植物的蒸腾起到重要作用（Burgess and Dawson， 2004）； Wehren et al（2010）在阿尔卑斯山区研究表明， 山区蒸发和凝结交替产生， 尤其在潮湿多风的情况下， 在积雪和冰川表面， 凝结释放的热量很多， 1 mm凝结水形成时释放的凝结潜热为2500 J， 能使7.5 mm的积雪消融； 而在阿尔卑斯山高山带， 80%为粗骨质的土壤， 其潜在的土壤水分在连续晴朗的天气下只能维持13天， 但在有地表凝结发生的情况下， 可以维持22天（Körner， 2003）。Wang et al（2009， 2012）在青藏高原风火山流域开展的凝结水观测研究表明， 凝结水是土壤有效水分的一个重要稳定的补给源， 凝结水量可达到同期降水量的12.5%~16.5%， 是该区水文循环和水量平衡的重要组成部分。马千惠等（2020）在鄂陵湖地区研究表明： 凝结过程产生的热储约占5 cm之上土壤热储的34%。凝露过程除了加热地表外， 还返还了部分由于蒸散作用而消耗的土壤水分， 对于当地生态维持有促进作用。

上述研究的观测时间较短， 且并没有进一步探索凝结水的水分来源。但上述研究已经表明， 凝结水通过改变地表水热状况进而影响局地的生态环境和水文循环。凝结水虽然暂不能作为可开采的水资源量， 但凝结水以天为周期不断发生的频率却是大气降水所不可比拟的， 凝结水可视为高寒山区生态和水文循环过程的水资源量（Tomaszkiewicz et al， 2015； Riedl et al， 2022）。

在高寒山区无降水发生时段， 土壤植被层表面水分增加表明有凝结水产生， 主要过程可归纳为以下三类： 雾的沉积、 露水/霜和水汽吸附（Agama and Berlinera， 2006）。其中， 雾是相对湿度达到100%时， 空气中的水汽所凝结成悬浮于空中的细微水滴。露水/霜是指近地面空气在晴朗无风或微风的夜晚冷却到露点/霜点以下时， 空气中水汽过饱和部分在地表或地面物体的表面上凝结而形成的水滴/冰晶。而水汽吸附是指在表面温度高于露点温度而土壤孔隙相对湿度低于空气相对湿度时， 水汽通过吸附在颗粒表面或土壤孔隙而保存在土壤基质里。

高寒山区凝结水类型的判别主要通过蒸渗仪测量值的增加和减少来进行收支判别， 进一步根据称重式雨雪量计来完成有无降水判别， 在无降水发生时段， 利用空气湿度传感器和能见度仪来判别是雾水还是露水/霜或土壤水汽吸附， 最后通过土壤表面温度和露点温度、 霜点温度来确定凝结水类型是露水、 霜还是土壤水汽吸附， 具体判别方法如图1。

根据凝结水的观测内容， 主要分为凝结水的持续时间观测、 凝结水量观测和凝结水来源观测（图2）。凝结水的持续时间决定凝结水汽和沉降养分的窗口期和速率以及产生生态效应的可能性； 凝结水量弥补了土壤水分的损失， 同时也释放了凝结潜热而减弱了降温强度， 缩短了日照时间而消减蒸发散。这对缓解植物生理干旱、 补充养分不足、 减弱因低温加剧的光抑制等方面起着重要的作用（刘文杰等， 2006）。凝结水来源观测主要通过同位素技术示踪， 同位素技术在解释凝结水的来源研究中具有非常重要的作用， 提高了凝结水测量的精度， 凝结水的同位素组成及与其他生态系统水源的关系受到广泛关注（潘颜霞等， 2022）。

凝结水观测方法主要包括直接观测和模型估算两种方式。凝结水的直接观测方式包括Duvdevani法、 人造凝结面法、 Hiltner露水平衡仪法、 蒸渗仪法等（王兴等， 2021）。由于自然下垫面凝结水获取难度大， 因此Duvdevani法、 人造凝结面法和Hiltner露水平衡仪法通过构造人造凝结面来进行凝结水的收集或称重测量， 在凝结水观测研究中具有一定的实用性， 但因为人造凝结面与自然下垫面的热力学性质不尽相同， 从而会导致凝结水量的高估或低估。

直接观测方法中， 称重式微型蒸渗仪因其原理明晰， 观测手段直接， 可以根据试验情况设计不同开口、 网目、 深度的微型蒸渗仪， 被越来越多的研究人员所认可（曾亦键等， 2006； 余绍文等， 2011； Ucles et al， 2013； 郭斌等， 2012； Groh et al， 2018）。但是， 由于凝结水量通常非常小， 因此该方法对微型蒸渗仪的测量精度要求较高（王忠静等， 2019； Riedl et al， 2022）。Ninari and Berliner（2002）的研究认为已有微型蒸渗仪法测量的凝结水量存在误差， 提出微型蒸渗仪的埋藏深度需要达到日内土壤温度稳定的深度， 微型蒸渗仪法对装置的布置要求较高。Kidron and Kronenfeld（2020）的研究表明， 微型蒸渗仪因其边缘的辐射冷却效应会导致凝结水量的高估。Zhang et al （2016）的研究发现， 大型蒸渗仪能够弱化边缘效应， 其表面是目前最接近自然露水的下垫面， 我国西北地区采用大型蒸渗仪对凝结水开展了连续观测， 从而使我国对自然下垫面真实凝结水的客观规律有了更科学、 可信的认识（王兴等， 2021）。但高寒山区下垫面特殊， 坡度大、 降水多、 温度极低， 多年冻土和季节性冻土广泛发育， 冻土冻融循环效应会影响大型蒸渗仪的连续运行， 大型蒸渗仪在高寒山区的安装和维护成本高并不适宜在该区域应用， 因此安装和维护成本低、 运行效率高的微型蒸渗仪仍是目前高寒山区凝结水观测研究的最有效的方法之一。

相对于凝结水的直接观测， 凝结水的模型估算在气象观测/通量观测的基础上发展起来并越来越受到认可。常用的凝结水模型估算方法包括统计回归模型法（Pedro and Gillespie， 1981； Janssen et al， 1991； Gleason et al， 1994； Lekouch et al， 2012； Maestre-Valero et al， 2015）、 再分析数据估算法（Vuollekoski et al， 2015； Beysens， 2016）、 云物理/能量平衡模型法（Madeira et al， 2002）和发展成熟的Penman-Monteith公式法（Jacobs et al， 2006； Ucles et al， 2014； 郭晓楠等， 2016）、 涡度相关法（Eddy Covariance， EC）（Vermeulen et al， 1997； Moro et al， 2007； Hao et al， 2002）、 波文比能量平衡法（Bowen ratio energy balance， BREB）（Malek et al， 1999； Kalthoff et al， 2006； Zhuang and Zhao， 2017）等潜热通量关系法。统计回归模型通过建立不同时间尺度的凝结水量与环境气象要素之间的某种回归关系进行凝结水的估算模拟， 但该方法缺乏对凝结水形成过程的物理机制的描述。云物理/能量平衡模型依赖于潜热通量关系简化了能量传输过程和参数， 适用于较大尺度的区域凝结水量和持续时间的模拟研究， 存在较大的误差。相比于统计回归模型法和云物理/能量平衡模型法， 潜热通量关系法因其机制清晰、 发展成熟成为目前最为常用的凝结水的模型估算方法， 该方法建立在气象观测/通量观测的基础上， 一定程度上减少了凝结水观测研究的成本， 但潜热通量关系法对气象要素观测的精度要求高。

总体来说， 凝结水的直接观测和模型估算方法各有优缺点， 因此建立凝结水直接观测和模型估算方法等多方法的有效耦合， 是目前精度最高、 最为有效、 最受认可的凝结水研究体系。

不同类型凝结水直接观测数据可以为凝结水的估算模拟提供验证， 为此我们在黑河上游葫芦沟流域开展了凝结水观测试验， 针对不同凝结水类型， 主要观测凝结水的数量和持续时间。

雾水观测我们采用标准雾水收集器（Standard fog collector， SFC）方法测定雾水量（Fernandez et al， 2018）。SFC是由一个1 m²面积的聚丙烯（polypropylene）制成的平板丝网构成。平板丝网使用宽100 cm聚丙烯纤维网以拉舍尔（Raschel）编织法（纤维角度约170°）制成， 收集器安装在距地面2 m的基座上。平板丝网网目形状类似梯形以利于液滴滑落， 网目大小约0.5 cm。网目下方约5 cm处设置一个倾角5°~6°， 宽、 深均为5 cm的集水槽， 用来将收集的雾水导入集水器， 集水器与微型渗漏计相连以测定雾水量。微型渗漏计采用电磁感应式翻斗水量计， 测量分辨率为0.1 mm， 数采采用L90-1数据记录仪。通过标准雾水收集器收集雾水， 电磁感应式微型渗漏计测量雾水， 微型数采记录数据， 形成一套标准自动雾水收集测量系统［图3（a）］。标准雾水收集器测量雾水的同时利用自动气象站的风速和降水数据， 用以对沉积在垂直平板丝网上的雾水和雨水比例做合理的估计， 用于分割雾水量和降水量。

露水/霜观测采用自动称重式微型蒸渗仪来测量（Han et al， 2018）。微型蒸渗仪由土柱内筒、 外筒、 称重系统和微型渗漏计组成， 微型蒸渗仪外筒采用下封式， 防止外筒底部与外界发生水汽交换， 仅接收来自空气中的水分和向空气中蒸发水分， 可用来研究土壤-植被-大气连续体（SPAC）的凝结过程。微型蒸渗仪尺寸为土柱内径40 cm、 外筒直径42 cm、 高50 cm； 测量分辨率为0.1 mm。已在葫芦沟流域不同景观海拔梯度布设5套自动称重式微型蒸渗仪［图3（b）］。

由于微型蒸渗仪不能直接区分露水/霜和土壤水汽吸附， 所以在自动称重式蒸渗仪的基础上改进为称重式微型测渗计［图3（c）］， 采用单体开口式、 上开下网式和上封式三种； 单体开口式采用不锈钢封底； 上开下网式采用400目不锈钢网封底， 模拟近自然状态， 保证试验过程中土壤质量不变， 水汽能够自由运移； 上封式采用不锈钢封盖封住试筒上口和用 400 目不锈钢网封底， 阻隔表层土壤与大气发生水分交换， 仅接收下层土壤中的水分运移。为了明晰土壤水汽吸附的作用深度， 定量评估土壤水汽吸附产生深度和持续时间。所以采用不同深度微型测渗计， 口径10 cm， 分5 cm、 10 cm、 15 cm、 20 cm多层深度观测高寒草原区的土壤凝结水， 采用赛多利斯电子天平（Sartorius CUBIS® Precision Balance， Model MSE10202S-000-DO， 精度0.01 g）每日08:00（北京时， 下同）和20:00在防风保温箱内称重观测。

土壤表面温度是露水或水汽吸附发生的决定因素（Kool et al， 2021）。只有在土壤表面温度低于露点温度的情况下， 才可能在地表形成露。如果土壤表面温度没有达到露点， 土壤水汽吸附将是土壤获取水分的唯一可能机制（Agama and Berlinera， 2006）。我们设计利用MX2203温度记录仪测量土壤表面温度， 采用PHYTOS31叶片湿感传感器测量凝结水发生的持续时间［图3（d）］。

稳定同位素技术为研究水在大气中运输、 混合和相变提供独特的视角， 因此是研究地球水文循环的有效工具（Galewsky et al， 2016）。氢氧稳定同位素（δD、 δ ¹⁷O和δ ¹⁸O）是一种天然示踪剂， 其随水分一起运动， 可以很好地表征凝结水的水汽来源和运移特征， 很多学者利用凝结水中稳定同位素来示踪凝结水在植物中的输送过程， 凝结水的形成可能调节大气水汽、 氧气和二氧化碳的稳定同位素含量的时空变化（Wen et al， 2012）。我国学者运用稳定同位素技术， 围绕内陆河流域水循环问题从不同角度对黑河源区降水中的同位素特征及其影响因素进行了探索和研究（王宁练等， 2008， 2009； Zhao et al， 2011）， Zhao et al（2018）通过对黑河源区蒸散发中土壤蒸发水汽和植物蒸腾水汽的分割， 发现在黑河源区源于土壤蒸发和植物蒸腾产生的水汽对当地大气水汽的贡献率很高， 由此可以推断黑河源区蒸散发对当地凝结水的贡献率也很高。Li et al（2021）通过对环境水汽和叶片凝结水同位素信号的仔细观察， 发现凝结水输入有两种不同的途径： 环境水汽的冷凝向下途径和土壤水汽向叶片蒸馏水向上途径。凝结水稳定同位素组成的研究不仅能够促进对高寒山区水汽内循环和生态水文过程的理解， 其同位素组成和化学特征还能够表征高寒山区粉尘、 气溶胶和污染物等的来源与传输路径。

凝结水作为山区水循环最活跃的一部分， 通过其水分有效性影响温度敏感性和土壤物理性质， 进而对土壤呼吸产生显著影响（Zhang et al， 2015）， 土壤凝结水会使土壤表层的含水量增大， 改善了土壤的水分平衡， 促进了土壤呼吸（马立群， 2018； Han et al， 2017）， 进而影响区域的碳平衡。而在高山地区研究发现， 适当的水分可以缓解低温胁迫， 但只要水分较低， 光合作用和呼吸作用就会受到明显抑制。白天， 高山植物的呼吸作用受到水分胁迫的抑制， 而不是温度的抑制（Gerlein-Safdi et al， 2018a）。有研究表明， 由于露水的蒸发过程中降低叶片温度， 引起叶面蒸汽压力的局部降低， 从而增加冠层反照率， 因而植物可以从凝结水诱导的蒸腾抑制中获益（Ben-Asher et al， 2010； Zhang et al， 2018）。值得注意的是， 频繁发生的凝结水（雾和露水）也充当了大气洗涤器的作用（Herckes et al， 2015； Nath and Yadav， 2018）， 对植被有明显的施肥效应（Nath， 2021）。凝结水在晚上作为汇区， 临时存储大气中的气态亚硝酸（HONO）， 在早晨又作为源区， 通过蒸发作用释放亚硝酸（He et al， 2006）。有研究表明， 挥发性强的化合物， 如有机氯化合物， 由于凝结作用在高山地区不断积累， 这一发现与加拿大落基山脉有机氯化合物的研究结果一致（Bartrons et al， 2016）。

凝结水对于维系高寒山区脆弱生态系统有重要意义， 在高寒山区生态形成过程中扮演着重要的（Kidron， 2000； Körner， 2003）。研究发现： 簇状的刺和绒毛结构的植被在凝结水形成时， 凝结在刺前端的液滴被收集后， 经由中部沟槽的输运， 被根部的绒毛快速吸收， 从而形成了连续的凝结水收集（Ju et al， 2012）。而分布在高寒山区的垫状植被茎部也具有类似的簇状刺和绒毛， 其枝条和宿存枯叶所构成的密实多孔或海绵体状结构具有强烈吸水、 保湿特性， 能够充分吸收经常发生的小量阵性降水（黄荣福， 1994）。据此推测， 垫状植被枝条和宿存枯叶所构成的密实多孔或海绵体状结构， 可能对凝结水也有很好的吸收作用。通过野外观测， 在高山寒漠带， 频发的凝结水反而为附着在岩石碎屑表面的地衣群落提供了稳定的水分来源（韩春坛等， 2013）。高寒山区昼夜温差大， 夜间地表辐射冷却强烈， 地-气温差越大， 植被受冻害的风险越高。凝结水的形成过程释放了部分凝结潜热， 补充了地表的能量亏损， 缓解了植被低温胁迫， 减轻了植被受冻害的程度， 干旱时期凝结水（露水和霜）的形成是重要的生态水源， 草原区的霜可以保护植被， 从而潜在地降低了植被冻伤的风险（Groh et al， 2018）。

冰冻圈变化机理和过程研究是深入认识冰冻圈规律及其变化影响的基础， 对气候系统变化的理解和监测具有重要作用（丁永建和效存德， 2013）， 然而凝结水对冰冻圈水文循环的作用研究以往都没有得到足够的重视， 但凝结水是冰冻圈水文循环的重要组成部分。

在冰冻圈的水文循环中， 输入项除降雨、 降雪等易于观测的形式外， 还有常规手段难以测量到的凝结水。研究表明， 高寒山区云雾凝结水也是地表水分收入的一个重要来源， 例如横断山区的云雾凝结水量为30~100 mm·a^-1（程根伟等， 2004）， 因此如果只单独考虑高寒山区的降水补给， 就会严重低估区域内的进水量。尽管高寒山区直接降水量较大， 导致水平降水的相对比重减小， 凝结水在水文循环中也很少直接参与径流过程， 但是凝结水在冰冻圈水文循环中的作用不可忽略。凝结水作为水平降水的主要形式， 其消散过程消耗了部分热能， 抵消了一部分蒸发潜热， 从而在一定程度上降低了实际参与水循环的实际蒸散发， 对减少蒸发支出的“赤字”有着积极作用。但凝结水不仅参与蒸发过程， 还被地表动植物吸收利用、 补充表层土壤水分， 凝结水消散的各个环节还需要定量研究。

在冰川分布区， 冰川发育所需要的物质条件不仅包括以固态降雪为主要形式的降水， 还应包括不可忽略的冰面水汽凝结。贡嘎山海螺沟冰川上的凝结水观测发现， 夜晚冰面消融减小或停止， 但是由于空气湿度较大， 近冰川表面或冰碛物表面的空气受到冷却， 导致水汽凝结， 在晴天的夜晚测定到的凝结水达到2 mm， 接近一次小雨的降水量。仅1990年10月13 -22日的一段时间， 海螺沟冰川上观测到的总凝结水量为85 mm， 而同期冰面蒸发/升华总量仅有26 mm（程根伟等， 2004）， 表明冰面水汽凝结也是维系冰川发育所需要物质补给的重要形式。高寒山区是众多河流的发源地， 而其中冰川融水补给又是河流补给的重要形式（杨针娘， 1981）， 因此凝结水间接地参与了冰川分布区的径流过程。但海螺沟冰川属于海洋性冰川， 其气候特征与我国青藏高原（除东南部以外）、 祁连山、 天山等区域多有发育的大陆性冰川迥异， 凝结水是否同样是大陆性冰川物质来源的重要组成部分以及凝结水对大陆性冰川区水分收入的贡献程度如何， 回答这个问题需要冰冻圈水文工作者在冰川面上开展连续的定点观测。

在高寒山区， 浅层土壤凝结-蒸发过程可能是造成地表能量不闭合的原因之一。相比于深层土壤水的冻融过程（固液相变）， 浅层土壤水的蒸发凝结（气液相变）过程还未进行充分研究（韩博等， 2011）， 作为冰冻圈水文循环中的一个重要环节， 浅层土壤水的蒸发-凝结相互作用过程是冰冻圈变化微观过程之一（Milly， 1994； Wolock and McCabe， 1999）， 在土壤—水—大气三相界面上， 蒸发与凝结过程日夜间多次交替发生， 凝结水显著增加了表层土壤的含水量（陈仁升和韩春坛， 2010）。多年冻土区昼夜温差大， 相对湿度高， 有利于土壤凝结水的形成（成龙等， 2019）， 但是， 当前并不明晰凝结水对土壤的作用深度， 从而无法定量评估土壤蒸发-凝结过程。研究人员利用一维土壤热传导方程模拟浅层土壤温度时发现， 土壤实测和模拟温度的偏差可能是由于其他未考虑的物理过程所造成的（韩博等， 2011； 马千惠等， 2020）。凝结水参与了土壤水分平衡和浅层土壤和大气间的潜热交换， 土壤凝结水形成所释放的凝结潜热， 减弱了土壤的降温强度， 减缓了地温的日间波动。在凝结水丰富的季节， 凝结过程可以影响局地辐射平衡以及区域气候表现（韩春坛等， 2013）。同时由于土壤表层霜冻结， 减少了水在土壤中的渗透和迁移， 会大幅增加春季融雪径流量（Monteith and Unsworth， 2013）。

笔者通过前期在高寒山区布设的降水、 蒸散发和凝结水观测试验结果表明： 凝结水在高寒草甸、 沼泽化草甸和高山寒漠碎屑岩类下垫面较为丰富， 经过多年高寒山区野外观测试验发现， 凝结水是山区水资源的一个长期隐性来源， 凝结水量在祁连山葫芦沟流域为29~43 mm·a^-1， 可达同期降水量的5.12%~9.04%。虽然高海拔山区直接降水量较为充沛， 水平降水的相对比重不大， 在水文循环中也很少直接参与径流过程， 但是它们对于植物的生长却具有重要作用， 凝结水是对苔藓、 垫状植被和寄生类植物可靠的水分来源， 而且凝结水也使地面保持湿润状态， 减小了表层土壤的水分亏缺， 相应提高了下垫面的产流系数。

高寒山区是冰冻圈作用区、 生态脆弱区和水资源形成区， 近地表大气水热状况变化剧烈， 凝结过程频发且凝结水量较多。凝结水是高寒山区隐形水源的一个潜在探索点， 补充了地表动植物生长发育所需要的水分， 一定程度上增加了土壤表层的含水量， 改善了土壤水量平衡， 促进了土壤呼吸， 缓释了低温造成的植被周期性的生理缺水。凝结水形成过程所释放的凝结潜热补充了部分地表热量的亏损， 减缓了地表温度的日内波动， 降低了地表动植物遭受冻害的风险， 其蒸发过程又消耗了部分热能， 从而在一定程度上降低了实际参与水文循环的蒸散发。凝结水在非冰川区直接参与产汇流过程的作用不明显， 但作为冰川发育所需物质来源的重要组成部分， 间接参与了冰川消融对河流的补给过程， 表明凝结水是高寒山区水文循环的重要组成部分。高寒山区凝结水的生成和消散过程伴随着能量的迁移转化， 而忽视凝结水的存在也可能是造成地表能量不闭合的原因之一。笔者通过前期在高寒山区葫芦沟流域布设的降水、 蒸散发和凝结水观测试验结果表明： 凝结水在高寒草甸、 沼泽化草甸和高山寒漠碎屑岩类下垫面较为丰富， 经过多年高寒山区野外观测试验发现， 凝结水具有海拔依赖性， 随着海拔的增加露水/霜的量降低， 而雾水的量增加， 凝结水量可达29~43 mm·a^-1， 占同期降水量的5.12%~9.04%， 是高寒山区水资源的一个长期隐性来源。

凝结水对高寒山区生态系统有着十分重要的影响， 对于维系高寒山区脆弱生态系统有重要意义， 在高寒山区生态形成过程中扮演着重要的角色。本文系统梳理了近年来高寒山区凝结水的研究现状、 研究进展、 并对凝结水的观测方法进行了归纳， 并进而阐明了高寒山区凝结水的生态效应以及冰冻圈水文过程贡献。凝结水的富集和消散过程， 抵消部分蒸发潜热， 降低实际蒸散发， 对减少蒸发“赤字”有积极作用， 间接补给河川径流， 是冰冻圈水文过程的重要一环。目前我国西北地区处在暖干向暖湿气候转型过程中， 随着高寒山区水汽含量增加， 必然造成凝结水量呈显著增加趋势， 对寒区水汽内循环过程具有显著影响。因此， 高寒山区凝结水的时空分布以及动态变化研究将是未来探索冰冻圈生态水文过程以及反映我国西北地区气候变化的关键组成部分。