提　要　研究了西双版纳地区露的时空分布特征、形成机制及其与雾和逆温的关系，同时分析了露的农业气候意义。结果表明，西双版纳地区露日数呈干季较多、雨季较少的分布特征；干季的露水对本地区热带植物的生长具有重要的生态意义，可部分缓解干季降雨的不足，避免或减弱冷冻害的发生。

关键词　露水资源 农业气候分析 西双版纳

分　类　中图法 T426.3

　　西双版纳地区属热带北缘西南季风气候区，因本区空气相对湿度高、温度日较差大、风速小^[1]，故露极易形成。因露水可弥补干季的雨水不足、减缓辐射低温对作物的危害等，因此，研究分析露资源有重要的农业生态意义。

1 露日的区域分布及季节变化

　　由西双版纳各地露日数的多年记录（表 1）可见，本区年均露日数可达 300d 左右，最多年份超过 340d。因此，如扣除受降雨影响而不计露的天数，则可以说本区天天有露。

表 1 1996～1994 年西双版纳各地平均露日数
Table The average number of dew of dew day of differen areas in Xishuangbanna(1960～1994)

季节	雾季（11-2 月）		干热季（3-5 月）		雨季（6-10 月）		全年
	月均	总计	月均	总计	月均	总计	平均	最多	最少
勐仑	29	116	27	81	21	105	302	343	280
景洪	28	112	26	78	22	110	300	329	280
勐腊	30	120	27	81	21	105	306	344	290
勐海	28	112	24	72	19	95	279	299	262
大勐龙	30	120	30	90	29	145	355	361	341

　　本区露日的季节分配与我国热带—南亚热带东部型季风气候区截然不同。东部型季风气候区露日以湿季（夏秋季）较多、干季（冬春季）较少，全年露日有 200～250d^[2]，而本区则以干季（即雾季和干热季）较多、雨季较少。其中，雾季 (11～2 月 ) 因高空受西风带中南支西风急流控制，中低空内的空气较稳定，降雨稀少，云量减少，温度日较差增大，且傍晚 17∶00～22∶00 时的静风频率高，相对湿度大，云量少（表 2），故露极易形成（月均达 28～30d），且露生成时间早，消失时间迟，持续时间长；干热季 3～5 月为全年最干热时期，白天日照充足，地表蒸发强烈，但夜间地表又强烈辐射冷却，因而温度日较差大，加之傍晚近地层空气相对湿度大，静风频率高，故露也极易形成 ( 月均达 26d)，但露生成时间却迟于雾季，消失时间早于雾季；雨季 6～刘文杰等：西双版纳地区露水资源分析 10 月集中了全年 80%～90% 的降水（多为短时雷阵雨），此时期尽管温度日较差小，但土壤及大气湿度高，且傍晚静风频率高，如傍晚无降水，则露仍易形成（月均达 20d）。此季节露生成时间比消失时间提前于干热季更多，故持续时间长于干热季。

表 2　勐仑各月露平均生成、消失时间及成露条件
Table2　The monthly average formation and disapearance time of
dew and its formation condition in Menglun

季节	雾季				干热季			雨季
	11 月	12 月	1 月	2 月	3 月	4 月	5 月	7 月	9 月
生成时间	19∶10	19∶45	20∶00	20∶20	21∶00	21∶20	21∶10	19∶30	19∶10
消失时间	11∶00	11∶20	11∶20	10∶50	10∶30	09∶50	09∶30	09∶20	09∶20
持续时间 (h)	15.8	15.7	15.3	14.5	13.5	12.5	13.3	13.8	14.2
气温日较差 (℃)	10.1	10.7	12.9	16.0	17.4	16.1	12.2	7.9	9.2
静风频率 (%)	91	94	89	90	81	83	86	98	96
相对湿度 (%)	95	94	94	93	91	90	89	97	97
云量	1.1	0.5	0.5	1.0	1.0	0.5	2.0	2.5	2.5

注：表中静风频率、相对湿度、云量均指 17∶00～22∶00 的平均值。

　　露生成时间由雾季至干热季逐渐推迟，是由于雾季前期至后期土壤及空气湿度日渐降低；而干热季尽管温度日较差最大，但土壤及大气为最干燥期，地表降温致露点所需时间更长，因而露生成时间最迟。相应，露消失时间由雾季至雨季逐渐提前，则是由于雾季的夜间多浓雾，直到次日 10∶00～11∶00 才消散^[3]，因雾延迟了太阳始照时间，故露水消失时间最晚；干热季早晨薄雾消散时间较早，因而露消失时间较雾季提前；而雨季尽管也受雾的影响，但近地层温度高，且日出早，故露消失时间略提前于干热季。

2 露的形成机制

　　露是近地层空气受到地面辐射冷却的影响而降温到露点以下，所含水汽的过饱和部分在地被物上凝结而成的液水。Monteith 认为^[4]，露在开始形成时，并不需要周围空气的相对湿度达到 100%（91%～99% 即可），只要发生凝结现象的表面比它所接触的空气露点低，就有露形成。如图 1 是在勐仑稀疏矮草地测得的夜间近地层温度层结变化，从图中可看出，日落后地表层气温下降很快，18∶00，虽然近地表仍为较弱的绝热分布，但 19∶00，20cm 以下已有较强的逆温形成。20∶00，150cm 以下均为逆温分布，且 20cm 以下逆温强度有所减弱，此时在 20cm 高的矮草上因叶温低于周围空气的露点，叶片上已有露水形成。20∶30，随着露水凝结而释放潜热的增多，20cm 以下逆温进一步消弱，且影响到上面的温度层结。随后温度层结基本不变，但近地层气温因水汽向上辐射失热而仍在下降。01∶00 前后，已有地面雾形成，且不断加厚变浓。03∶00～05∶00，近地层已为等温分布，同时因浓雾具有接近于黑体的特性，其下部具有较强的逆辐射能力^[5]，因而地面辐射能的损失大大减少，地面温度变化趋于缓和，但雾层本身向上的辐射冷却加强，因而近地层气温下降快于地面。07∶00，近地层气温已成绝热分布，地面温度高出 150cm 处气温达 1.0℃左右。

图 1　勐仑夜间近地层温度层结变化
Fig. 1 The variation of the inversion layer near the ground
in Menglun at night

　　露及雾形成导致地面温度高于近地层气温的现象是极普遍的。例如勐仑各月平均地面最低温度均高于百叶箱平均最低气温就是例证（图 2），其中雾季地面温度高于气温的程度较干热季、雨季更为明显。Burrage 认为^[6]，在 90cm 高的麦类作物中，60cm 以上降温结露是占优势的过程，而 30cm 以下是叶片吐水为主，它们的比值是 2∶1。而繁茂的森林群落成露在冠层叶片上，中下层出现的液水可能是凝结成露和叶片吐水之和。这在热带森林群落中极普遍，如傍晚时，林冠上层叶片不断有水滴滴落，而草丛上也有液水同时出现。

图 2　勐仑月平均地面最低温度（A）与空气最低蓊度（B）比较
Fig.2 A comparision of the monthly mean ground minimum temperture (A)and the monthly mean air minimum teperature (B)in Menglun

3 露与雾、逆温及局部地形的关系

　　观测发现，在所有出现雾的天气里，近地表均有露形成，而有露形成则并不一定有雾出现。这是因为日落后，近地层辐射降温最剧烈，且湿度较上层空气大，只要地被层温度低于其所接触的空气露点，就有露凝结。但是雾形成则需要地面低温通过感热交换传到大气中，从而使气温低于露点温度，形成液态水滴或雾。且有两种过程起着阻止过饱和并形成雾的作用 ^[5], 其一是许多地表是吸湿性的，因此它们是一个减少贴地气层水汽含量的汇；其二是感热的向下通量本身有一散度，它倾向于加热最低层大气从而维持干球温度高于湿球温度。因此，微风有利于空气的乱流混合而导致冷却作用由地表向上发展，从而形成雾。但强风时，强烈的混合作用可波及很厚的气层，因而近地层空气的冷却量减小，不利于雾的形成。而强风对露的形成也有一定的影响，但没有雾的要求那么苛刻，只要地表湿度大、温度达到露点就有露形成。因此，可以说露是辐射雾形成的前奏，但雾却不是露形成的必然结果。

　　另外，因露形成释放大量潜热，使近地层温度升高及绝对湿度减小，故露的形成也部分减小了辐射雾形成的可能性，同时也消弱了露形成前近地表所具有的逆温强度。对不同的局部地形而言，河谷及盆坝区是最易出现露的区域，因为在这些低地上除了空气湿度大外，还有密度较大的冷空气从邻近高地上流过来；而丘陵及高大山体的顶部因湿度小、温度略高，成露的可能性相应变小。

4 露水的农业生态意义讨论

4.1 露对作物干旱的影响

　　西双版纳干季降水不足全年的 15%，尤其是后期的干热季 3～5 月，气温升至全年最高，作物需水量大为增加，而土壤水分却降至全年最低，春旱十分严重，此时期的露水是十分宝贵的。露不仅容易被植物叶片吸收，还增加了土壤表层的湿度，同时还减少了叶面的蒸腾，因而缓解了土壤—植物—大气统一体水分的紧张程度。Leyton 指出^[6]，在叶片维持表面水膜的同时，叶丛吸水或某种抑制蒸腾的作用对那些以露为其一生中相当长时期的唯一水分来源的水分紧张植物（water-stressed plant）而言，具有重大的生态意义。

　　Rosenberg^[7] 测量裸地土壤上露量的范围为 0.0～0.52mm，这与 Monteith 的测定结果相近（0.2～0.5mm）。如本区每夜露量以 0.3mm 计算，则可见景洪地区月露水量 ( 表 3) 之多，且这种露水易于被植物吸收，其有效性远远高于一般降水。

表 3　景洪地区各月降水、可能蒸散及干燥度
Table The monthly trinfall evapotrantion and dryness degree in the Jinghong

月	r(mm)	r'(mm)	E(mm)	r-E(mm)	r+r'-E(mm)	A	A'
1	18.4	9.0	38.2	-19.8	-10.8	4.29	2.89
2	12.8	8.1	50.5	-37.7	-29.6	6.27	3.84
3	20.5	8.1	76.7	-56.2	-48.1	5.08	3.65
4	49.1	5.6	121.5	-72.4	-66.8	2.37	2.12
5	136.4	5.7	148.3	-11.9	-6.2	0.93	0.90
6	176.1	6.9	145.6	30.5	37.4	0.70	0.67
7	215.3	6.3	143.0	72.3	78.6	0.58	0.57
8	225.0	7.2	133.9	91.1	98.3	0.55	0.53
9	142.0	7.8	119.6	22.4	30.2	0.82	0.78
10	95.4	8.4	93.1	2.3	10.7	1.18	1.08
11	56.6	8.1	59.8	-3.2	4.9	1.65	1.43
12	21.5	9.1	43.1	-21.6	-12.5	3.74	2.63
年	1169.1	89.9	1173.3	-4.2	85.7	1.10	1.02

注：表中 r 为降雨量，r' 为露水量，E 为可能蒸散量，A 为由 r 计算的干燥度，A' 为由 r+r' 计算的干燥度。

　　如以景洪地区为例，则由露水引起的附加水分对农田的水分平衡（即降水量与可能蒸散量之差^[8]）及区域干燥度^[2]的调整如表 3 所示。可看出，露水对农田水分平衡起了一定的协调作用，尤其是干热季 3～5 月，露水部分缓解了土壤水分的紧张程度。对干燥度的调整则表现为全年各月干燥度均有下降，其中 1～3 月的干燥度指标由干旱调整到半干旱；11～12 月由半干旱调整到半湿润；因四五月降雨量略多（多为午后雷阵雨），露水对干燥度的调整较小，仍是半干旱及湿润指标范围；而雨季的露水对干燥度的调整更小，仍是湿润指标范围。

4.2 露对冷冻害的影响

　　露形成释放潜热及雾的逆辐射，对地面具有一定的保温作用。尤其是 12～2 月，地面温度可高出上层气温平均达 0.4～0.5℃（图 2），最高达 2℃左右，因此避免或减弱了冷冻害的发生。且日出后因地被物上露水的蒸发失热，使得其表面温度不致剧烈增温，从而使作物可能的冷冻害大为减轻。对农作物而言，露水对施肥及喷撒农药也有利。

　　其次，也应当指出，露水多、持续时间长会对某些植物的花粉传播不利及为某些致病孢子的萌发提供了水源^[6]，同时，如遇到持续时间较长的平流降温寒害天气，则露水因白天蒸发耗热而延长近地表低温持续时间，将会加重部分热带作物的寒害程度。但这都是特殊情况下或对少数作物产生不利的一面。

5 结语

　　(1) 西双版纳地区全年露日数可达 300d 左右，露日数呈干季较多、雨季较少的年分布特征。

　　(2) 露的形成不仅消弱了近地层空气的逆温强度，同时也部分减少了辐射雾形成的可能性。

　　(3) 西双版纳地区出现在干季的浓重露水，可部分缓解干季降雨的不足，对热带半湿润地区长达半年之久的干季的植物生长具有重要的生态意义。且露形成释放的潜热又可缓解地表层降温的程度，对避免或减轻冷冻害起了一定作用。

参考文献

[返回上一页] [打 印]