焚风

当潮湿空气越过高山时，常在山的背风坡山麓地带形成一种干燥高温的气流，

称作“焚风”。在迎风坡成云致雨，在背风坡形成干热风的整个过程称为“焚风

效应”。焚风强烈时，常常带来一系列灾害。为了防灾减灾，研究“焚风效应”的

成因是十分必要的。

一、山区出现焚风的原因当气流与山地坡向垂直或夹角较大时，湿气流会翻越

山坡，对迎风坡和背风坡的气温和降水产生不同的影响。

1、山地两侧降水差别较大在迎风坡，湿空气随气流上升而逐渐降温冷却，空气

中的水汽逐渐达到饱和状态。当空气中的水汽达过饱和时，水分子便会凝结成云而

形成降水，特别是中海拔地段，常形成多雨中心。在一定高度范围内，降水量随海

拔升高而增加，这一范围叫最大降水带；其后因水汽减少，降水量也随之逐渐减

少。

在背风坡，空气顺山坡下沉气温升高，空气中的水汽不易达到饱和状态，

故降水较少。

2、山地两侧的气温变化当空气在沿迎风坡运动时，可以把它看成是在做垂直运

动，空气的这种运动

过程常常是绝热进行的。在所含水汽达到饱和之前按干绝热直减率(1C/100m)

降温；当空气上升到凝结高度(即达饱和状态)以后，水汽凝结时会释放出一部分潜

热，对空气加热，使空气上升时冷却的速度减慢，按湿绝热直减率(-0.6C100m)降

温，并因发生降水而减少水汽含量。

空气过山后，在背风坡已经成为缺少水汽的干空气，它顺坡下沉基本上是按干

绝热直减率(1C/100m)进行增温的。故气流过山后的温度比山前同一高度的温度高得

多，湿度也显著减少。

例如：有一气流，要翻越一座高度为4000米的山脉，假定其在迎风坡山麓

处的温度为15C，凝结高度为1000米，由于在凝结高度以下空气每上升100米气温

降低1C,故在高度为1000米处的气温为5C；在凝结高度以上，每上升

100米降低0、6C,那么这团空气到达山顶时气温将会降至一13C。如果凝结出的水

汽完全降落到了山前，在空气翻山后，就成了干燥的气团。在无水汽的影响下，

气流按每下降100米气温升高1C进行，当气流到达山底时，将会变成27C的干热

风。其气温变化可用右图表示：

二、焚风的影响焚风强烈时，气温迅速升高，空气湿度降低，能使农作物枯

萎，树木叶

片焦枯，土地龟裂，甚至会引起森林火灾、干旱等灾害；在高山地区还可以使大量

积雪融化，造成洪水泛滥；有时连人们的呼吸也会感到困难，身体顿时衰弱起

来。

“焚风”有时也能给人们带来益处。如北美的落基山，冬季积雪深厚，春天

焚风一吹，不需多久，积雪会全部融化，大地长满了茂盛的青草，为家畜的饲养提

供丰富的草场资源，因而当地人把它称为“吃雪者”。程度较轻的焚风，能增加当

地热量，可以提早玉米和水果的成熟期，所以原苏联高加索和塔什干绿洲的居

民，干脆把它叫做“玉蜀黍风”。

三、主要分布地区人们最早发现欧洲阿尔卑斯山脉的焚风效应最为显著。同一

时间，在迎

风的山南的意大利米兰往往是大雨如注，寒气袭人，而在山北的瑞士却是南风阵

阵，碧空万里，干热难熬，呈现出明显的“山前山后两重天”的景象。另外，南美

洲南部大陆东侧的巴塔哥尼亚荒漠的形成也与焚风效应有关。在世界上，亚洲的

阿尔泰山、欧洲的阿尔卑斯山、北美的落基山和南美的安第斯山等地都是著名的焚

风出现区。

在我国，焚风现象也到处可见。如在天山南北、秦岭脚下、川南丘陵、金

沙江河谷、大小兴安岭、太行山下、皖南山区、台湾的中央山脉等地都能见到其踪

迹。焚风现象在我国西南峡谷区表现的尤为明显。例如，云南怒江谷地自然环境

具有热带和亚热带稀树草原特征，显然与焚风效应有密切联系。

总之，在中纬度相对高度不低于800〜1000米的任何山地都会出现焚风现

象，甚至更低的山地也会产生焚风效应。1956年11月13、14日，太行山东麓石

家庄气象站曾观测到在短时间内气温升高10.9C的焚风现象。

四、利用与防治在山地迎风坡，湿气团随地形升高而降温冷却，形成降水。为

此，在迎风坡植树种草可防止水土流失，而森林的存在因其增湿降温作用更能够增

加降水机会；在适当的位置修建水库和大坝，把储存的水通过输水管道送到需水地

区，以调节降水的时空分布不均。

对于沿山地背风坡下滑所产生的热干风而言，人们应小心谨慎，严防火灾

发生。建筑施工单位要注意作好防尘工作，居民应该多喝水、多吃蔬菜和水果，

以免引起上呼吸道感染等疾病。在干热河谷地带造林，化高价搞个点做做样子是

可以的，但不具推广意义，更不可能持久，因为背风坡森林的存在是很困难的，这

一点在我国西南地区的干热河谷地带已有实证。