爱华网
焚风效应
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（1℃/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（0.5-0.6℃/100m）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（1℃/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15℃，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１℃，故在高度为1000米处的气温为5℃；在凝结高度以上，每上升100米降低0、6℃，那么这团空气到达山顶时气温将会降至－13℃。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１℃进行，当气流到达山底时，将会变成27℃的干热风。其气温变化可用下图表示：
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10.9℃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。
