在山脉背风坡的上空形成的空气波动称为背风波。当大气层结下层不稳定而上层很稳定时，受山地扰动后的空气既有一定的垂直运动，又不致形成过强对流，在垂直方向上作往复振动，形成连续波动。如图2.23所示，当气流过山时在A处产生第一个振荡，随后又有多个波动形成。由于自然衰减，随后波动的振幅要小于第一个波。当风速较大、风向与山脊垂直时，使气流受扰动较强，有利于背风波形成；山高坡陡更可使背风波的振幅增大。

山脉对降雨天气有显著影响。当山地走向与风向交角较大时，暖湿气流沿坡爬升，必然使对流旺盛，雨量加大，形成迎风坡降雨中心。同时地形阻挡也使降水系统移速减慢，雨时延长。在我国的华南和长江中下游地区，山地作用多表现为迎风坡暖湿气流的强迫抬升或冷锋天气时的锋前暖区降水。每年的梅雨季节，江淮流域以南盛行西南季风，且常伴有低空急流，最大风速常在20m/s以上。当气流翻越西北—东南走向的大别山时，背风波的效应非常显著。因为在大别山的背风面经常存在一个稳定的波扰动，当有移动性的暴雨区移至大别山背风波的适当位置（即波动的上升运动支）时，暴雨会得到增幅（朱民等，1999）。

高大山地的背风坡，经常处于气流的辐散下沉区内，成为暴雨的低频中心，即所谓的“雨影”区。这种效应在南美洲非常显著。从太平洋向西流动的海洋性气团会在通过安第斯山脉时降下大雨。因而，在太平洋与安第斯山脉之间的智利是湿润而肥沃的，但在山脉的另一侧，雨影效应就形成了巴塔哥尼亚沙漠。在我国西南地区的怒江、澜沧江、金沙江及其支流的雅砻江、大渡河、岷江等地广泛分布着干热河谷，成因之一是来自孟加拉湾等热带海洋的水汽在北移过程中随地势升高而不断成云致雨，等到流动到北部，水汽流的能量、水汽数量、深厚程度等大为衰减，从高原面上流动的气流从空中横扫而过，不给河谷降雨（明庆忠和史正涛，2007）。

但是在我国西北、华北的冷锋天气过程中较为多见的是与“雨影”现象相反的背风波暴雨过程。原因是山地迎风坡的抬升致雨过程不明显，山地地形的作用大大增加了背风波的上升运动，水汽辐合增加，暴雨中心形成。在我国的东北、西北、华北的半湿润区，背风波降水是一种重要的天气过程，如太行山、横断山、中条山等地均有背风波暴雨过程出现（陈明等，1995）。

大振幅背风波有助于下坡风的发展。气流在山脉背风坡一侧下沉时会变得又干又热，使所经之地湿度明显下降，气温迅速升高，形成“焚风”现象。当一团空气从高空下沉到地面时，每下降1 000m，温度平均升高6.5℃。这就是说，当空气从海拔4 000～5 000米的高山下降至地面时，温度会升高20℃以上，使凉爽的地面迅速热起来，这就是“焚风”产生的原因。

在世界各地山脉几乎都有类似的风，但其称呼各异。比如在我国的四川泸州地区称这样的风为火风，在智利的安第斯山脉称这样的焚风为帕尔希风，在阿根廷同样的焚风被称为桑达，美国洛基山脉东侧的焚风叫钦诺克风，在加利福尼亚州南部被称为圣安娜风，在墨西哥被称为仓裘风。此外，在其他地区还有许多不同的称呼。

“焚风”在欧洲的阿尔卑斯山、美洲的洛基山和高加索地区最为有名。阿尔卑斯山脉在刮焚风的日子里，白天温度可突然升高20℃以上。初春的天气会变得像盛夏一样，不仅热，而且十分干燥，经常发生火灾。强烈的焚风吹起来，能使树木的叶片焦枯，土地龟裂，造成严重旱灾。

在中国许多地区都有焚风现象。太行山东麓、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、皖南山区都能见到其踪迹。太行山焚风出现的位置与风向的关系密切，西北风造成的焚风主要出现在太行山北段东侧，偏西风主要影响太行山南段，而西南风主要影响中段。强焚风一般出现在太行山东侧50km内，而弱焚风则可到达太行山以东100km范围内；太行山北段的东南侧和南段的东侧呈现出两个焚风中心，而中段附近焚风出现得相对较少（王宗敏，2012）。在著名的南北走向山脉—大兴安岭山脉强迫形成的焚风，冬季焚风表现为在大兴安岭地区形成一南北伸展约10个纬度的焚风暖脊和明显的湿度干舌，并伴有大风。焚风不仅容易造成大兴安岭的森林火灾，严重时还会使山上冰雪融化，给山区的生命活动带来严重影响。在我国台湾台东市，西南气流在越过中央山脉后，湿气遭到阻挡，水汽蒸发也会形成干热的焚风。2004年5月11日中午12时57分，台东市区突然刮起强烈的焚风，室内外温度如烤箱般急速上升。至13时14分，气温飙升到40.2℃，创下了台东市百年纪录。

2.5.4 背风波

2.5.4　背风波