这题比较复杂哦。
在迎风坡，先要计算抬升凝结高度，在这个高度下，按干绝热过程计算，之上按湿绝热过程计算。然后计算出山顶的温度、湿度。
在背风坡，按干绝热过程计算空气到达山底的温度和湿度。
你这里缺一个要素，就是山底的气压，没有气压，就无法根据温度和相对湿度求出露点。
1、由温度求出饱和水汽压
E=6.11*exp(at/(T-b))
t是摄氏度的温度，T是K氏温标的温度，
a,b是常数.
a=17.27,b=35.86
2、由饱和水汽压求出饱和比湿
qs=0.622*E/(p-0.378E)
这里需要用到气压p.
3、根据相对湿度公式求出比湿
q=qs*f
f为相对湿度
4、由比湿计算出水汽压e
q=0.622*e/(p-0.378e)
根据上式可以计算出e
5、由水汽压e计算露点
e=6.11*exp(a*td/(Td-b))
td是摄氏度的露点温度，Td是K氏温标的露点温度
如果没有告诉山底气压，大概取为1013
hPa吧。
抬升凝结高度：H=124(T-Td)
在这个高度以下，干绝热过程,位温守恒，
在这个高度以上，湿绝热过程,相当位温守恒。
到山顶以后，水汽凝结，空气含水量减少，在背风坡下沉运动的干绝热过程中，温度升高，造成背风坡山底的空气即干又暖，形成焚风。

按温度变化科学家将大气层分为5层：

对流层：从地面到大约10～16千米处（极地大约8～9千米，赤道15～18千米），是大气层的最底层。这一层集中了约整个大气的四分之三的质量和几乎全部的水汽量。大气的对流在这一层十分发达，气温随高度的下升而均匀下降，平均每上升100米降低0.6℃，在11千米附近温度下降到-55℃。在这层里，大气的活动异常激烈，或者上升，或者下降，甚至还会翻滚。正是由于这些不断变化着的大气运动，形成了多种多样复杂的天气变化，风、云、雨、雪、雾、露、雷、雹也多发生在日夏养花网这个层次里，因而也有人称这层为气象层。

这层的顶部叫对流层顶，这里气温不再随高度上升而降低，而是基本不变，是一个很稳定的层次，对流层里的天气影响不到这儿来。这里经常晴空万里，能见度极高，空气平稳，非常适宜喷气客气的飞行。

平流层：从对流层顶向上到55千米高空附近。。这一层是地球大气中臭氧集中的地方，尤其是在其下部，即在15～25千米高度上臭氧浓度最大，因而这一层又称臭氧层。由于臭氧层能大量吸收太阳辐射热而使空气温度大大升高，所以这一层的最大特点是温度随高度的上升而升高，到顶部温度增大到最大值。

平流层虽然水汽极少，天气现象比较少见，但随着气象火箭和卫星的发射，发现这一层的气流等的变化与对流层中天气变化有着密切联系，相互影响。

中间层：从平流层顶向上，也就是从55千米到80千米这个范围被命名为中层大气，简称中层。在这里，温度随高度而下降，大约在80千米左右达到最低点，约为-90℃。人们一般把飞行高度达到80—100千米的飞行器，看成是不依靠大气飞行的航天器。按照美国航空航天局规定：飞行高度超过80千米的飞行员即可称为宇航员。

热层：从中层大气向上到500千米左右的范围。之所以叫热层，是因为这层中的空气分子和离子直接吸收太阳紫外辐射能量，因而运动速度很快，和高温气体一样。这里空气极其稀薄，尽管热层顶的气温可达1000℃（太阳比较宁静时）～2000℃（太阳活动剧烈时），但实际上却根本不会感到热。

逃逸层：500千米以上是外大气层，这一层顶也就是地球大气层的顶。在这里地球的引力很小。再加上空气又特别稀薄，气体分子互相碰撞的机会很小，因此空气分子就像一颗颗微小的导弹一样高速地飞来飞去，一旦向上飞去，就会进入碰撞机会极小的区域，最后它将告别地球进入星际空间，所以外大气层被称为逃逸层。这一层温度极高，但近于等温。这里的空气也处于高度电离状态。人类大部分的航天活动都是在逃逸层之内（或之外）进行的。

大气温度

气温是表示空气冷热程度的物理量，大气温度状况是决定天气变化的重要因子之一，因此气温既是天气预报的重要项目，也是天气预报的重要依据。

一、大气的热量输送

气温的高低变化，实质上是内能大小的变化，当空气获得热量时，内能增加，温度升高，当空气失去热量时，内能减少，温度降低。引起空气内能发生变化的原因有两种：一种是由于空气与外界有热量交换引起的，称为非绝热变化，另一种是空气与外界没有热量交换，而是由外界压力的变化对空气作功，使空气膨胀或压缩引起的，称为绝热变化。

�1.空气温度的非绝热变化

空气与外界的热量交换是通过下列方式进行的，包括：传导、辐射、对流、湍流、平流、蒸发和凝结（包括升华和凝华）。

（1）分子传导（Conduction） 分子传导是依靠分子的热运动将能量从一个分子传递给另一个分子，而达到热量平衡的传热方式。自然界物质间只要有温度差异存在，就会以传导方式进行热量交换。由于地面和大气都是热的不良导体，所以通过这种方式交换的热量很少，其作用仅在贴地气层中较为明显。

（2）辐射(Radiation) 是物体之间根据各自温度的高低通过辐射方式交换热量的传热方式。大气主要依靠吸收地面的长波辐射而增热，同时，地面也吸收大气逆辐射，这样它们之间就通过长波辐射的方式不停地交换热量。空气团之间，也可以通过长波辐射而交换热量。

（3）对流(Convection) 当暖而轻的空气上升时，周围冷而重的空气便下来补充，这种升降运动，称为对流。通过空气的对流运动，空气上下层互相混合，热量也就随之得到交换，使低层空气的热量传递到较高的层次。这是对流层中热量交换的重要方式。

（4）湍流(Turbulence) 空气的不规则运动称为湍流，也叫乱流。湍流是在空气层相互之间发生摩擦或空气沿粗糙不平的下垫面运动时产生的。当有湍流时，相临空气之间在各个方向发生混合，热量也随着发生了交换。湍流是摩擦层中热量交换的重要方式。

（5）平流(Advection)大规模空气的水平运动称为平流。空气经常发生大规模的水平流动，当冷空气流经暖的区域时，可使流经区域温度下降；反之，当暖空气流经冷的区域时，可使该区域的温度升高。空气的平流运动对缓和地区之间和纬度之间的温度差异有很大作用，是水平方向上传递热量的主要方式。

（6）蒸发和凝结(Evaporation and condensation) 当水在蒸发（或冰在升华）时要吸收热量；相反地，水汽在凝结（或凝华）时，要放出潜热。如果蒸发（升华）的水汽，不在原处发生凝结（凝华），那么热量发生传递。JP2例如，从地面蒸发的水汽，在空中发生凝结时，就把地面的热量传给了空气。所以，通过蒸发（升华）和凝结（凝华），也能使地面和大气之间、空气团和空气团之间发生潜热交换。由于大气中的水汽主要集中在5km以下的大气层中，所以潜热交换主要在对流层下半层起作用。

上面分别讨论了空气与外界热量交换的方式，但实际上，在同一时间对同一团空气而言，温度的变化常常是几种传热方式共同作用引起的。哪个主要，哪个次要看具体情况。地面与空气之间的热量交换，辐射是主要的。但在气层（气团）之间，以对流和湍流为主，其次通过蒸发、凝结过程的潜热出入，进行热量交换。在不同纬度和地区之间，空气的热量交换主要依靠平流。

2�空气温度的绝热变化

气象学上，对于任一空气团与外界之间无热量交换时的状态变化过程，叫绝热过程。在大气中作垂直运动的空气团，其状态变化通常接近于绝热过程。

空气团在绝热上升过程中，由于外界压力的不断减小，空气团体积膨胀对外作功，因空气团与界无热量交换，所以作功所需能量只能由其本身的内能承担，空气团因消耗内能而降温，这种现象称为绝热冷却。

同理，空气团在绝热下沉过程中，因为外界压力的不断增大，空气团被压缩体积缩小，外界对气团作功，在绝热条件下，所作的功只能用于增加气团的内能，因而气团温度升高，这种现象称为绝热增温。

对于作垂直运动的空气团，其温度变化程度取决于空气团中水汽含量的多少，所以绝热变化又可分为：

（1）干绝热变化，干空气或未饱和湿空气团，在绝热上升或下降过程中的绝热变化称干绝热变化。其温度随高度的变化率称干绝热直减率（即干绝热垂直减温率），常用d(dry

)表示,其值约为1℃/100m,这就是说在干绝热过程中，空气团每上升或下降100m,温度要降低

或升高1℃。

（2）湿绝热变化，饱和湿空气团，在绝热上升或下降过程中的绝热变化称湿绝热变化。其温度随高度的变化率称湿绝热直减率（即湿绝热垂直减温率），常用m(moisture)表示，其值平均为0�5℃/100m，那么，为什么m＜d呢？因为饱和湿空气一旦上升，由于温度降低，极易发生凝结，放出热量，缓和了空气上升冷却的程度，因此降温减少。而干空气或水汽未饱和的湿空气上升时并没有发生凝结放热，因此降温增多。由于在湿绝热变化过程中，伴随着水相的变化，所以m不是一个常数，而是随气压和温度变化。m随温度升高而减小。这是因为气温高时，空气的饱和水汽含量大，每降低1℃时水汽的凝结量比气温低时多。例如温度从20℃降低到19℃时，每立方米的饱和空气有1 g的水汽凝结，温度从0℃降低到-1℃时，每立方米的饱和空气只有0.33 g的水汽凝结。这就是说当饱和空气上升同样的高度时，温度高时比温度低时释放出更多的潜热。所以，当气压一定时，高温时m比低温时小一些。另外，在相同温度条件下，m随气压的升高而增大。其原因是：对于同温度、同体积的两气块，虽然处于不同气压下，当同降温1℃时凝结出的水量及放出的潜热应相等，但由于压强大的气块的密度及热容量均大于压强小的，所以增温补偿作用在气压高时小，气压低时大。

应该特别指出的是，干绝热直减率d、湿绝热直减率m、气温垂直梯度在物理意义上完全不同。d 和m是指某气团升降过程中，气团本身的温度变化率，则表示实际大气层中温度随高度的变化率。

二、气温的时空变化

空气温度高低取决于空气的热量收支情况，低层空气的热量主要来源于下垫面，由于下垫面的热量不断地发生日、年周期性变化，所以空气温度也随着发生日、年周期性变化，特别是离地50m以下的近地气层，这种变化更为明显，另外，在空气的水平运动影响下，空气温度还会产生非周期变化。

1�气温的周期性变化

（1）气温的日变化

一天中气温随时间的连续变化，称气温的日变化。在一天中空气温度有一个最高值和一个最低值，两者之差为气温日较差。通常最高温度出现在14～15时，最低温度出现在日出前后。由于季节和天气的影响，出现时间可能提前也可能落后。比如，夏季最高温度大多出现在14～15时；冬季则在13～14时。由于纬度不同日出时间也不同，最低温度出现时间随纬度的不同也会产生差异。气温日较差小于地表面土温日较差，并且气温日较差离地面越远则越小，最高、最低气温出现时间也越滞后。

在农业生产上有时需要较大的气温日较差，这样有利于作物获得高产。因为，日较差大就意味着，白天温度较高，而夜间温度较低，这样白天叶片光合作用强，制造碳水化合物较多，而夜间呼吸消耗少，积累较多，作物产量高,品质好。

影响气温日较差的因素有：

(a)纬度 气温日较差随纬度的升高而减小。这是因为一天中太阳高度的变节是随纬度的增高而减小的。一般热带地区气温日较差为12℃左右；温带地区气温日较差为8.0～9.0℃；极圈内气温日较差为3.0～4.0℃。

(b)季节 一般夏季气温日较差大于冬季，但在中高纬度地区，一年中气温日较差最大值却出现在春季。因为虽然夏季太阳高度角大，日照时间长，白天温度高，但由于中高纬度地区昼长夜短，冷却时间不长，使夜间温度也较高，所以夏季气温日较差不如春季大。

(c)地形 低凹地（如盆地、谷地）的气温日较差大于凸地（如小山丘）的气温日较差。低凹地形，空气与地面接触面积大，通风不良，并且在夜间常为冷空气下沉汇合之处，故气温日较差大。而凸出地形因风速较大，湍流作用较强，热量交换迅速，气温日较差小，平地则介于两者之间。

(d)下垫面性质 由于下垫面的热特性和对太阳辐射吸收能力的不同，气温日较差也不同。陆地上气温日较差大于海洋，且距海越远，日较差越大。沙土、深色土、干松土壤上的气温日较差分别比粘土、浅色土和潮湿紧密土壤大。

(e)天气 晴天气温日较差大于阴（雨）天的气温日较差，因为晴天时，白天太阳辐射强烈，地面增温强烈，夜晚地面有效辐射强降温强烈。大风天的气温日较差较小。

(2)气温的年变化 气温的年变化和日变化一样，在一年中月平均气温有一个最高值和一个最低值。就北半球来说，中、高纬度内陆地区月平均最高温度在7月份出现，月平均最低温度在1月份出现。海洋上的气温以8月为最高，2月为最低。

一年中月平均气温的最高值与最低值之差，称为气温年较差。影响气温年较差的因子有:

(a)纬度 气温年较差随纬度的升高而增大。这是因为随纬度的增高，太阳辐射能的年变化增大。例如我国的西沙群岛（1650′N）气温年较差只有6℃，上海（31N）为25℃，海拉尔（4913′N）达到46�7℃。图3�1给出了不同纬度地区气温的年变化情况。低纬度地区气温年较差很小，高纬度地区气温年较差可达40～50℃。

（b）海陆 由于海陆热特性不同，对于同一纬度的海陆相比，大陆地区冬夏两季热量收入的差值比海洋大，所以大陆上气温年较差比海洋大得多，一般情况下，温带海洋上年较差为11℃，大陆上年较差可达20～60℃。

(c)距海远近 由于水的热特性，使海洋升温和降温都比较缓和，距海洋越近，受海洋的影响越大，气温年较差越小，越远离海洋，受海洋的影响越小，气温年较差越大。

此外，地形及天气等对气温年较差的影响与对气温日较差的影响相同。

2�气温的非周期性变化

气温除了由于太阳辐射的作用引起的周期性日、年变化外，在大气水平运动的影响下还会发生非周期性的变化，例如，春季正是春暖花开气温回升的季节，若有北方冷空气南下，会使气温大幅度下降，发生倒春寒现象。秋季，正是秋高气爽气温下降的时候，若有南方暖空气北上，则会出现气温突升的现象，称为“秋老虎”现象。

气温非周期性变化，能够加强或减弱甚至还可以改变气温的周期性变化。事实上，一个地方气温的变化是由周期性变化和非周性变化共同作用的结果，如果周期性变化的作用大，则表现为周期性变化；相反，就表现非周性变化。但是，从总的趋势和大多数情况来看，气温日、年周期性变化还是主要的。

3�气温的垂直分布

在对流层中，气温的垂直分布特点一般是随高度的增加而降低，其原因主要有两个方面：一方面地面是大气增温的主要和直接热源，对流层主要依靠吸收地面长波辐射增温，因而距离地面越远，获得的地面长波辐射的热能也越少，气温越低；另一方面，距离地面越近，大气中能够强烈吸收地面长波辐射的水汽和气溶胶粒子也就越多，气温也就越高，越远离地面，水汽和气溶胶粒子越少，则气温越低。

（1）气温垂直梯度 在对流层中气温的垂直变化用气温垂直梯度表示，简称气温直减率。气温垂直梯度是指高度每相差100m，两端气温的差值（℃/100m）,常用表示。即＝-SX(tZSX)JY(3�1)

式中Z表示两高度差；t表示两高度气温差;“-”表示气温垂直分布的方向。若气温随高度的增加而降低，则＞0；气温随高度的增加而增高，则＜0。的绝对值越大，表示气温随高度变化越大。

在对流层中，气温垂直梯度的平均值约为0�65℃/100m。但实际上气温垂直梯度随时间和高度的不同而变化。

不同时间气温的垂直分布状况不同，白天气温随高度升高而降低，为日射型分布，如中午时的曲线；夜间气温随高度升高而增加，为辐射型分布，如日出前的曲线。各个时间的气温垂直分布曲线均是低层（约20m以下）斜率大，高层斜率小，这说明气温垂直梯度随高度升高而减小。

由于对流层的中层和上层受地表的影响较小，所以气温垂直梯度的变化比下层小得多，中层气温垂直梯度平均为0.5～0.6℃/100m,上层平均为0.65～0.75℃/100m。而对流层下层（由地面至2km）平均气温垂直梯度为0.3～0.4℃/100m。但由于受地面增热和冷却影响较大，所以气温垂直梯度变化也较大，同时气温垂直梯度也随地面性质、季节、昼夜和天气条件的变化发生很大变化，例如夏季白天大陆上，晴空时，地面剧烈增温，近地层气温垂直梯度可高达1.2～1.5℃/100m。

（2）对流层中的逆温现象 在对流层中，总的来看气温是随着高度的增加而递减的。但在一定条件下，对流层中也会出现气温随高度的增高而升高的现象，这种现象称为逆温。我们把出现逆温的气层叫做逆温层。当发生逆温时，冷而重的空气在下，暖而轻的空气在上，不易形成对流运动，气层处于稳定状态，从而阻碍了空气垂直运动向上的发展，所以在逆温层下部常聚集大量的烟尘、水汽凝结物等，使能见度变坏，加重空气污染。

逆温按形成原因可分为辐射逆温、平流逆温、下沉逆温、锋面逆温等类型，在这里主要介绍常见的辐射逆温和平流逆温。

(a)辐射逆温 由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温，称为辐射逆温。在晴朗无云或少云的夜晚，地面因强烈的有效辐射而很快冷却，使得贴近地面的气层也随之降温，由于越靠近地面的气层受地面的影响越大，降温也就越剧烈，越远离地面气层受地面影响越小，降温也就越少，于是自地面开始形成了逆温。随着地面有效辐射的不断继续，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强；日出后，随着太阳辐射的逐渐增强，地面很快增温，近地面气层受地面影响，也开始增温，于是逆温便自下而上地消失。逆温常年可出现在陆地上空，冬季最强，逆温层也较厚，可达数百米，消失也较慢。夏季最弱，厚度也较薄，消失较快。在山谷与盆地区域，由于冷却的空气还会沿斜坡流入低谷和盆地，因而常常会使低谷和盆地的辐射逆温得到加强，往往持续数天而不会消失。

（b)平流逆温 当暖空气平流到冷的地面或冷的水面上时，由于近地气层空气受冷地面影响大，降温较多；而上层空气受地面影响小，降温较少，于是就产生了逆温现象。例如在冬季，当海上的暖空气移到冷的大陆上时，常形成这种逆温。

逆温现象在农业生产上有很多应用。例如，在有霜冻的夜晚，常常会有逆温存在，气层稳定，此时燃烧柴草、化学物质等，所形成的烟雾会被逆温层阻挡而弥漫在贴地气层，使大气逆辐射增强，防霜冻效果好。农业上喷洒农药防治病虫害的最佳时间应选择在清晨进行，此时由于逆温层的存在可使喷洒的药剂停留在贴地气层，并向水平方向及向下方扩展，均匀地洒落在植株上，能有效地防治病虫害。寒冷季节需要晾晒一些农副产品时，为避免地面温度过低受冻，可将晾晒的东西置于一定高度之上，一般2m高度处的气温可比地面高出3～5℃。在果树栽培中，也可利用逆温现象进行高接，避开了低温层使嫁接部位恰好处于气温较高的范围之内，这样果树在冻害严重的年份就能够安全越冬。山区的逆温程度往往比平地强，可把喜温怕冻的果树种植在离谷地一定距离的山腰上，由于山腰处夜间气温高于谷地，果树不容易遭受低温危害。

三、大气稳定度

1�大气稳定度的概念

许多天气现象的发生，都和大气稳定度有密切的关系。大气稳定度是表征大气层稳定程度的物理量。它表示在大气层中的某个空气团是否稳定在原来所在的位置，是否易于发生对流。当空气团受到垂直方向扰动后，大气层结（温度和湿度的垂直分布）使它具有返回或远离原来平衡位置的趋势和程度，叫大气稳定度。

假如有一团空气受到外力的作用，产生向上或向下的运动，那么就有三种情况产生：（1）如果空气团受力移动后，逐渐减速，并有返回原高度的趋势，这时的气层对于该空气团而言是稳定的；（2）如空气团一离开原位就逐渐加速运动，并有远离原高度的趋势，这时的气层对于该空气团而言是不稳定的;(3) 如空气团被推到某一高度后，既不加速也不减速，停留于此高度，这时的气层对于该团空气而言是中性气层。

2�大气稳定度的判断

当气团处于平衡位置时，即具有与四周大气相同的气压、温度和密度，这时气团不动。当该空气团受到外力作用，做垂直运动时，只要它本身的绝热直减率（d或m）与周围空气的温度垂直梯度不一致，那么它到达一新的高度时其温度与周围空气的温度就不相等，于是就会产生向上或向下的加速度。因此，大气是否稳定取决于与d和m的对比关系。

结论：

（1）当＞d时（必然有＞d＞m），则对饱和和未饱和空气团而言都是不稳定的。故称当＞d时的气层是绝对不稳定的。

（2）当＜m时，必然有＜d，因此无论气团是否饱和，大气都是稳定的，故称当＜m时的气层是绝对稳定的。

（3）当=d时，对作干绝热升降运动的空气团而言，大气是中性的;而对作湿绝热升降运动的空气团而言，大气是不稳定的。

（4）当=m时，对作湿绝热升降运动的气团而言，大气是中性的;而对干空气而言，大气是稳定的。

（5）当m＜＜d时，对干空气与未饱和空气团而言，大气是稳定的；但对饱和空气团而言则是不稳定的，故称这种气层为条件性不稳定。

大气稳定度直接影响大气中对流发展的强弱。在稳定的大气层结下，对流运动受到抑制，常出现雾、层状云、连续性降水等天气现象；而在不稳定层结时，对流运动发展旺盛，常出现积状云、阵性降水和冰雹等天气现象。

地球大气组成中，78%是氮气而21%是氧气，再就是微量的氩、二氧化碳及水气。地球的表面包着一层“薄薄的”大气层，在垂直方向上可以粗略分为对流层、平流层、中气层、增温层。在对流层(约从地表到12~18千米高处)内，愈往高处愈冷，大约每升高100米，温度平均就下降0.65℃；而平流层（约10～50千米处）却相反——愈高愈热，每升高100米，温度就增加0.4℃；而到了中气层(约50～80千米处)，温度曲线又转向了，随着高度的上升，温度愈低；而在“增温”层 (80千米至400~500千米高处)中，顾名思义，高度愈高气温也愈高。

大气层的温度随着高度的增加越来越低。我以前在某一地方见到类似的资料，是这样说的。

学习了，迷惑的问题终于清楚了

他们的回答是BAIDU来的,搜来的,我的回答是最容易理解的

受地形影响,出现两种明显的效应,一是焚风效应,二是迎风坡效应

焚风效应最常见的就是 干热河谷 ,其形成原因就是空气在从山顶向山脚移动的过程中的一种地形差异而产生的增温现象.

而迎风坡则是空气在爬升过程中,容易导致空气中水汽凝结而使降水增多的现象.

焚风（Föhn wind）是出现在山脉背面，由山地引发的一种局部范围内的空气运动形式——过山气流在背风坡下沉而变得干热的一种地方性风。焚风往往以阵风形式出现，从山上沿山坡向下吹。

焚风 是出现在山脉背面，由山地引发的一种局部范围内的空气运动形式——过山气流在背风坡下沉而变得干热的一种地方性风

焚风现象是由于湿空气越过山脉，在山脉被风坡一侧下沉时增温，使气团变得又干又热。因而气团所经之地湿度明显下降，气温会迅速升高。

这个在盆地最明显了 例如我国的四川盆地

焚风（Föhn wind）是出现在山脉背面，由山地引发的一种局部范围内的空气运动形式——过山气流在背风坡下沉而变得干热的一种地方性风。焚风往往以阵风形式出现，从山上沿山坡向下吹。焚风这个名称来自拉丁语中的favonius（温暖的西风），德语中演变为Föhn，最早主要用来指越过阿尔卑斯山后在德国、奥地利谷地变得干热的气流。
焚风现象是由于湿空气越过山脉，在山脉被风坡一侧下沉时增温，使气团变得又干又热。因而气团所经之地湿度明显下降，气温会迅速升高。

焚风（Föhn wind）是出现在山脉背面，由山地引发的一种局部范围内的空气运动形式——过山气流在背风坡下沉而变得干热的一种地方性风。焚风往往以阵风形式出现，从山上沿山坡向下吹。焚风这个名称来自拉丁语中的favonius（温暖的西风），德语中演变为Föhn，最早主cVjOm要用来指越过阿尔卑斯山后在德国、奥地利谷地变得干热的气流。
焚风现象是由于湿空气越过山脉，在山脉被风坡一侧下沉时增温，使气团变得又干又热。因而气团所经之地湿度明显下降，气温会迅速升高。
[编辑本段]焚风的别名
在世界各地山脉几乎都有类似的风，对类似的现象还有类似的地区性的称呼，比如在智利的安第斯山脉这样的焚风被称为帕尔希风（Puelche），在阿根廷同样的焚风被称为Zonda，美国落基山脉东侧的焚风叫钦诺克风（Chinook），在加利福尼亚州南部被称为圣安娜风（Santa Ana），在墨西哥被称为仓裘风（Chanduy）。此外在其它许多地区还有许多不同的称呼。
布拉风是一种类似焚风的冷风，布拉风的名字来源于克罗地亚和黑山的爱琴海岸。
[编辑本段]分布与作用
一般来说，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。焚风可以促进春雪消融，作物早熟；同时，也易引起森林火灾、干旱等自然灾害。
“焚风”在世界很多山区都能见到，但以欧洲的阿尔cVjOm卑斯山，美洲的落基山，原苏联的高加索最为有名。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。
焚风有时也能给人们带来益处。北美的落基山，冬季积雪深厚，春天焚风一吹，不要多久，积雪会全部融化，大地长满了茂盛的青草，为家畜提供了草场，因而当地人把它称为“吃雪者”。程度较轻的焚风，能增高当地热量，可以提早玉米和果树的成熟期，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”。
在中国，焚风地区也到处可见，但不如上述地区明显。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、皖南山区都能见到其踪迹。
[编辑本段]焚风的形成
焚风是如何形成的呢？气象专家介绍，焚风是山区特有的天气现象。它是由于气流越过高山后下沉造成的。当一团空气从高空下沉到地面时，每下降1000米，温度平均升高6.5摄氏度。这就是说，当空气从海拔四千至五千米的高山下降至地面时，温度会升高20摄氏度以上，使凉爽的气候顿时热起来，这就是“焚风”产生的原因。上面提到的台湾台东市焚风，它的形成就是西南气流在越过中央山脉后，湿气遭到阻挡，水汽蒸发从而形成了干热的焚风。
[编辑本段]造成的灾害
焚风的害处很多。它常常使果木和农作物干枯，降低产量，使森林和村镇的火灾蔓延并造成损失。十九世纪，阿尔卑斯山北坡几场著名的大火灾，都是发生在焚风盛行时期的。焚风在高山地区可大量融雪，造成上游河谷洪水泛滥；有时能引起雪崩。如果地形适宜，强劲的焚风又可造成局部风灾，刮走山间农舍屋顶，吹倒庄稼，拔起树木，伤害森林，甚至使湖泊水面上的船只发生事故。
2002年11月14日夜间，焚风在奥地利部分地区形成强烈风暴，并以高达160公里的时速袭击了所有农田和村庄。焚风暴所过之处，数百栋民房屋顶被风刮跑或压垮，许多大树被连根拔起或折断，电力供应和电话通讯中断，公路铁路交通受阻。此次焚风造成二人丧生，以及数百万欧元经济损失。
2004年5月11日，台湾的台东市刮起焚风，40.2摄氏度的高温创下了台东百年纪录。当日中午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时日夏养花网14分，气温飙升到40.2摄氏度，当地居民苦不堪言。有些民众打开冷气，躲在屋内，有些民众带着小孩，跑到郊外清澈的溪流里消暑。农民们更是叫苦连天，因为最怕热的荖叶和茶树在劲吹的焚风中慢慢枯萎。
在高山地区，焚风还会造成融雪，使上游河谷洪水泛滥，有时还会导致雪崩。
此外，焚风天气出现时，许多人会出现不适症状，如疲倦、抑郁、头痛、脾气暴躁、心悸和浮肿等。医学气象学家认为，这是由焚风的干热特性以及大气电特性的变化对人体影响引起的。当然，焚风有时也能带来益处。如北美的落基山，冬季积雪深厚，春天焚风一吹，积雪很快消 cVjOm融，雪水使大地长满茂盛的青草，为家畜提供了草场，因而当地人把焚风称为“吃雪者”。一些程度较轻的焚风，能增高当地热量，提早玉米和果树的成熟期，如前苏联高加索和塔什干绿洲的居民，便把焚风称为“玉蜀黍风”。
[编辑本段]热力学理论解释
按照热力学理论焚风与其它风一样是由于气压不同而形成的，山背风面的气压低。在迎风面空气上升，温度干绝热下降（随气压的下降温度下降，热量不散发），这个下降速度约为每上升100米气温下降1摄氏度。当气温下降到露点时空气的相对湿度达到100%，在这种情况下空气继续上升就开始进入湿绝热降温的过程了。在这个过程中水不断 凝结出来，而空气的相对湿度保持在100%。这个过程中气温下降的速度为约0.6度/100米。凝结出来的水在山的迎风面形成云，假如空气继续不断上升会产生雨和雪。从山的背风面看上去可以看到山脊上形成一堵云墙，而它的后面则是蓝天。假如焚风非常强的话，也有可能将降雨区带道背风面。
在山脊背后空气开始下降，按照这个理论空气下降的原因是山两边的气压差。在下降过程中空气隔热升温（随气压上升而温度上升，不吸收热），但由于空气的相对湿度随温度上升而下降，这个升温过程完全是干的，没有水蒸发的过程，因此升温的速度是1度/100米，比空气在迎风面上升时要高。同时空气的相对湿度不断降低，造成了干燥的热风。
热力学理论的缺陷
热力学理论非常形象地解释了焚风形成的原因，因此它也常常被列入教科书中。但是这个理论有许多不足之处，比如：
1. 有时焚风在迎风面没有形成云或降水的情况下也会形成；
2. 有时迎风面上升的空气并不是在背风面下降的空气，有时迎风面上升的空气甚至会流回。
此外热空气下降也是一个不容易理解的事
[编辑本段]动力学理论解释
虽然空气是气体，但是有时空气也显示出液体的特性。在许多情况下空气中会形成 大气波。大气波是许多不同的力，比如大气压力差、科里奥利力、引力和阻力相互影响造成的。在许多大气不稳定状态下会有大气波产生。今天对焚风的解释主要是一个流体力学的动态学理论。
福禄数
最好的焚风的解释是一个三维的流体力学模型，在这个模型里山谷起一个重要的作用。山谷造成的横向的压缩对于焚风的形成是非常关键的。
在这个模型中福禄数F是一个关键的数据。这个数体现出一个流体系统中惯性力与重力之间的关系。
• F=1的流体称为临界流，在这种情况下产生地形波的可能性非常高
• F<1的流体称为亚临界流，气流无法越过障碍物
• F>1的流体称为超临界流，气流没有大的震荡就可以越过障碍物
1. 亚临界流里的惯性力占支配地位，在障碍物前流体升高，流速降低，流体的动力能转化为势能。流体越过障碍物后势能又回转为动能，流体的流速沿障碍物向下加快
2. 超临界流里流体在障碍物上方被压缩，流体的流速因此加快，它的势能转化为动能，在越过障碍物后它的动能回转为势能
假如气流获得足够的加速度，以及阻挡气流的障碍物足够大，所以气流被足够强地压缩的话，那么本来的亚临界流可以变成超临界流，在障碍物的背风面这个超临界流就会以极高的速度冲下山坡。冲下山坡后它会遇到山坡下本来处于亚临界流的气流，从而又转变为亚临界流，这个转变是一个断续过程，在超临界流和亚临界流之间会造成激波。这个激波现象实际上每个人都观察到过：水龙头里的水高速冲击到面盆里后会以超临界流的方式向四方冲流，这个冲流是相当平的，其中几乎没有漩涡。但是冲到了一定的距离后它会遇到周围的亚临界流流体，造成一个几乎圆形的激波，这个激波里有非常激烈的漩涡。大气里的气流也是这样的。不同的是，水流在从超临界流过渡到亚临界流时会将其动能施放为热能，而气流则保存这个动能，将它转化为内能。刮焚风的时候可以测量到与上述水龙头的例子相似的漩涡，说明在刮焚风时地确有超临界流存在。
驻波
山等地面障碍物可以在大气中导致地形波。地形波是一种重力波。假如在高空有比较密集的气流（比如因为山的影响），它们会受重力影响下沉，由于惯性的作用会下沉到周围空气比它密集的地方，这样它会受浮力上升，又由于惯性的作用上浮到周围空气比它疏散的地方，再次下沉。这样的地形波的三维形状不变，但波内的气流是在不断流动的，因此它是一种驻波。
缺口动态
缺口动态是焚风中的一个关键元素。假如一座山脉的山脊到处一样高的话，那么这个问题是一个二维的问题，但是几乎所有有强的焚风的山脉比如卡斯凯德山脉、喜马拉雅山脉、阿尔卑斯山脉等都有通风的山谷。假如气流的福禄数不足以使得气流越过山脊的话，那么气流会通过这些山谷流过。
今天的解释焚风是这样的：一开始的时候在山脉的两侧和周围的气象条件是一个几乎平行的逆温气象。一个低压靠近山脉的一侧（背风侧），开始吸引山脉这一侧的地面冷空气，并通过山谷吸引迎风侧的地面冷空气和山上的热空气。山谷里的气流速度不断提高。假如低压的吸引力足够强的话，那么在山谷周围迟早会形成超临界流，山谷对气流的压缩更加加强这个效应。很快山谷里的气流就达到了其最高速度。上方的热空气也被吸引下沉，在背风的山坡上会形成超临界流。这个效应不断向山脊扩展，最后整个山脊上都会形成超临界流。焚风从山谷开始，扩展到整个山脊。

先干绝热过程上到饱和,后按湿绝热上到3000米,再以干绝热下到地面
饱和时空气T可求--有个公式的（由f,t）
干绝热由泊松方程和T可求饱和时高度H
湿绝热过程由3000和H可求温湿度
再由泊松方程和3000求地面温湿度