▌林之光 著

　　20世纪80年代，我在研究四川盆地的冬暖问题时，曾把研究范围从盆地周围扩大到了全国，即研究“地形对我国冬季气温的主要影响”。但是地形对气温的影响，不仅是地貌（如山脉阻挡冷空气），还有海拔高度，因为气温是随海拔高度升高而逐渐降低的，海拔高度平均每上升百米降温约0.6℃。因此，为了消除高度影响，我把全国七百多个基本气象台站都订正到海平面高度上。这样，在全国1月海平面平均气温分布图上，等温线应该是平行于纬圈的，凡是等温线出现明显波浪，甚至出现封闭曲线时，主要都是地形的影响。

　　其中发现，华北南起太行山南端，经燕山山脉等，一直向北到东北大兴安岭北端，其东坡下部到山麓，在1月海平面气温分布图上始终存在一个暖脊，或者说一个暖带。其原因，我在这里先称为山脉的“焚风效应”。

　　“焚风效应”是指自然界中，气流越过高大的山脉，在背风坡麓发生了气流性质的巨大变化。具体是，过山气流由于在迎风坡上被迫抬升，气温降低，水汽凝结，降下大量雨水，消耗了大量水汽，因而在背风坡上高处就雨止云消，气流从饱和变成不饱和。这样，气流在下坡途中气温上升的速度要比迎风坡上升的速度快得多。而气温上升后，不饱和空气的相对湿度会随之剧烈降低。这种变得又干又热的气流流到山麓时会猛吸水分，使庄稼、植被叶子失去水分而变黄，像是被火烤过了似的，这种情况一般被称为“焚风效应”。世界上冬季焚风最典型的是在北美洲西岸落基山脉（这里是地球上的盛行西风带）东坡的钦诺克焚风，常常使气温在一夜之间从零下20℃升到零上10℃（曾有24小时升温44.4℃的记录）。有时24小时焚风可以“吃尽”30厘米厚的积雪，相当于两个星期的自然化雪量，使得次日牛羊又可以在室外放牧，故其又有“吃雪者”之称。这在许多气候著作中都有记载。由于极地严寒空气和钦诺克温暖焚风交替盛行的结果，使得落基山东坡加拿大阿尔伯塔省的冬季成了世界上气温变化最激烈的地方，例如该省的卡尔加里市（曾举行过冬奥会），焚风次数很少的1906年1月平均气温低到零下21℃，而焚风特频的1907年1月的平均气温却又高达零上3℃。多年平均的结果，落基山东坡也比坡前平原温暖得多。例如东坡上海拔约1100米的卡尔加里竟比东部平原上海拔还不到300米的温尼伯，1月平均气温还要高9℃之多。因此东坡上的冬小麦北界，也比平原上靠北得多。

　　冬季西北气流越过南北向的太行山脉在东坡下沉，也会造成北京平原上的焚风效应。使得整个北京平原中1月平均气温最高的不是在平原的最南端，而是在最西北端海拔67米的昌平（1月平均气温零下4.1℃，比平原中南部北京气象台还高出0.2℃）。而在北京平原其余大部分地区，1月平均气温大都在零下6℃至零下5℃。我实在分析不出有什么其他原因能够“无中生热”。北京平原地区冬季最高气温发生在最西北端的昌平，就是因为那里的平原几乎向西北嵌进了太行山区，焚风效应特别明显。

　　北京还有另一个焚风效应的典型例子。那就是太行山东坡下部，距坡麓约40千米的霞云岭气象站。这里海拔已经是409米了，但1月平均气温仍高达零下5.1℃，比同纬度坡麓房山（海拔仅49米）还高出0.2℃（为了消除气象资料年份不同造成的影响，本节所用年份都是相同的15年，即1960至1974年）。这个例子足以证明焚风效应的另一个规律，即焚风效应不是从山麓才开始的，而是从坡麓以上的一定高度（距离）就开始了。霞云岭焚风效应之所以特别明显，与西北方的百花山脉有关。因为百花山脉主峰海拔1941米，西北走向，海拔409米的霞云岭位于它西南仅15千米，正是焚风效应的下游方向。

　　其实，太行山东坡冬季的焚风效应在整个太行山脉东侧平原都是存在的，如1990年12月2日，太行山东麓石家庄从凌晨3时30分到40分，气温从零下2℃猛升到11℃，相对湿度则从88%陡降到21%。北京天气预报中，也多次提到刮大西北风却反有升温的怪事。

　　最后说明，为什么我在“焚风效应”上打引号。这是因为焚风过程，严格来说气流在迎风坡上坡时要有降水，含水少的气流翻山后在下坡时更易又干又热，气流的不饱和开始高度才都能较高，坡麓焚风效应才能更明显。但是，对于北京而言，我们并不了解越山气流有没有在迎风坡上发生降水。其实，不管迎风坡是否发生降水，只要下坡气流水汽少，或者山脉的海拔高度高，背风坡麓焚风效应都会比较显著。 （12）