本篇文章源自我在 2021 年暑假自學大氣物理相關知識時手寫的筆記，現轉化為電子版本以作存檔。相較於手寫筆記，電子版的部分內容有補充和修改。筆記內容大部分為公式的推導過程。
- 11.1 焚風的概念
- 11.2 焚風形成的原理
- 11.3 焚風的示意圖
11.1 焚風的概念
焚風（Foehn）是由於空氣作絕熱下沉運動時，因溫度升高溼度降低而形成的一種乾熱風。焚風常出現在山脈背風坡，由山地引發的一種區域性範圍內的空氣運動形式——過山氣流在背風坡下沉而變得乾熱的一種地方性風。在高壓區，空氣下沉也可產生焚風。
在世界各地山脈幾乎都有類似的風，對類似的現象還有類似的地區性的稱呼：
- 在智利的安第斯山脈這樣的焚風被稱為帕爾希風（Puelche）；
- 在阿根廷同樣的焚風被稱為 Zonda；
- 美國落基山脈東側的焚風叫欽諾克風（chinook）；
- 在加利福尼亞州南部被稱為聖安娜風（Santa Ana）；
- 在墨西哥被稱為倉裘風（Chanduy）。
11.2 焚風形成的原理
現在用一個案例說明焚風是如何形成的，而且還會說明一些引數的變化細節。
【例】迎風坡 950hPa 高度處氣溫 10℃ ，混合比 5g/kg，設經過 600hPa 山頂時有 80% 的水汽凝結為降水下落，在背風坡下降到 950hPa。比較迎風坡和背風坡 950hPa 高度處的溫度、相對溼度和位溫。
【解】找到等壓線 950hPa 和等溫線 10℃ 的交點 A，此點為氣塊的初始狀態。未飽和氣塊上升時作幹絕熱過程，需從點 A 沿著幹絕熱線上升，上升到哪裡呢？這就需要找到抬升凝結高度。
已知混合比 5g/kg，則沿著 5g/kg 的等飽和比溼線與幹絕熱線相交得到高度點 L，即為該氣塊的抬升凝結高度。氣塊過了點 L 後處於飽和狀態，水汽開始凝結為液態水，需沿著溼絕熱線上升，一直上升到等壓線為 600hPa 的點 B。此時，可沿著等飽和比溼線讀出氣塊的混合比為 1.6g/kg。也就是說，從 950hPa 到 600hPa，氣塊內部凝結生成的液態水的量有：
也就是說，原本 1kg 氣體內含有 5g 水汽；上升到 600hPa 後，1kg 氣體內僅含有 1.6g 水汽，其餘的都凝結為 3.4g 的液態水。由題目可知，在這其中有 80% 的液態水降落，這部分液態水已經脫離了氣塊，所以實際上氣塊內部凝結的液態水有：
因此，實際上 1kg 氣塊內有 1.6g 水汽和 0.7g 的液態水。氣塊到達山頂後開始下降，注意氣塊仍然是飽和狀態的，所以依然要沿著溼絕熱線下降。上升時水汽會凝結為水成物，那麼下降時液態水會蒸發為水汽。顯然，0.7g 的液態水肯定會全部蒸發為水汽，所以現在氣塊內部的水汽（混合比）為：
現在氣塊內沒有液態水的成分了，於是進入幹絕熱過程，需沿著幹絕熱線下降。找到 2.3g/kg 的等飽和比溼線，與當前溼絕熱線相交得到點 C。從點 C 開始氣塊沿幹絕熱線下降，一直下降到 950hPa 處的點 D，此時可讀出混合比為 12.6g/kg。
以上就是整個氣塊所經歷的過程了。我們讀出每個點的氣壓值、溫度值和飽和比溼值，並把這個過程整理成一個表格：
| 地點 | 高度 | 氣塊溫度 | 氣塊混合比 | 飽和比溼（飽和混合比） | 液態水含量 | 過程 |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 迎風坡（點A） | 950hPa | 10℃ | 5g/kg | 8g/kg | 0 | 幹絕熱過程開始 |
| 迎風坡（點L） | 855hPa | 3℃ | 5g/kg | 5g/kg | 0 | 幹絕熱過程結束，溼絕熱過程開始 |
| 山頂（點B） | 600hPa | -17℃ | 1.6g/kg | 1.6g/kg | 3.4g/kg | 溼絕熱過程中 |
| 山頂（點B） | 600hPa | -17℃ | 1.6g/kg | 1.6g/kg | 0.7g/kg | 溼絕熱過程中（降水過程） |
| 背風坡（點C） | 675hPa | -10℃ | 2.3g/kg | 2.3g/kg | 0 | 溼絕熱過程結束，幹絕熱過程開始 |
| 背風坡（點D） | 950hPa | 17℃ | 2.3g/kg | 12.6g/kg | 0 | 幹絕熱過程結束 |
這個表格已經一目瞭然了。氣塊上升前，在迎風坡的溫度為 10℃，相對溼度為 5/8 = 62.5%；氣塊到達背風坡後，溫度變為 17℃，相對溼度為 2.3/12.6 = 18.3%。可見，氣塊在受到地形的強迫抬升又下降後，氣塊的溫度升高，且氣團性質變得更乾燥了。
最後我們來考查氣塊的位溫情況。因為氣塊凝結的液態水有一部分脫落了，所以位溫是不守恆的。怎麼求氣塊的位溫呢？回憶一下位溫的概念：把氣塊按幹絕熱過程移到 1000hPa 處，此時氣塊所具有的溫度稱為位溫。看回上面的那張 T-lnP 圖，點 A 和點 D 都位於 950hPa 處，因此只要沿著幹絕熱線下降到 1000hPa 處即可得到點 A 的位溫為 14℃，點 D 的位溫為 21℃。這也就驗證了焚風形成的過程中位溫不是守恆的。
11.3 焚風的示意圖
焚風的形成往往與地形抬升有關，地形抬升是造成迎風坡降水和背風坡雨影乾旱區的一個重要原因。上圖是一個焚風形成的示意圖，可以看到未飽和空氣的初始溫度為 20℃，地面露點溫度為 12℃。當未飽和空氣上升到山脈的迎風坡一側時，以 \(\gamma_d = 10℃\) 的幹絕熱直減率冷卻降溫直到 10℃ 的露點溫度，這個高度即為 1km 處，也是抬升凝結高度和雲底高度。
接下來，氣塊開始以 \(\gamma_m = 6℃\) 的溼絕熱直減率上升到達山頂，在這個溼絕熱過程中凝結了許多水，從而產生雲和大量的降水。抵達山頂時，氣塊溫度為 -2℃，由於氣塊的水分已經基本脫離氣塊，所以下降時氣塊被壓縮並按幹絕熱直減率增溫。當氣塊到達山腳時溫度上升到 28℃，比迎風坡一側高出 8℃。
在背風坡造成雨影區的主要原因有兩個：
- 空氣中的水分在迎風坡已經以降水的形式被除去；
- 背風坡空氣的溫度比其在迎風坡時要高，而且往往高於露點溫度（或環境溫度），導致增溫更加迅速。