（1）坡风环流是一种有序的耗散结构。

（2）坡风环流的不稳定(偏离平衡点)现象只有在末扰动的火气位温佛度小于零的情形下产生，此时不稳定取决于瑞利数R，当R>Rc时，系统就出现不稳定，而Rc=π4/sina。（注：不稳定现象是否出现完全取决于唯一的无量纲数R，而R的定义表明，当空气层厚度大，温度梯度大，湍流交换弱时，它的值就大，亦即坡风容易产生不稳定，反之坡风就趋于稳定。）

（3）由R和Rc的表达式可知，坡度越大，空气层厚度愈大，温度梯度愈大，湍流交换愈弱，愈有利于坡风环流系统的不稳定的产生。

坡风（slopewinds）是陡峻坡地上的空气与坡地以外的大气间因热力原因形成的滑坡面吹的风。白天，空气沿着增热的坡地上升形成上坡风；夜间，冷空气从冷却的坡地流入谷地形成下坡风。

坡风一般开始于日没前的l/2一2小时，其第一次最大强度出现在日没后1一2小时，尔后风速具有一定的起伏。这说明象坡风这一类的局地环流具有明显的周期振动，它与流体力学中研究的贝纳对流一样，也是一种有序的耗散结构 。

白天，山坡上因太阳辐射而增温，使与其接触的空气较谷地上同高度空气温度高,空气受热膨胀,在水平气压梯度力的作用下，上空空气由山坡水平流向谷地，然后下沉至低层，又由谷地向山坡流动再沿山坡上升，形成低层由谷地吹向山坡的谷风和谷风环流。夜间，山坡上的空气由于山坡辐射冷却而降温较快，谷中同高度的空气降温较慢，形成风从山坡吹向谷地的山风和山风环流。如果只有一面山坡，则形成坡风。

风干扰是森林自然干扰中较常见的一种，也是长白山地区最常见的自然干扰类型。作为森林生态系统演替的主要驱动力，风灾干扰对森林生态系统的影响包括很多方面，诸如森林更新、群落结构、功能和组成、物种多样性等。但是目前关于风干扰对森林生态系统影响的了解还很少，特别是灾害性飓风对森林群落多样性和乔木树种的组成和结构的影响研究更是极少，其主要原因是灾害性大风的发生是一种偶发性事件，发生频率极低。

1986年8月下旬，长白山西坡和西南坡遭受了一场罕见的龙卷风袭击，造成了大面积的林木风倒，给当地森林生态系统带来破坏性影响。风倒后20多年没有人为干扰，这为研究森林自然恢复提供了理想的场所。 2100433B

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轻便风速表

野外常用来测量风力大小的装置，一般由感应部分和计数器所组成（右边第一图）。感应部分由三个风杯(也有四个风杯)装于十字架上，风杯在轴承上可以自由转动，外用小框保护风杯。中轴下部与计数器相接，风杯转动，也使计数器随之转动。所以计数器是记录风杯转动的转数的。计数器通常有两个或三个记数盘，大指针指示个位和十位数，两个小记数盘上的指针分别指示百位数和个位数。仪器的下部有一开关(启动杆)，将它推上去，可使计数器与感应部分接合，计数器开始工作。把启动杆拉下来计数器则与感应部分离开，计数器停止工作。

当仪器置于高处，用手直接开动不便时，可用小绳连接开关。观测时拉动小绳即可启闭。轻便风速表一般安置在四周开阔、无高大障碍物的地方，表身垂直。观测前关闭开关，记下指针的示数。等一两分钟后，打开开关，同时开动秒表记录时间。此时，观测员迅速离开风速表，站在仪器的下风方向。开动仪器后将近100秒钟时，观测员迅速走近仪器，在正100秒时关闭开关，记下第二次指针示数。根据前后两次读数算出其差数，此差数表示风速表指针在观测时间内所走的刻度数，记入记录表内。将此差数除以观测时间，就得出风速表每秒钟内所走的刻度数，取一位小数。再根据每秒所走的刻度数，从该风速表的检定证上查出平均风速(单位：米/秒)，取一位小数。最好连续观测两次，取其平均值，以减少仪器本身及人为的误差。

上坡风，是由于山地温差的变化而引起的夜间冷空气向下坡的倾泄和白天暖空气向山上的爬升所致。上坡风大多出现在日出之后15--45分钟内，并在正午或地面受到的太阳能量最强时达到最大风速。

下坡风，相对较为温和而稳定，多发生在近地表面，在日落之后的15--45分钟内开始起风，一直到次日的日出，从山顶刮向峡谷的底部。

冰川风—坡风

下沉风，即"冰川风"。它往往出现在冰川上，不受昼夜变化的影响，因为冰川的表面温度总是低于其上面的空气温度，所以它总是沿着下坡刮起。但在冰川向斜坡延伸的末端处，也会出现上坡风，这种风的强度往往受冰川范围大小的控制。

峡谷风—坡风

峡谷风，这是受地形控制的风，也是上坡风与下坡风的混合风，主要出现在斜坡表面有缺口的半封闭式山谷附近。它也受日照温差的控制，即中午多为上谷风，入夜转为下谷风，而且山谷风往往会出现极强阵风的状态。

旋风—坡风

旋风，这也是山区常见的风，每当地面有显著变化而四周的风很强时，就会产生旋风。在大多数情况下，旋风具有瞬时特征且多形成在北风坡。

由于地形对气候的影响，山地的迎风坡和背风坡常形成不同的自然环境，进而形成了不同的人文环境。 因此，背风坡与锰钢坡相比，有以下特点：

背风坡气候干旱

由于背风坡盛行下沉气流而增温导致难成云致雨，降水较少。植被少，人烟少。例如南美洲的安第斯山南纬30到南纬40度范围段，山的两侧景观不仅差异大，而且动物和植物资源少。东侧为沙漠景观，比起西侧不可同日而语。这正好是东侧处于背风坡的缘故。

背风坡的气温日较差和年较差比迎风坡大。因迎风坡多云雾雨天气，白天大气对太阳辐射的削弱作用强，气温不会过度升高，夜晚大气对地面的保温作用强，气温不会过度降低。而背风坡正好相反。

背风坡自然带位置较低

同一自然带，迎风坡分布的海拔高些，而背风坡由于气候的深刻影响，导致分布的自然带位置海拔相对要低些。 例如，中国的长白山区的同一自然带位置，北侧处于背风坡，其分布位置就较南侧低。

背风坡雪线海拔高度高

由于迎风坡降水多，气候湿润些，雪线分布的海拔低些，而背风坡分布的海拔高些。因为迎风坡降水多，更易积雪，水循环更活跃。另一方面背风坡气流下沉增温干燥，积雪更易融化和蒸发，同时降水少，积雪也少。

背风坡人文景观稀少

由于迎风坡自然条件更优越，人口、城镇分布密些，经济发达些。背风坡由于气候干旱些，情况正好相反。 例如中国西北部地区正好位于喜马拉雅山坡的北侧，处于印度洋湿润气流来的背风坡位置，大部分地区气候干旱少雨。这是一个重要原因。

另外还应该注意到，如果是海岛山，背风坡是发展海滨浴场的良好地方。因这里天气晴朗，雨天少，太阳辐射强。背风坡还是盐场的最佳位置，因背风坡盛行下沉气流，难成云致雨，降水少。同时大气对太阳辐射的削弱作用弱，太阳辐射强，且大气干燥，蒸发强。背风坡海岸还可以作为海上船只的避风港。2100433B

焚风效应是气流翻过山岭时在背风坡绝热下沉而形成干热的风的现象。当气流经过山脉时，沿迎风坡上升冷却，在所含水汽达饱和之前按干绝热过程降温，达饱和后，按湿绝热直减率降温，并因发生降水而减少水分。过山后空气沿背风坡下沉，按干绝热直减率增温，故气流过山后的温度比山前同高度上的温度高得多，湿度也显著减少。亚洲的阿尔泰山、欧洲的阿尔卑斯山、北美的落基山东坡等都是著名的焚风出现区。中国不少地区有焚风，比较明显的如天山南坡，太行山东坡，大兴安岭东坡的焚风现象，其增温影响甚至在多年月平均气温直减率上也可促使作物、水果早熟，强大的焚风可造成干热风害和森林火灾。冬季强焚风可引起山区雪崩等。

背风坡的形成是地形阻隔暖湿气流，把水汽集中在迎风坡，水汽聚集并到达一定强度时，就会在迎风坡面形成降水。同时背风坡常年不能接受暖湿水汽作用，以至于蒸发量相对很大，使土壤相对干旱，植被稀少，人烟稀少。人们把这种现象称为雨影效应。