在山地气象学的发展中，一些高等院校和研究机构作出了重要贡献，这里将其部分列出：

因斯布鲁克大学（University of Innsbruck）

位于奥地利的因斯布鲁克大学邻近阿尔卑斯山，自20世纪早期起，即是该地区山地气象学研究的重要场所。多位气象学者，包括Heinrich von Ficker、Arthur Wagner、Erwin Ekhart和Friedrich Defant都曾在此工作，并形成了“因斯布鲁克学派”。此外因斯布鲁克大学学者参与了包括ALPEX和MAP在内的多次阿尔卑斯外场观测试验。因斯布鲁克大学的大气和冰冻圈科学系（The Department of Atmospheric and Cryospheric Sciences, ACINN）是为数不多的将山地气象、气候学与冰冻圈科学相结合的研究和教学机构，其研究内容包括中小尺度气流过山、山地热力环流、山地大气污染、山地对流和地形云。

中国科学院大气物理研究所（Institute of Atmospheric Physics）

大气物理研究所作为中国气象研究的最高学术机构之一，参与了大气科学诸多领域的研究，其中最为知名的是对青藏高原气象学的研究。多位大气物理研究所的气象学者，包括叶笃正、朱抱真、顾震潮、陶诗言等对青藏高原陆-气能量平衡、青藏高原对东亚季风和东亚大气环流影响的研究为山地气象学的发展作出了重要贡献。

与山地气象学发展有密切联系的学术会议，包括自1950年起每两年一次的阿尔卑斯国际气象会议（International Conference on Alpine Meteorology, ICAM）和自1976年起每两至三年举办一次的美国气象学会山地气象学大会（AMS Conference on Mountain Meteorology）。一年一次的中国气象学会年会也设有青藏高原与复杂山地天气气候分会场。

在与大气科学有关的学术奖项中，有山地气象学家的参与。1893年，尤里乌斯·汉因对焚风的研究，由荷兰皇家艺术与科学学院（Royal Netherlands Academy of Arts and Sciences）授予拜斯·巴雷特奖章（Buys Ballot Medal）；2006年Robert A. Houze因为对山地降水的研究和领导了MAP、IMPROVE在内的山地外场观测试验，由美国气象学会授予卡尔-古斯塔夫·罗斯贝奖章（The Carl-Gustaf Rossby Research Medal）；2011年Joseph B. Klemp因对山地波动、雷暴和有关数值模拟技术的贡献，同样被授予罗斯贝奖章。其它有关的罗斯贝奖章获奖者包括进行了与行星尺度波动和山地环流有关研究的Jule G. Charney（1964年）、Arnt Eliassen（1965年）、Joseph Smagorinsky（1972年）和Brian J. Hoskins（1988年）。此外美国气象学会自2008年起设立了山地气象学奖（Mountain Meteorology Award），获奖者包括Robert Banta（2008年）、Ronald Smith（2010年）和David Whiteman（2012年）等。

山地热力环流

1.山谷风（mountain-valley wind）

山谷风系统作为在山地作用下产生的局地热力环流（thermally driven circulation），是山地风速和风向最明显的日变化特征。对山谷风的研究始于19世纪中期，是山地气象学最早开展的研究之一，其经典理论模型在近地面包括三个部分：日间的上升风（anabatic winds）、下坡风（downslope winds）和夜间的下谷风（downvalley winds）。在边界层上方，每个部分都有相对应的补偿气流并形成闭合的循环。在山谷-山坡交错分布的山地，山谷风系统在一天内可分为四个阶段：

日间阶段（daytime phase）：这一阶段出现于日出数小时后。山坡因辐射增温而形成局地的热低压，而山谷因为冷湖的存在而拥有高气压。气压梯度的差异使得大气由山谷向山坡运动，形成上升风。随后当夜间边界层逆温完全消散时，对流和垂直混合开始在山坡和山顶扩展并与天气尺度气流相耦合，在天气尺度气流的带动下，此时山谷风的风力会有增大。

旁晚过渡阶段（evening transition phase）：进入傍晚后，当逆长波辐射通量超过入射的短波辐射通量后，下垫面的能量平衡将发生改变。最先发生改变的地区通常是山谷内被地形遮挡的阴凉地区。随着下垫面开始冷却，近地面层大气的热量将以湍流显热通量的形式逐渐流出并形成一层浅层的冷空气，这些冷空气在重力作用下将由山坡向山谷运动形成下谷风。同时山谷底部开始出现上升并向山谷两侧运动的补偿气流，形成闭合循环。这一闭合循环会逐渐冷却整个山谷地区。

夜间阶段（nighttime phase）：夜间阶段在日落数小时后开始，其标志性特征是下谷风主导了整个山谷。强大的下谷风会在近地面形成风切变，并使得冷空气在山谷底部开始堆积，并形成冷湖（cold air pool）。冷湖的存在使得谷底的气压达到一天中的最高值并形成显著的气压梯度，在气压梯度力的作用下，夜间山谷可以观测到下谷急流（Down-Valley Jet, DVJ）。当山地与平原相接时，下谷风会形成外向气流（outflow jet），在平原扩展至数公里的范围。

清晨过渡阶段（morning transition phase） ：这一阶段由日出，下垫面能量平衡发生改变开始，至近地面层的夜间逆温被打破而结束。山谷内近地面逆温消散的具体过程与平坦地面不同，除了局地辐射加热引起的不稳定外，由上升风触发的补偿气流也促进了近地面逆温的消散。

2.山地-平原风（mountain-plain wind）

当山地与平地接壤时，山地-平原风系统也是山地边界层内热力环流的一部份。 山地-平原风系统由山地和其周围平地的温差驱动，类似于海陆风。在日间，风由平原吹向山地，夜间则由山地吹向平原。

山地对流边界层

对流边界层（Convective Boundary Layer, CBL）的时空结构在由平坦陆地过渡至山地时会发生显著改变。平坦地面的CBL主要由热湍流对流（turblent convection）驱动，而在山地CBL的构建中，山谷风系统所带来的温度平流具有重要意义。由于山谷和盆地易于发生污染物聚集，因此学界对此类CBL有具体的观测和研究，但与此同时，学界对其它山地地貌，例如山坡、脊和山顶CBL的结构和演变细节则缺乏深入理解。此外，在对深对流（deep convection）现象和示踪物（trace gas）长距离输送的数值实验中，也有对山地CBL与自由大气间物质交换的研究。

在山地CBL，物质的传输和交换过程因受到山脉波动和局地热力环流的影响而发生改变，这一改变影响了山地CBL的结构和日变化。山地CBL内温度和风场的日变化比平坦地面更加剧烈。依据气象要素的变化特征，Erwin Ekhart在1948年将山地CBL进行了分类：

山坡对流边界层（slope CBL）：由山坡表面起向上延伸100米左右的边界层大气。山坡CBL在山地大气中所占的比重最小，但在研究中具有重要意义。在日间干燥的情况下， 山坡CBL会因热力驱动而产生上升风。上升风与近地面热湍流对流的相互作用会改变CBL的高度，而其对CBL的高度的影响不是局地的，而是会扩散至周围的其它地区。早晨至正午，山坡CBL的发展存在负反馈机制，当山坡CBL发展旺盛时，上升风强，但强大的上升风会将谷底的冷空气带入山坡形成负温度平流，从而抑制CBL的发展，因此，正午时的山坡CBL高度往往和上升风的高度一致。进入下午后，谷底的冷空气被逐渐消耗，山坡CBL的发展也由温度梯度主导的负反馈机制，转为类似于平坦地面的对流混合机制，直至日落前，其高度会不断拓展。

山谷对流边界层（valley CBL）：处于山谷气流影响下的边界层大气。山谷CBL的发展依赖于三个因素：下垫面加热、上升风在高空的补偿气流所带来的大气下沉加热和水平温度平流。其中，下垫面加热的山谷CBL发展与平坦地面类似，其高度会随时间不断增长；大气下沉加热发展的山谷CBL高度保持稳定，直到谷底上方逆温层高度缩减至CBL高度内；水平温度平流对山谷CBL的作用与山坡相反，在山坡引起冷平流并抑制CBL发展的上升风消耗了冷湖内的冷空气，间接促进了山谷CBL的发展。盆地CBL的发展与山谷类似，但由于盆地可以比山谷聚集更多的冷空气，日出后近地面的逆温层不易被打破，因此盆地CBL的发展比山谷更慢。

大尺度山地对流边界层（large scale mountain CBL）：也称为山系对流边界层（mountain range CBL），是将上述对流边界层组份包含在内，作为整体的边界层大气，受到山地的大尺度动力和热力作用的影响。山系CBL研究的一个关注点是其在多大程度上跟随地形的起伏，这对预测污染物扩散和确定飞机飞行高度（避免CBL内湍流的影响）等实际问题有重要影响。在一天中的不同时刻，山系CBL与地形的贴合程度是不同的。在理想状态下，日出后，夜间逆温层消散前，山坡CBL的发展快于山谷，因此山系CBL在山坡/山峰初更高；当进入正午后，山坡受负反馈机制的影响，CBL发展减慢，而山谷CBL因下沉气流和温度平流作用加速发展，此时山系CBL基本贴合地形；在下午至傍晚时，山谷CBL的高度已经高于山坡，能够抵消二者地形高度的差异，山系CBL近似为一水平面。在实际研究中，山系CBL受到山地环流和天气尺度环流的影响，有更为复杂的表现。激光雷达遥感是观测山系CBL变化的重要手段。

除上述以上对山地CBL的传统分类外，研究表明高原对流边界层（plateau CBL ）具有特殊性。高原地区的边界层缺乏观测，但在数值模拟中，高原CBL与高海拔地区的山谷/盆地CBL相似，且由于高原自身的热岛效应，以及平原-高原环流（plain-plateau circulation）的作用，高原CBL的高度往往显著高于周边平坦地区的CBL。

山地污染扩散

污染物在平坦地面的扩散过程包括水平平流的稀释和侧风向的扩散，但在山地由于边界层显著地受到地形影响，大气污染物的扩散变的更加复杂。在同样的排放强度下，山地所受的大气污染比平坦地面更强烈，其中山谷和盆地的底部容易发生污染物聚集，而山地CBL特殊的垂直输送机制能够把大气污染物输送至边界层顶上方，形成长时间覆盖整个山地的污染层。山地的稳定和对流边界层的许多过程都与大气污染有关。山地污染扩散一直是山地边界层研究的重点。

在夜间的稳定边界层条件下，有限的扩散条件可能导致严重的大气污染，而山地的特殊条件则会显著地加重污染，其中影响最大的是夜间在山谷和盆地出现的冷湖。冷湖会在边界层形成强大的稳定层节，此时边界层内的风速和湍流混合作用很小，被排放至冷湖内的污染物会不断富集。在适宜的天气条件下，山谷和盆地底部的冷湖能够连续存在数天，造成持续性污染。另一个与大气污染有关的过程是下谷风，下谷风会将日间由上坡风带离排放源的污染物重新带回山谷。由于山谷周围的大气中存在有大气污染的前体物质，下谷风会导致二次污染物（例如臭氧）的浓度升高。

在日间的对流边界层条件下，山地CBL对污染物的垂直输送作用以及CBL与自由大气的物质交换，是与山地大气污染有关的重要过程。此外该现象也有助于山地CBL高度的激光雷达遥感研究。在平坦地面，通常认为气溶胶形态的大气污染物在CBL中是被均匀混合的，而CBL的顶部逆温层则抑制了其下方物质的向上步输送，形成气溶胶层（Aerosol Layer, AL），这也是激光雷达能够反演CBL高度的原因。但在山地，诸多观测表明，位于CBL内的物质经常被输送至CBL上方。喷发（venting）被认为是污染物穿过山地CBL向上输送的主要机制，具体而言包括平流性喷发（Advective Venting, AV）、山地喷发（Mountain Venting, MV）和山-云喷发（Mountain-Cloud Venting, MCV），其中发生于山地对流系统中的MCV是CBL-自由大气物质输送效率最高的喷发。在宏观上，这些机制使得AL的高度显著抬升（超过CBL高度）且比CBL更为平整。由于缺乏对山地CBL温度结构和其上方AL高度的连续观测，此类研究以数值模拟为主。

山地的复杂下垫面影响着气流运动，并通过动力和热力因子制造了多层级的环流系统。山地环流在时间和空间尺度上可以大致分类三类：在大范围山系上由地转效应而建立的行星尺度波动（planetary waves）、由山地引起的天气系统，尤其是锋面气旋系统的改变，以及小尺度的在重力作用下产生的山脉波动（mountain waves）。上述分类之间没有严格的界限，但在学界的讨论中被广泛使用。在行星和天气尺度的研究中，气流过山形成的背风系统，包括背风槽和背风气旋是研究的重点。

行星尺度波动（planetary wave）

在地球上水平尺度达到数百至数千千米的山脉，如青藏高原、落基山脉等，可影响大范围地区的环流系统，其中对行星尺度大气环流的影响体现于行星尺度波动上。行星尺度波动的气象学意义主要是确定环流形态和槽脊位置，在中高纬度地区，对流层中层的高压脊总是位于山脉上游、低压槽总是位于山脉的下游。东亚大槽和北美大槽即是行星尺度波动在青藏高原和落基山脉作用下产生的最典型的环流形态，它们对中纬度低压系统的形成和移动具有重要影响。行星尺度波动的产生和维持与气柱经过山地时的涡度变化有关，在绝热和不可压缩大气的假设下，位势涡度守恒（conservation of potential vorticity）可以解释波动的形成，即气柱随西风气流上坡时，其高度被压缩，为维持位势涡度守恒，气柱会产生反气旋性的相对涡度，同时向赤道运动以减少地转涡度，气柱下坡时涡度变化相反，最终形成了大气波动。也有研究认为，气柱在上坡时的涡度变化与其高度的压缩无关，反气旋性相对涡度的产生是由气块的体积膨胀所引起。在大气长波理论中，地形强迫项造成了罗斯贝波（Rossby wave）的能量频散从而形成了行星尺度的平均槽脊，其中背风槽也被称为地形罗斯贝波。在热力作用方面，气柱上坡（下坡）时的绝热降温（升温）所触发的极向（赤道向）温度平流也造成了涡度的变化，使得西风气流的槽区总是位于山的东侧。有些研究会使用数值模式修改地形进行敏感性试验，比较山脉和其它因素，例如海陆分布、非绝热加热等对行星尺度波动的影响。

天气尺度影响

山地对天气尺度过程的影响包括动力和热力作用两部分，在动力方面，山地可强迫气流抬升或绕行，在热力方面，山地依靠自身的非绝热加热对天气系统产生影响。山地与锋面气旋系统的相互作用则同时包含了多个动力和热力因素。

1. 绕流和爬流

气流遇山时会发生流动的阻滞和形变，形成爬流和绕流。爬流指气流在经过山脉时被强迫抬升的现象；而当气流在水平方向发生偏转并绕山而过时被称为绕流。在大气波动理论中，爬流和绕流也被称为地形波流相互作用。爬流和绕流的相对大小与山脉自身的特征和气流的层节稳定度有关，当山地的高度超过一临界高度（约为1 km）时，绕流会显著增加，而西风气流在经过南北走向的山脉时会产生更多爬流。爬流和绕流会影响山地附近的天气过程。当夏季风受山地阻碍形成爬流时会在迎风坡产生大量降水（地形抬升），而冬季风受山地阻碍时会因绝热冷却在迎风坡形成强低温区。当西风气流遇山地阻碍在产生绕流后会被分为两支，南支出现气旋性涡度形成槽，北支形成脊。北上分支由于受到科氏力的作用，强度得到增加，会形成急流（barrier jet）。气流分支后形成的急流在冬季的青藏高原和内华达山脉（Sierra Nevada）都有被发现。

2. 山地的陆-气能量平衡

山地与大气间的能量交换，即陆-气能量平衡是山地热力作用的重要表现 。任意类型的下垫面都与大气进行着能量交换，但一些山地的垂直高度能够到达对流层中层，因此直接影响着天气和环流系统。高原由于顶部广阔，有更大的能量交换面积，其热力作用也更加明显。在能量交换中，当热量从山地输送至大气时，山地被称为热源，反之被成为冷源。山地在热源和冷源之间的转变取决于大气净辐射通量与山地感热、潜热和生物热通量之和的相对大小。以青藏高原为例，在每年的2月至11月，青藏高原地面为热源；12月至次年1月，高原主体转变为冷源，其余部分仍为热源。一年中青藏高原6月的热源最强，1月的冷源最强，在年平均上，青藏高原是一个热源。当山地作为热源时，其周围会形成热低压，而在热低压上方的对流层上层则会因气流辐散形成高压，这类高压系统在青藏高原、落基山脉和安第斯山脉上空均有出现，但以青藏高原所对应的南亚高压最为稳定。

3. 山地-锋面气旋系统相互作用

山地与锋面气旋系统间有着复杂的相互作用，例如锋面系统在经过山地时，其气象要素特征会因为山地而弱化，在一些著作中，该现象被称为遮掩（masking）。冷锋在经过山间盆地时会与盆地冷湖相遇，这时冷锋前后的温度差异会减小。在冬季，冷湖可能比锋后冷气团的温度还要低，这时地面观测冷锋过境时反而会显示气温升高。当冷锋被山地遮掩时，气象要素和云系往往不能确定锋线的位置，但锋前降水依然会出现。相似地，当暖锋经过山的背风坡时，如果暖锋前出现焚风（pre-frontal föhn），则暖锋前后的温差也会减小，有时焚风的绝热增温效应会使暖锋前的气温比暖气团本身更高。

当锋面系统因为山地阻挡而被迫抬升时，对于暖锋，山地的摩擦会显著减慢暖锋底部的移动，使得暖锋上部在继续移动的过程中超过暖锋底部处于被孤立的位置，从而又进一步减慢后方暖锋的速度。这类结构发生扭曲的暖锋会在迎风坡制造持续性降水。冷锋在经过山地时，其性质可能会发生改变，如1940年华盛顿州的一次冷空气爆发中，冷气团在通过落基山脉时的下坡过程时，其气温几乎以干绝热率升高，使得落基山脉以西地区免于寒潮的影响。

在山地与锋面气旋的移动路径相垂直时，其对锋面气旋系统的影响是最大的。在迎风坡，由于山地对暖锋的阻挡大于冷锋，因此处于发展阶段的锋面气旋经过时，先行的暖锋可能被后方的冷锋快速赶上形成锢囚结构。由于赶上的冷锋的位置超前于地面槽线，这一现象被称为冷锋上升（Cold Fronts Aloft, CFA）。CFA通常带来大量的锋前降水和不稳定天气，例如飑线。落基山脉因其大跨度的南北走向，是CFA的多发地区。

在背风坡，最常见的山地-锋面气旋系统相互作用情形是山地背风坡的气旋生成（lee cyclogenesis）。背风坡气旋生成的主要原因是锋面气旋系统在下坡时由位势涡度守恒引起的气旋性涡度增加和温度梯度引起的斜压不稳定（baroclinic instability）。世界范围内，落基山脉、阿尔卑斯地区和青藏高原的背风坡均能观测到气旋生成，在青藏高原，背风坡的气旋生成是形成西南低涡的原因之一。

中小尺度大气过程

1. 山脉波动（mountain waves）

山脉波动包括过山波（orographic mountain wave）和背风波（lee wave）两类，是特殊的重力内波（internal gravity wave）。其中，当整层均一气流过山会时产生过山波，而是分层气流过山时产生背风波。根据浅水重力波理论（shallow-water wave theory），当地形阻挡气流并使其发生向上的位移后，在背风坡，重力和浮力的相互作用使得气流打破平衡状态从而发生震荡形成波动。山脉波动的波长在数百至数千米范围内，被认为与下坡风暴和晴空湍流有关，对局地的天气状态具有重要影响。对山脉波动的研究主要以理论模型和数值模拟方法为主。山脊附近的浅逆温带是最常发生山脉波动的地方。

过山波是地面扰动源向大气上界传播引起的波动，有时称为非拦截波。过山波的产生原因是气流过山时，迎风坡低风速 、高气压，背风坡高风速 、低气压，迎风坡和背风坡的气压差形式的阻力垂直传播至高层。

背风波是分层气流过山产生的重力内波，通常在在大气静力稳定而风速较小时出现。背风波波长短、频率高、振幅大，位相不随高度倾斜, 波动向下游传播 , 相速度和基本气流速度一致，是一种驻波。在不计摩擦和气压梯度力时，背风波的自然频率等于布兰特-维萨拉频率（Brunt–Väisälä frequency）。气压梯度力会使背风波的传播发生偏移，导致其频率小于自然频率；而摩擦力会使背风波发生能量衰减。当背风波的振幅足够大时会发生重力波破碎，形成转子（rotor）等现象。

Scorer参数综合反映了过山气流的风速和稳定度特征，是判断背风波的重要依据。Scorer参数被定义为布兰特-维萨拉频率和平均风速的比值，当过山气流的Scorer参数随高度快速减少，上下层Scorer参数的平方差超过一临界值时，会出现背风波。相似地，过山气流的弗劳德数（Froude number）也是背风波研究的重要参数，弗劳德数较小时，气流过山易出现背风波，弗劳德数较大时会发生重力波破碎。对由大地形（例如青藏高原）产生的背风波而言，罗斯贝数（Rossby number）是重要参数，研究表明不同的弗劳德数和罗斯贝数相结合可以产生不同的背风波结构。

山脉波动可以通过特定的地形云显现出来。地形云通常在山的上风端生成，下风端消散，其生成的高度从近地面起，至对流层中层有着很大的跨度。地形云的种类包括山帽云（cap cloud）、旗云（banner cloud）、转子云（rotor cloud）、荚状云（Lenticular cloud）、珠母云（Nacreous cloud）等。在对流层下层，山脉波动也会影响已经形成的其它云系（例如层积云）的形态。由于地形云与特定的山地结构相联系，它们通常是稳定存在的。对地形云的观测是研究山脉波动的重要手段。

2. 下坡风（downslope winds）

气流过山在背风侧的山脚附近产生局地强风的现象被称为下坡风。下坡风在世界各地都有发生，是中小尺度气流过山中一个重要的非线性现象。下坡风有暖性和冷性之分，但研究表明不同的下坡风都有相同的动力特征。学界对下坡风成因的动力学解释可分为两类，包括山顶附近的稳定层结（通常为对流层顶）反射和强化垂直方向过山波能量的线性理论和背风侧两层稳定流体的水跃理论。

焚风（föhn）是在全球各地的山脉均可发生的干暖性下坡风。传统意义上的焚风发生于阿尔卑斯地区，与之类似的钦诺克风（Chinook wind）发生于落基山脉。学界对焚风的研究史超过百年，对其显著高于地面环境的气温，最经典的理论是气流的干绝热增温：气团在迎风坡因地形强迫抬升产生降水，气团本身含水量显著下降，在进入背风坡后，几乎不含水的气团以干绝热率（9.8 °C/km）快速增温从而形成焚风。除上述理论外，焚风也可独立于迎风坡降水出现，有关的理论解释包括顶部气流下沉（draw-down of air from aloft）、湍流混合（turbulent mixing）和辐射增暖（radiative warming）。作为干暖性气流，焚风带来晴好天气，并可使局地气温显著上升并促进作物早熟。在夏季出现的焚风是山火的隐患，研究表明焚风能够使已经发生的山火快速发展，或使未完全被扑灭的山火复燃。

下沉风（katabatic wind）是在重力作用下冷空气从山地快速向下运动所带来的强风现象。下沉风最经典的例子是亚得里亚海（Adriatic Sea）沿岸的布拉风（bora），而在南极冰盖，下沉风的风速能够达到15-20 km/h。下沉风通常为冷性下坡风，但其在下行过程中受到绝热增温的影响，因此在到达海平面后，其温度仅略高于或低于环境温度。

当焚风和下沉风发展得足够强大时，可能形成下坡风暴（downslope windstorms）。下坡风暴是山的背风侧产生暂时性的强风，在山脚附近其最大风速可能达到50米/秒，而在离开山地后，其风速逐渐减小。典型的下坡风暴发生于海拔在1千米以上的狭长的山地。大范围天气尺度爬流和山顶附近的静力稳定也有利于下坡风暴的发展。在水跃理论下，下坡风暴是流体在背风坡出现的超临界（supercritical）现象。

主条目：地形降水

山地作为一类复杂地形，是地形降水（orographic precipitation）最常发生的地区。山地降水学专注于对受山地影响产生的各类降水现象，是地形降水研究的重要部分 。依据山地本身的规模，山地的地形降水可以是天气或局地尺度。在一些地区，山地地形降水也奠定了该地区最基本的气候态。

地形抬升（orographic lift）

地形抬升降水是山地地形降水最常见的形态。地形抬升指的是湿润气团经过山地时在爬流作用下沿迎风坡向上运动，发生绝热冷却并产生降水和降水云系的现象。地形抬升能够在迎风坡制造大量降水，与锋面抬升（frontal lift）和对流抬升（convective lift）并列为降水产生的主要机制。在大气稳定度高时，气团在被抬升的过程中可能被山地阻挡，形成更持久的地形降水。

播种-喂养机制（seeder-feeder mechanism）与地形抬升降水有密切联系，在诸多个例中得到了广泛研究。该机制被用以解释天气尺度降水系统在山地内降水量高于周围平坦地面的现象。具体而言，当上游天气尺度降水云系（播种者）在移动过程中与低层山地降水云系（被喂养者）相遇时，山地降水云系会以水滴的碰撞（collision）、聚合（coalescence）和冰晶的吸积（accretion）等方式从上游的降水云系获得水分的补充，并在局地产生大量降水。播种-喂养机制的有效性取决于上游降水云系的可降水量和山地降水云系维持的时间。

山地对流降水

除地形抬升外，山地也存在特殊的对流性降水：

山地气象学最常规的观测手段是单点观测（in-situ observation），即使用固定或和可移动的各类传感器直接与大气进行接触获得观测结果。其观测对象为常规气象要素（气温、气压、湿度、风场等）、辐射收支分量和各类山地大气污染物，如臭氧和氮氧化物。单点观测中可移动的传感器包括无线电探空仪和系留气球探空仪，通常搭载于探空气球上，对山地对流层大气的垂直变化进行观测。

单点观测是地面台站观测的主要内容，其优势在于能够稳定提供该站点各气象要素的时间序列，且观测精度高、仪器简单易于维护和业务化。单点观测的主要缺陷则是空间代表性不足。山地边界层大气显著的各向异性使得单点观测的结果不能被应用于相邻区域，例如位于山谷的近地面单点观测结果不能代表山坡的大气状态。

若区域内提供单点观测的台站足够多，对台站数据进行插值可以获得气象要素的空间场，克服单点观测的局限性，但在山地由于台站间显著的海拔差异，即台站间不在同一水平面，常见的差值方法会出现较大的误差。包含栅格数字高程模型（Degital Elevation Model, DEM）的协同克里金（co-Kriging）和贝叶斯克里金（Bayesian Kriging）是复杂地形下对台站数据进行插值的有效方法。站点本身的空间分布依然是影响插值精度的重要因素。若台站的单点观测在天气预报业务中，单点观测的气压被称为本站气压，位于高海拔山地的本站气压需要使用压高公式（barometric formula）订正为海平面气压并与其周围台站进行比较。

除常规气象观测外，在高海拔山地设立的单点气象站也是直接观测对流层中层大气的有效途径，其中最著名的例子是美国大气海洋局（National Oceanic and Atmospheric Administration, NOAA）下属的冒纳罗亚观测站（Mauna Loa Observatory，MLO），这座海拔3.4千米的气象站拥有常规气象要素和大气成分观测的长期序列，其中对二氧化碳的观测是全球温室效应的重要指标。

地面遥感（ground remote sensing）

在气象领域广泛使用的地面遥感设备，包括微波雷达（radar）、风廓线雷达（radar wind profiler）、声雷达（sodar）和激光雷达（lidar）在山地气象学中都有应用。上述设备可以在山地进行高频风场的反演，微波雷达也可以反演山地降水和云系，而激光雷达可以反演山地边界层的气溶胶浓度和边界层顶高度。地面遥感设备直接的观测结果是反射回波，但经过特定算法可以反演得到物理量，实现对大气的间接观测。

声雷达可以反演近地面至边界层数百米高范围内的风廓线。研究表明，若信噪比（signal-to-noise ratio, SNR）足够高，在5至10分钟的频率内，声波雷达的强回波能够以较高的精度观测山地边界层的风场。声雷达的优势在于观测频率高、技术成熟、造价低廉，可以布设阵列进行密集观测，也可以进行车载移动观测，但由于使用声波，在一些特殊的大气条件或嘈杂环境下效果不佳，声雷达自身也可能造成声污染。

气象用微波雷达使用波长在1至10厘米范围的微波进行遥感。微波雷达按波长从长到短分为S、C、X和K波段，其中S波段雷达主要用于风场观测，更短波段的雷达则用于降水和降水云系的观测。探测距离长是微波雷达的重要优势，利用多普勒技术，微波雷达能够在远距离对风暴的运动进行探测和预警，而可探测降水回波的特性使得微波雷达在能够与气旋正面接触的沿海山地得到了广泛应用。微波雷达的不足在于会受到地形的干扰，山地崎岖不平的表面会放大旁瓣杂波（sidelobe），也可能阻挡部分回波影响观测。

风廓线雷达使用比S波段微波雷达更长的波长进行观测，其观测范围在垂直方向可拓展至20千米，观测精度和频率很高，但在水平方向上局限于雷达的最小探测范围，与单点观测相近。此外和微波雷达类似，风廓线雷达在部设于山地时也存在旁瓣杂波的问题。

激光雷达不受旁瓣杂波的影响，而且能够探测气溶胶层的高度，因此在山地大气污染研究中具有重要应用。激光雷达可以搭载于飞机上进行移动观测，观测结果准确且拥有极高的时空分辨率。激光雷达在山地的使用没有太多缺陷，但由于其使用可见光附近波段进行遥感，因而容易受到水汽，尤其是雾的干扰，在植被茂盛的山地，其使用会受到限制。

卫星遥感（satellite remote sensing）

单点观测和地面遥感在水平方向通常稀疏且不均匀，使用地统计插值也很难达到最优效果。卫星遥感数据因其空间连续的成像特点成为一种非常重要的可替代数据源。随着气象卫星技术的发展，已经有诸多反演数据能够在山地气象学研究中使用。

卫星遥感的陆面温度（Land Surface Temperature, LST）和能量通量与单点观测结果有很好的一致性，因此在山地，尤其是青藏高原的陆-气能量平衡研究中有重要作用。但卫星反演的降水在一些山地气象研究中被证实可靠性不佳，例如热带雨量卫星（Tropical Rainfall Measurement Mission, TRMM）的降水分析与安第斯山脉中段的单点观测存在差异。卫星反演的雪水当量（Snow Water Equvilant, SWE）在很多研究中被作为山地积雪变化的观测指标，但SWE的被动微波遥感会受到云的干扰，其反演算法在不同植被覆盖的区域也表现出不同的误差，因此需要谨慎使用。除上述常见的卫星反演产品外，CloudSat和CALIPSO（Cloud-Aerosol Lidar and Infrared Pathfinder Satellite Observations）配备的星载激光雷达也为山地边界层的研究提供了数据支持。

外场观测试验（field experiment）综合了单点观测和地面遥感观测的研究手段，在山地气象研究中占有重要地位。外场观测试验为天气尺度和中小尺度的山地气象学研究提供了数据支持，也是模式参数化开发和对卫星遥感反演进行验证的重要手段。以说明外场观测试验的研究内容为目的，这里按时间顺序对部分外场观测试验进行举例：

山地外场观测试验常见的气象仪器布设包括四个方面，对地面气象要素的观测使用气压计（Baromter）、温湿度计（hygro-thermometer）雨量计（Rain gauge）和声波风速计（sonic anemometer），除雨量计外其它仪器常见的观测高度包括2米、5米和10米。对山地辐射收支的观测使用太阳辐射计（pyranometer）、净辐射计（net radiometer）等仪器。对大气成份的观测可使用红外气体分析仪（infrared gas analyzer）。对土壤的观测使用各种类型的土壤传感器（soil sensors），包括温度、湿度、热流量和其它热力属性。除土壤观测外，所有仪器均架设在气象塔上，配备GPS和数据接收、储存装置。外场观测试验中可能使用的地面遥感仪器包括：微波雷达、声雷达、风廓线雷达、激光雷达和云高仪（ceilometer）。此外也可能包含下投式探空仪（dropsonde）等机载遥感观测仪器。

山地气象学问题依据空间尺度的不同，有不同类型的数值模式可以使用。全球范围的大气环流模式（General Circulation Mode, GCM）适用于研究大尺度山地环流，数值天气预报（Numeric Weather Prediction, NWP）模式可用于天气尺度问题的研究，而大涡模拟（Large Eddy Simulation, LES）可以用于中小尺度问题的研究。

GCM在山地气象学中能够以地形对比试验的方式研究山地对行星尺度波动的影响。具体而言，在GCM的编译过程中可以通过修改地形参数设计“有山试验”和“无山试验”，其中“有山试验”使用真实地形，为控制试验，而“无山试验”将所研究的山地修改为平地，为敏感性实验。除地形外保持两者的海陆分布和初识场等变量相同，则“有山试验”和“无山试验”的差别可以认为是GCM中山地对大气环流的影响。在此类研究中被修改的山地通常为中纬度地区的大尺度山脉，如青藏高原和落基山脉，但也有研究发现，蒙古高原对冬季太平洋上空的大气长波和急流的影响要大于青藏高原。

NWP模式最主要的用途是山地气象预报，但在山地气象学研究中可以对在山地发生的特殊天气现象进行模拟和分析。研究表明，NWP模式能够很好地还原诸如西南低涡、冷锋过山和热带气旋在山地登陆时的大气流场特征。

LES可以用于中小尺度气流过山问题的研究，高分辨率的LES能够揭示气流的变化和内部结构。由于LES的分辨率能够解析（resolve）降水云系，因此LES也被用于山地降水学的研究。在一些外场观测试验如MAP中，LES的模拟结果与地面观测有很好的一致性。

现代的山地业务气象预报是一个包含了实时观测，数值模拟和预报经验的综合系统。其中实时观测包括了单点和遥感观测，而数值模拟则是整个预报系统的基石，山地大气运动的复杂性使得人工预报中的概念模型很难做出准确判断，而数值模拟得到的流场特征很好地弥补了人工预报的缺点。山地气象预报通常使用空间分辨率在10至15千米的NWP模式，分辨率更高的模式拥有更精细的地形数据和更好的解析能力，但模式可预报性和参数化方案的有效性问题使得过度提高NWP模式的分辨率在预报技巧上没有明显改进，甚至起反效果。在山地气象预报业务中，预报经验的作用主要为对NWP模式结果的解读。研究表明，人工预报结论对NWP模式预报技巧的提升，相当于5至10年的模式开发。因此，山地气象预报对人工预报技巧依然有很高的要求。此外，依据预报要求对NWP模式中边界层、积云对流和微物理参数化方案的开发，和对NWP模拟结果的后处理（Model Output Statistics）也是山地气象预报的重要内容。

山地气象灾害包括山火、大气污染、强风和极端降水等现象，山体滑坡和泥石流等地质灾害也与山地的气象条件有密切联系，因此气象灾害预警是山地气象学的重要应用。对山火的预警主要关注山地边界层内的气温、湿度的变化以及焚风和低空急流等现象。山地近地面风场的快速变化可能会引起火势的快速蔓延，在山火事件中是重大的安全隐患；对大气污染的监测和预警需要借助激光雷达对山地边界层内的气溶胶浓度进行遥感，并对污染源附近的山地边界层，尤其是冷湖的结构进行分析，山火产生的烟雾也是山地大气污染的重要来源；山地的强风现象通常由山背风侧的重力波破碎和下坡风暴引起，其预警与不同区域的山地特殊地形相联系；热带或温带气旋与山地正面接触是导致山地出现极端降水的重要原因，冬季冷锋过山时的冷锋上升和夏季山地出现的对流单体也会在局地制造大量降水，因此山地上游的天气尺度预报是对山地极端降水进行预警的关键。