山地氣象學

山地氣象學的研究意義，在於各類山地的廣泛分佈和其對大氣過程的重要影響。山脈和丘陵覆蓋了全球陸地的46%，產生了全球51%的地表徑流，近半數的全球人口生活于山地 ^{[4]  [5]}  。山地對大氣過程的影響是多方面的，在動力方面，山地改變了氣流的運動和陸-氣的動量交換；在熱力方面，山地參與了大氣的熱量和輻射傳輸過程。上述影響在不同尺度的山地氣象學研究中均有體現。世界範圍內有諸多雨林和沙漠的形成都與山脈對水汽輸送的影響有關，山地氣象學的發展增進了對這些地區氣象狀態的認知。山地也是氣象災害的多發地區，強風、山火、雪崩和大氣污染都會對山區居民或登山者造成威脅，山地氣象學研究為上述災害的預警提供了重要幫助。

在大氣科學的學科體系中，山地氣象學是天氣學的分支學科，但依據研究內容的不同，山地氣象學也與動力氣象學、大氣邊界層物理學、應用氣象學和大氣探測等二級學科有關。山地氣象學沒有正式的分支學科，但學界在討論中會使用“阿爾卑斯氣象學（Alpine Meteorology）” ^[6]  、“青藏高原學” ^[2]  等用語指帶對特定山系的山地氣象學研究。

與山地氣象學有關的科學嘗試最早可以追溯到古希臘時期，亞里士多德（Aristotle）在其著作Meteorologica中錯誤地猜想是山的高度決定了雲形成的高度，試圖解釋山地特殊的降水形態 ^[7]  。1648年，法國物理學家布萊士·帕斯卡（Blaise Pascal）發現了氣壓隨山地海拔增加而減小的現象 ^[7]  。

對山地氣象的科學研究始於18世紀，瑞士物理學家賀拉斯·索緒爾（Horace-Benedict de Saussure）對阿爾卑斯地區的氣象要素進行了系統的觀測，計算了當地的大氣垂直減温率，其數值與現代觀測結論一致，並注意到了山地氣象要素的日變化，以及地表太陽輻射隨海拔升高而增長的現象 ^[8]  。賀拉斯·索緒爾建立了全世界第一個山地氣象觀測站 ^[8]  ，在諸多文獻中，被認為是山地氣象學研究的第一人 ^{[1]  [9]}  。在同一時代，許多學者對全球各地的山脈進行了觀測，如英國植物學家約瑟夫·胡克（Joseph Dalton Hooker）對青藏高原的地理考察 ^[10]  ，德國自然學家亞歷山大·洪堡（Alexander von Humboldt）對拉丁美洲和西伯利亞諸多山脈的記錄 ^[11]  。洪堡在對厄瓜多爾欽博拉索山（Mount Chimborazo）的氣象觀測中發現了氣温/氣壓與海拔的關係，並將山地的垂直氣温變化與物種/生態系統聯繫起來 ^[11]  。而在比較了安第斯山脈（Andes Mountains）和喜馬拉雅山的雪線高度後，洪堡初步發現了青藏高原的熱島效應 ^[12]  。

進入19世紀，氣象學逐漸發展為獨立學科，許多進入工業時代的歐洲國家設立了氣象專職部門，位於歐洲腹地的阿爾卑斯地區由此得到了更加全面的觀測。觀測數據的積累促進了山地氣象學的發展，1840年，法國地質學家約瑟夫·福內特（Joseph Fournet）首次在文獻中描述了山谷風現象 ^[14]  。1866年，奧地利氣象學家尤里烏斯·漢（Julius von Hann）系統地解釋了焚風，其理論是大氣熱動力學中的經典例子 ^[15]  。在19世紀末，受到歐洲的影響，北美的山地氣象學開始發展 ^[16]  ，其中最早的觀測記錄可以追溯至1853年的華盛頓山（Mount Washington） ^[17]  。1884年，美國氣象學家亞培·羅徹（Abbott Lawrence Rotch）在米爾頓（Milton, Massachusetts）的藍山（Great Blue Hill）建立了藍山氣象觀測站（Blue Hill Meteorological Observatory）並開展了一系列觀測活動，為對流層中層大氣研究作出了重要貢獻 ^[18]  。美國氣象學家威廉·戴維斯（William Morris Davis）在其1885年所著的山地氣象學中，對阿巴拉契亞山脈（Appalachian Mountains）的氣象要素行了詳細的討論 ^[19]  。

在20世紀早期，隨着機載觀測設備的普及，山地氣象的小尺度問題得到了深入研究 ^[20]  。1938年，Arthur Wagner在總結前人理論的基礎上給出了山谷風系統的完整解釋 ^{[14]  [21]}  。1945年L. Bonacina發現了地形抬升引起降水的現象 ^[22]  。1948年，Erwin Ekhart以阿爾卑斯地區的氣象觀測為基礎，首次闡述了山地對流邊界層的結構和日變化特徵 ^[23]  。1949年，R. Scorer給出了背風波的理論解釋並得到了氣流過山的Scorer參數 ^[24]  。在天氣尺度方面，山地與鋒面氣旋系統相互作用的研究開展於20世紀中期，關注的重點是會引起劇烈天氣的冷鋒上升現象（Cold Fronts Aloft, CFA），為卑爾根學派基於海洋性氣旋的傳統理論提供了重要補充。在1949年Charney和Eliassen ^[25]  的前瞻性理論的基礎上，對山地-行星尺度波動相互作用的研究逐漸展開，並自1981年Hoskins和Karoly ^[26]  的研究起，出現了大量基於大氣環流模式的山地敏感性試驗。與此同時，多國合作的外場觀測試驗促進了山地氣象學的發展，其中有影響力的包括1979年和1998年的兩次青藏高原氣象試驗 ^[3]  、1982年的ALPEX（ALPine EXperiment） ^[27]  、和1999年的MAP（Mesoscale Alpine Programme） ^[28]  。

在山地氣象學的發展中，一些高等院校和研究機構作出了重要貢獻，這裏將其部分列出：

位於奧地利的因斯布魯克大學鄰近阿爾卑斯山，自20世紀早期起，即是該地區山地氣象學研究的重要場所。多位氣象學者，包括Heinrich von Ficker、Arthur Wagner、Erwin Ekhart和Friedrich Defant都曾在此工作，並形成了“因斯布魯克學派” ^[29]  。此外因斯布魯克大學學者參與了包括ALPEX和MAP在內的多次阿爾卑斯外場觀測試驗 ^[29]  。因斯布魯克大學的大氣和冰凍圈科學系（The Department of Atmospheric and Cryospheric Sciences, ACINN）是為數不多的將山地氣象、氣候學與冰凍圈科學相結合的研究和教學機構，其研究內容包括中小尺度氣流過山、山地熱力環流、山地大氣污染、山地對流和地形雲 ^[30]  。

大氣物理研究所作為中國氣象研究的最高學術機構之一，參與了大氣科學諸多領域的研究，其中最為知名的是對青藏高原氣象學的研究。多位大氣物理研究所的氣象學者，包括葉篤正、朱抱真、顧震潮、陶詩言等對青藏高原陸-氣能量平衡、青藏高原對東亞季風和東亞大氣環流影響的研究為山地氣象學的發展作出了重要貢獻 ^[31]  。

與山地氣象學發展有密切聯繫的學術會議，包括自1950年起每兩年一次的阿爾卑斯國際氣象會議（International Conference on Alpine Meteorology, ICAM） ^[32]  和自1976年起每兩至三年舉辦一次的美國氣象學會山地氣象學大會（AMS Conference on Mountain Meteorology） ^[33]  。一年一次的中國氣象學會年會也設有青藏高原與複雜山地天氣氣候分會場 ^[34]  。

在與大氣科學有關的學術獎項中，有山地氣象學家的參與。1893年，尤里烏斯·漢因對焚風的研究，由荷蘭皇家藝術與科學學院（Royal Netherlands Academy of Arts and Sciences）授予拜斯·巴雷特獎章（Buys Ballot Medal）；2006年Robert A. Houze因為對山地降水的研究和領導了MAP、IMPROVE在內的山地外場觀測試驗，由美國氣象學會授予卡爾-古斯塔夫·羅斯貝獎章（The Carl-Gustaf Rossby Research Medal）；2011年Joseph B. Klemp因對山地波動、雷暴和有關數值模擬技術的貢獻，同樣被授予羅斯貝獎章。其它有關的羅斯貝獎章獲獎者包括進行了與行星尺度波動和山地環流有關研究的Jule G. Charney（1964年）、Arnt Eliassen（1965年）、Joseph Smagorinsky（1972年）和Brian J. Hoskins（1988年） ^[35]  。此外美國氣象學會自2008年起設立了山地氣象學獎（Mountain Meteorology Award），獲獎者包括Robert Banta（2008年）、Ronald Smith（2010年）和David Whiteman（2012年）等 ^[36]  。

1.山谷風（mountain-valley wind）

山谷風系統作為在山地作用下產生的局地熱力環流（thermally driven circulation），是山地風速和風向最明顯的日變化特徵。對山谷風的研究始於19世紀中期，是山地氣象學最早開展的研究之一，其經典理論模型在近地面包括三個部分：日間的上升風（anabatic winds）、下坡風（downslope winds）和夜間的下穀風（downvalley winds）。在邊界層上方，每個部分都有相對應的補償氣流並形成閉合的循環 ^[38]  。在山谷-山坡交錯分佈的山地，山谷風系統在一天內可分為四個階段 ^[39]  ：

日間階段（daytime phase）：這一階段出現於日出數小時後。山坡因輻射增温而形成局地的熱低壓，而山谷因為冷湖的存在而擁有高氣壓。氣壓梯度的差異使得大氣由山谷向山坡運動，形成上升風。隨後當夜間邊界層逆温完全消散時，對流和垂直混合開始在山坡和山頂擴展並與天氣尺度氣流相耦合，在天氣尺度氣流的帶動下，此時山谷風的風力會有增大 ^[40]  。

旁晚過渡階段（evening transition phase）：進入傍晚後，當逆長波輻射通量超過入射的短波輻射通量後，下墊面的能量平衡將發生改變。最先發生改變的地區通常是山谷內被地形遮擋的陰涼地區。隨着下墊面開始冷卻，近地面層大氣的熱量將以湍流顯熱通量的形式逐漸流出並形成一層淺層的冷空氣，這些冷空氣在重力作用下將由山坡向山谷運動形成下穀風。同時山谷底部開始出現上升並向山谷兩側運動的補償氣流，形成閉合循環。這一閉合循環會逐漸冷卻整個山谷地區 ^[41]  。

夜間階段（nighttime phase）：夜間階段在日落數小時後開始，其標誌性特徵是下穀風主導了整個山谷。強大的下穀風會在近地面形成風切變，並使得冷空氣在山谷底部開始堆積，並形成冷湖（cold air pool）。冷湖的存在使得谷底的氣壓達到一天中的最高值並形成顯著的氣壓梯度，在氣壓梯度力的作用下，夜間山谷可以觀測到下谷急流（Down-Valley Jet, DVJ） ^[42]  。當山地與平原相接時，下穀風會形成外向氣流（outflow jet），在平原擴展至數公里的範圍。

清晨過渡階段（morning transition phase） ：這一階段由日出，下墊面能量平衡發生改變開始，至近地面層的夜間逆温被打破而結束。山谷內近地面逆温消散的具體過程與平坦地面不同，除了局地輻射加熱引起的不穩定外，由上升風觸發的補償氣流也促進了近地面逆温的消散。

2.山地-平原風（mountain-plain wind）

當山地與平地接壤時，山地-平原風系統也是山地邊界層內熱力環流的一部份。 山地-平原風系統由山地和其周圍平地的温差驅動，類似於海陸風。在日間，風由平原吹向山地，夜間則由山地吹向平原。

對流邊界層（Convective Boundary Layer, CBL）的時空結構在由平坦陸地過渡至山地時會發生顯著改變。平坦地面的CBL主要由熱湍流對流（turblent convection）驅動，而在山地CBL的構建中，山谷風系統所帶來的温度平流具有重要意義 ^[44]  。由於山谷和盆地易於發生污染物聚集，因此學界對此類CBL有具體的觀測和研究，但與此同時，學界對其它山地地貌，例如山坡、脊和山頂CBL的結構和演變細節則缺乏深入理解。此外，在對深對流（deep convection）現象和示蹤物（trace gas）長距離輸送的數值實驗中，也有對山地CBL與自由大氣間物質交換的研究。

在山地CBL，物質的傳輸和交換過程因受到山脈波動和局地熱力環流的影響而發生改變，這一改變影響了山地CBL的結構和日變化。山地CBL內温度和風場的日變化比平坦地面更加劇烈。依據氣象要素的變化特徵，Erwin Ekhart在1948年將山地CBL進行了分類 ^[23]  ：

山坡對流邊界層（slope CBL）：由山坡表面起向上延伸100米左右的邊界層大氣。山坡CBL在山地大氣中所佔的比重最小，但在研究中具有重要意義。在日間乾燥的情況下， 山坡CBL會因熱力驅動而產生上升風。上升風與近地面熱湍流對流的相互作用會改變CBL的高度，而其對CBL的高度的影響不是局地的，而是會擴散至周圍的其它地區。早晨至正午，山坡CBL的發展存在負反饋機制，當山坡CBL發展旺盛時，上升風強，但強大的上升風會將谷底的冷空氣帶入山坡形成負温度平流，從而抑制CBL的發展，因此，正午時的山坡CBL高度往往和上升風的高度一致 ^[45]  。進入下午後，谷底的冷空氣被逐漸消耗，山坡CBL的發展也由温度梯度主導的負反饋機制，轉為類似於平坦地面的對流混合機制，直至日落前，其高度會不斷拓展。

山谷對流邊界層（valley CBL）：處於山谷氣流影響下的邊界層大氣。山谷CBL的發展依賴於三個因素：下墊面加熱、上升風在高空的補償氣流所帶來的大氣下沉加熱 ^[46-47]  和水平温度平流。其中，下墊面加熱的山谷CBL發展與平坦地面類似，其高度會隨時間不斷增長；大氣下沉加熱發展的山谷CBL高度保持穩定，直到谷底上方逆温層高度縮減至CBL高度內 ^[48]  ；水平温度平流對山谷CBL的作用與山坡相反，在山坡引起冷平流並抑制CBL發展的上升風消耗了冷湖內的冷空氣，間接促進了山谷CBL的發展。盆地CBL的發展與山谷類似，但由於盆地可以比山谷聚集更多的冷空氣，日出後近地面的逆温層不易被打破，因此盆地CBL的發展比山谷更慢 ^[49]  。

大尺度山地對流邊界層（large scale mountain CBL）：也稱為山系對流邊界層（mountain range CBL），是將上述對流邊界層組份包含在內，作為整體的邊界層大氣，受到山地的大尺度動力和熱力作用的影響。山系CBL研究的一個關注點是其在多大程度上跟隨地形的起伏，這對預測污染物擴散和確定飛機飛行高度（避免CBL內湍流的影響）等實際問題有重要影響。在一天中的不同時刻，山系CBL與地形的貼合程度是不同的。在理想狀態下，日出後，夜間逆温層消散前，山坡CBL的發展快于山谷，因此山系CBL在山坡/山峯初更高；當進入正午後，山坡受負反饋機制的影響，CBL發展減慢，而山谷CBL因下沉氣流和温度平流作用加速發展，此時山系CBL基本貼合地形；在下午至傍晚時，山谷CBL的高度已經高於山坡，能夠抵消二者地形高度的差異，山系CBL近似為一水平面。在實際研究中，山系CBL受到山地環流和天氣尺度環流的影響，有更為複雜的表現。激光雷達遙感是觀測山系CBL變化的重要手段 ^[44]  。

除上述以上對山地CBL的傳統分類外，研究表明高原對流邊界層（plateau CBL ）具有特殊性。高原地區的邊界層缺乏觀測，但在數值模擬中，高原CBL與高海拔地區的山谷/盆地CBL相似，且由於高原自身的熱島效應，以及平原-高原環流（plain-plateau circulation）的作用，高原CBL的高度往往顯著高於周邊平坦地區的CBL ^[50-51]  。

污染物在平坦地面的擴散過程包括水平平流的稀釋和側風向的擴散，但在山地由於邊界層顯著地受到地形影響，大氣污染物的擴散變的更加複雜。在同樣的排放強度下，山地所受的大氣污染比平坦地面更強烈，其中山谷和盆地的底部容易發生污染物聚集，而山地CBL特殊的垂直輸送機制能夠把大氣污染物輸送至邊界層頂上方，形成長時間覆蓋整個山地的污染層。山地的穩定和對流邊界層的許多過程都與大氣污染有關。山地污染擴散一直是山地邊界層研究的重點 ^[43]  。

在夜間的穩定邊界層條件下，有限的擴散條件可能導致嚴重的大氣污染，而山地的特殊條件則會顯著地加重污染，其中影響最大的是夜間在山谷和盆地出現的冷湖。冷湖會在邊界層形成強大的穩定層節，此時邊界層內的風速和湍流混合作用很小，被排放至冷湖內的污染物會不斷富集。在適宜的天氣條件下，山谷和盆地底部的冷湖能夠連續存在數天，造成持續性污染 ^[52]  。另一個與大氣污染有關的過程是下穀風，下穀風會將日間由上坡風帶離排放源的污染物重新帶回山谷。由於山谷周圍的大氣中存在有大氣污染的前體物質，下穀風會導致二次污染物（例如臭氧）的濃度升高 ^[53-54]  。

在日間的對流邊界層條件下，山地CBL對污染物的垂直輸送作用以及CBL與自由大氣的物質交換，是與山地大氣污染有關的重要過程。此外該現象也有助於山地CBL高度的激光雷達遙感研究。在平坦地面，通常認為氣溶膠形態的大氣污染物在CBL中是被均勻混合的，而CBL的頂部逆温層則抑制了其下方物質的向上步輸送，形成氣溶膠層（Aerosol Layer, AL），這也是激光雷達能夠反演CBL高度的原因。但在山地，諸多觀測表明，位於CBL內的物質經常被輸送至CBL上方 ^[55-56]  。噴發（venting）被認為是污染物穿過山地CBL向上輸送的主要機制，具體而言包括平流性噴發（Advective Venting, AV）、山地噴發（Mountain Venting, MV）和山-雲噴發（Mountain-Cloud Venting, MCV） ^[37]  ，其中發生于山地對流系統中的MCV是CBL-自由大氣物質輸送效率最高的噴發 ^[57]  。在宏觀上，這些機制使得AL的高度顯著抬升（超過CBL高度）且比CBL更為平整。由於缺乏對山地CBL温度結構和其上方AL高度的連續觀測，此類研究以數值模擬為主 ^[58]  。

山地的複雜下墊面影響着氣流運動，並通過動力和熱力因子製造了多層級的環流系統。山地環流在時間和空間尺度上可以大致分類三類：在大範圍山系上由地轉效應而建立的行星尺度波動（planetary waves）、由山地引起的天氣系統，尤其是鋒面氣旋系統的改變，以及小尺度的在重力作用下產生的山脈波動（mountain waves）。上述分類之間沒有嚴格的界限，但在學界的討論中被廣泛使用 ^[1]  。在行星和天氣尺度的研究中，氣流過山形成的背風系統，包括背風槽和背風氣旋是研究的重點 ^[2]  。

在地球上水平尺度達到數百至數千千米的山脈，如青藏高原、落基山脈等，可影響大範圍地區的環流系統，其中對行星尺度大氣環流的影響體現於行星尺度波動上 ^[59]  。行星尺度波動的氣象學意義主要是確定環流形態和槽脊位置，在中高緯度地區，對流層中層的高壓脊總是位於山脈上游、低壓槽總是位於山脈的下游。東亞大槽和北美大槽即是行星尺度波動在青藏高原和落基山脈作用下產生的最典型的環流形態，它們對中緯度低壓系統的形成和移動具有重要影響 ^[60]  。行星尺度波動的產生和維持與氣柱經過山地時的渦度變化有關，在絕熱和不可壓縮大氣的假設下，位勢渦度守恆（conservation of potential vorticity）可以解釋波動的形成，即氣柱隨西風氣流上坡時，其高度被壓縮，為維持位勢渦度守恆，氣柱會產生反氣旋性的相對渦度，同時向赤道運動以減少地轉渦度，氣柱下坡時渦度變化相反，最終形成了大氣波動 ^[1]  。也有研究認為，氣柱在上坡時的渦度變化與其高度的壓縮無關，反氣旋性相對渦度的產生是由氣塊的體積膨脹所引起 ^[61]  。在大氣長波理論中，地形強迫項造成了羅斯貝波（Rossby wave）的能量頻散從而形成了行星尺度的平均槽脊，其中背風槽也被稱為地形羅斯貝波 ^{[59]  [62]}  。在熱力作用方面，氣柱上坡（下坡）時的絕熱降温（升温）所觸發的極向（赤道向）温度平流也造成了渦度的變化，使得西風氣流的槽區總是位於山的東側 ^[26]  。有些研究會使用數值模式修改地形進行敏感性試驗，比較山脈和其它因素，例如海陸分佈、非絕熱加熱等對行星尺度波動的影響 ^[63]  。

山地對天氣尺度過程的影響包括動力和熱力作用兩部分，在動力方面，山地可強迫氣流抬升或繞行，在熱力方面，山地依靠自身的非絕熱加熱對天氣系統產生影響。山地與鋒面氣旋系統的相互作用則同時包含了多個動力和熱力因素。

1. 繞流和爬流

氣流遇山時會發生流動的阻滯和形變，形成爬流和繞流。爬流指氣流在經過山脈時被強迫抬升的現象；而當氣流在水平方向發生偏轉並繞山而過時被稱為繞流 ^[59]  。在大氣波動理論中，爬流和繞流也被稱為地形波流相互作用 ^[59]  。爬流和繞流的相對大小與山脈自身的特徵和氣流的層節穩定度有關，當山地的高度超過一臨界高度（約為1 km）時，繞流會顯著增加，而西風氣流在經過南北走向的山脈時會產生更多爬流 ^[64]  。爬流和繞流會影響山地附近的天氣過程。當夏季風受山地阻礙形成爬流時會在迎風坡產生大量降水（地形抬升），而冬季風受山地阻礙時會因絕熱冷卻在迎風坡形成強低温區 ^[59]  。當西風氣流遇山地阻礙在產生繞流後會被分為兩支，南支出現氣旋性渦度形成槽，北支形成脊。北上分支由於受到科氏力的作用，強度得到增加，會形成急流（barrier jet）。氣流分支後形成的急流在冬季的青藏高原和內華達山脈（Sierra Nevada）都有被發現 ^[65-66]  。

2. 山地的陸-氣能量平衡

山地與大氣間的能量交換，即陸-氣能量平衡是山地熱力作用的重要表現 。任意類型的下墊面都與大氣進行着能量交換，但一些山地的垂直高度能夠到達對流層中層，因此直接影響着天氣和環流系統。高原由於頂部廣闊，有更大的能量交換面積，其熱力作用也更加明顯。在能量交換中，當熱量從山地輸送至大氣時，山地被稱為熱源，反之被成為冷源。山地在熱源和冷源之間的轉變取決於大氣淨輻射通量與山地感熱、潛熱和生物熱通量之和的相對大小。以青藏高原為例，在每年的2月至11月，青藏高原地面為熱源；12月至次年1月，高原主體轉變為冷源，其餘部分仍為熱源。一年中青藏高原6月的熱源最強，1月的冷源最強，在年平均上，青藏高原是一個熱源 ^[59]  。當山地作為熱源時，其周圍會形成熱低壓，而在熱低壓上方的對流層上層則會因氣流輻散形成高壓，這類高壓系統在青藏高原、落基山脈和安第斯山脈上空均有出現，但以青藏高原所對應的南亞高壓最為穩定 ^{[60]  [67]}  。

3. 山地-鋒面氣旋系統相互作用

山地與鋒面氣旋系統間有着複雜的相互作用，例如鋒面系統在經過山地時，其氣象要素特徵會因為山地而弱化，在一些著作中，該現象被稱為遮掩（masking） ^[1]  。冷鋒在經過山間盆地時會與盆地冷湖相遇，這時冷鋒前後的温度差異會減小。在冬季，冷湖可能比鋒後冷氣團的温度還要低，這時地面觀測冷鋒過境時反而會顯示氣温升高 ^[69]  。當冷鋒被山地遮掩時，氣象要素和雲系往往不能確定鋒線的位置，但鋒前降水依然會出現 ^[69]  。相似地，當暖鋒經過山的背風坡時，如果暖鋒前出現焚風（pre-frontal föhn），則暖鋒前後的温差也會減小，有時焚風的絕熱增温效應會使暖鋒前的氣温比暖氣團本身更高 ^[69]  。

當鋒面系統因為山地阻擋而被迫抬升時，對於暖鋒，山地的摩擦會顯著減慢暖鋒底部的移動，使得暖鋒上部在繼續移動的過程中超過暖鋒底部處於被孤立的位置，從而又進一步減慢後方暖鋒的速度。這類結構發生扭曲的暖鋒會在迎風坡製造持續性降水 ^[1]  。冷鋒在經過山地時，其性質可能會發生改變，如1940年華盛頓州的一次冷空氣爆發中，冷氣團在通過落基山脈時的下坡過程時，其氣温幾乎以幹絕熱率升高，使得落基山脈以西地區免於寒潮的影響 ^[70]  。

在山地與鋒面氣旋的移動路徑相垂直時，其對鋒面氣旋系統的影響是最大的。在迎風坡，由於山地對暖鋒的阻擋大於冷鋒，因此處於發展階段的鋒面氣旋經過時，先行的暖鋒可能被後方的冷鋒快速趕上形成錮囚結構。由於趕上的冷鋒的位置超前於地面槽線，這一現象被稱為冷鋒上升（Cold Fronts Aloft, CFA） ^[1]  。CFA通常帶來大量的鋒前降水和不穩定天氣，例如颮線。落基山脈因其大跨度的南北走向，是CFA的多發地區 ^[71]  。

在背風坡，最常見的山地-鋒面氣旋系統相互作用情形是山地背風坡的氣旋生成（lee cyclogenesis）。背風坡氣旋生成的主要原因是鋒面氣旋系統在下坡時由位勢渦度守恆引起的氣旋性渦度增加和温度梯度引起的斜壓不穩定（baroclinic instability） ^[72-73]  。世界範圍內，落基山脈、阿爾卑斯地區和青藏高原的背風坡均能觀測到氣旋生成，在青藏高原，背風坡的氣旋生成是形成西南低渦的原因之一 ^[2]  。

1. 山脈波動（mountain waves）

山脈波動包括過山波（orographic mountain wave）和背風波（lee wave）兩類，是特殊的重力內波（internal gravity wave）。其中，當整層均一氣流過山會時產生過山波，而是分層氣流過山時產生背風波 ^[75]  。根據淺水重力波理論（shallow-water wave theory），當地形阻擋氣流並使其發生向上的位移後，在背風坡，重力和浮力的相互作用使得氣流打破平衡狀態從而發生震盪形成波動 ^[1]  。山脈波動的波長在數百至數千米範圍內，被認為與下坡風暴和晴空湍流有關，對局地的天氣狀態具有重要影響。對山脈波動的研究主要以理論模型和數值模擬方法為主。山脊附近的淺逆温帶是最常發生山脈波動的地方 ^[76]  。

過山波是地面擾動源向大氣上界傳播引起的波動，有時稱為非攔截波 ^[77]  。過山波的產生原因是氣流過山時，迎風坡低風速 、高氣壓，背風坡高風速 、低氣壓，迎風坡和背風坡的氣壓差形式的阻力垂直傳播至高層 ^[75]  。

背風波是分層氣流過山產生的重力內波，通常在在大氣靜力穩定而風速較小時出現。背風波波長短、頻率高、振幅大，位相不隨高度傾斜, 波動向下游傳播 , 相速度和基本氣流速度一致，是一種駐波 ^[75]  。在不計摩擦和氣壓梯度力時，背風波的自然頻率等於布蘭特-維薩拉頻率（Brunt–Väisälä frequency）。氣壓梯度力會使背風波的傳播發生偏移，導致其頻率小於自然頻率；而摩擦力會使背風波發生能量衰減。當背風波的振幅足夠大時會發生重力波破碎，形成轉子（rotor）等現象 ^[1]  。

Scorer參數綜合反映了過山氣流的風速和穩定度特徵，是判斷背風波的重要依據 ^[24]  。Scorer參數被定義為布蘭特-維薩拉頻率和平均風速的比值，當過山氣流的Scorer參數隨高度快速減少，上下層Scorer參數的平方差超過一臨界值時，會出現背風波 ^[24]  。相似地，過山氣流的弗勞德數（Froude number）也是背風波研究的重要參數 ^[59]  ，弗勞德數較小時，氣流過山易出現背風波，弗勞德數較大時會發生重力波破碎 ^[78]  。對由大地形（例如青藏高原）產生的背風波而言，羅斯貝數（Rossby number）是重要參數，研究表明不同的弗勞德數和羅斯貝數相結合可以產生不同的背風波結構 ^[59]  。

山脈波動可以通過特定的地形雲顯現出來。地形雲通常在山的上風端生成，下風端消散，其生成的高度從近地面起，至對流層中層有着很大的跨度 ^[20]  。地形雲的種類包括山帽雲（cap cloud）、旗雲（banner cloud）、轉子云（rotor cloud）、莢狀雲（Lenticular cloud）、珠母雲（Nacreous cloud）等 ^{[1]  [80]}  。在對流層下層，山脈波動也會影響已經形成的其它雲系（例如層積雲）的形態 ^[20]  。由於地形雲與特定的山地結構相聯繫，它們通常是穩定存在的。對地形雲的觀測是研究山脈波動的重要手段。

2. 下坡風（downslope winds）

氣流過山在背風側的山腳附近產生局地強風的現象被稱為下坡風。下坡風在世界各地都有發生，是中小尺度氣流過山中一個重要的非線性現象 ^[75]  。下坡風有暖性和冷性之分，但研究表明不同的下坡風都有相同的動力特徵 ^[81]  。學界對下坡風成因的動力學解釋可分為兩類，包括山頂附近的穩定層結（通常為對流層頂）反射和強化垂直方向過山波能量的線性理論 ^[82]  和背風側兩層穩定流體的水躍理論 ^[83]  。

焚風（föhn）是在全球各地的山脈均可發生的乾暖性下坡風。傳統意義上的焚風發生於阿爾卑斯地區，與之類似的欽諾克風（Chinook wind）發生於落基山脈。學界對焚風的研究史超過百年，對其顯著高於地面環境的氣温，最經典的理論是氣流的幹絕熱增温：氣團在迎風坡因地形強迫抬升產生降水，氣團本身含水量顯著下降，在進入背風坡後，幾乎不含水的氣團以幹絕熱率（9.8 °C/km）快速增温從而形成焚風 ^[84]  。除上述理論外，焚風也可獨立於迎風坡降水出現，有關的理論解釋包括頂部氣流下沉（draw-down of air from aloft）、湍流混合（turbulent mixing）和輻射增暖（radiative warming） ^[85]  。作為乾暖性氣流，焚風帶來晴好天氣，並可使局地氣温顯著上升並促進作物早熟 ^[84]  。在夏季出現的焚風是山火的隱患，研究表明焚風能夠使已經發生的山火快速發展，或使未完全被撲滅的山火復燃 ^[86]  。

下沉風（katabatic wind）是在重力作用下冷空氣從山地快速向下運動所帶來的強風現象。下沉風最經典的例子是亞得里亞海（Adriatic Sea）沿岸的布拉風（bora） ^[87]  ，而在南極冰蓋，下沉風的風速能夠達到15-20 km/h ^[88]  。下沉風通常為冷性下坡風，但其在下行過程中受到絕熱增温的影響，因此在到達海平面後，其温度僅略高於或低於環境温度。

當焚風和下沉風發展得足夠強大時，可能形成下坡風暴（downslope windstorms）。下坡風暴是山的背風側產生暫時性的強風，在山腳附近其最大風速可能達到50米/秒，而在離開山地後，其風速逐漸減小 ^[89]  。典型的下坡風暴發生於海拔在1千米以上的狹長的山地 ^[89]  。大範圍天氣尺度爬流和山頂附近的靜力穩定也有利於下坡風暴的發展。在水躍理論下，下坡風暴是流體在背風坡出現的超臨界（supercritical）現象 ^[89]  。

山地作為一類複雜地形，是地形降水（orographic precipitation）最常發生的地區。山地降水學專注於對受山地影響產生的各類降水現象，是地形降水研究的重要部分 。依據山地本身的規模，山地的地形降水可以是天氣或局地尺度。在一些地區，山地地形降水也奠定了該地區最基本的氣候態。

地形抬升降水是山地地形降水最常見的形態。地形抬升指的是濕潤氣團經過山地時在爬流作用下沿迎風坡向上運動，發生絕熱冷卻併產生降水和降水雲系的現象。地形抬升能夠在迎風坡製造大量降水，與鋒面抬升（frontal lift）和對流抬升（convective lift）並列為降水產生的主要機制。在大氣穩定度高時，氣團在被抬升的過程中可能被山地阻擋，形成更持久的地形降水 ^[90]  。

播種-餵養機制（seeder-feeder mechanism）與地形抬升降水有密切聯繫，在諸多個例中得到了廣泛研究 ^[91]  。該機制被用以解釋天氣尺度降水系統在山地內降水量高於周圍平坦地面的現象。具體而言，當上遊天氣尺度降水雲系（播種者）在移動過程中與低層山地降水雲系（被餵養者）相遇時，山地降水雲系會以水滴的碰撞（collision）、聚合（coalescence）和冰晶的吸積（accretion）等方式從上游的降水雲系獲得水分的補充，並在局地產生大量降水 ^[92]  。播種-餵養機制的有效性取決於上游降水雲系的可降水量和山地降水雲系維持的時間 ^[90]  。

除地形抬升外，山地也存在特殊的對流性降水：

山地氣象學最常規的觀測手段是單點觀測（in-situ observation），即使用固定或和可移動的各類傳感器直接與大氣進行接觸獲得觀測結果。其觀測對象為常規氣象要素（氣温、氣壓、濕度、風場等）、輻射收支分量和各類山地大氣污染物，如臭氧和氮氧化物。單點觀測中可移動的傳感器包括無線電探空儀和繫留氣球探空儀，通常搭載於探空氣球上，對山地對流層大氣的垂直變化進行觀測 ^[68]  。

單點觀測是地面台站觀測的主要內容，其優勢在於能夠穩定提供該站點各氣象要素的時間序列，且觀測精度高、儀器簡單易於維護和業務化。單點觀測的主要缺陷則是空間代表性不足。山地邊界層大氣顯著的各向異性使得單點觀測的結果不能被應用於相鄰區域，例如位於山谷的近地面單點觀測結果不能代表山坡的大氣狀態 ^[68]  。

若區域內提供單點觀測的台站足夠多，對台站數據進行插值可以獲得氣象要素的空間場，克服單點觀測的侷限性，但在山地由於台站間顯著的海拔差異，即台站間不在同一水平面，常見的差值方法會出現較大的誤差。包含柵格數字高程模型（Degital Elevation Model, DEM）的協同克里金（co-Kriging）和貝葉斯克裏金（Bayesian Kriging）是複雜地形下對台站數據進行插值的有效方法 ^[94]  。站點本身的空間分佈依然是影響插值精度的重要因素 ^[95]  。若台站的單點觀測在天氣預報業務中，單點觀測的氣壓被稱為本站氣壓，位於高海拔山地的本站氣壓需要使用壓高公式（barometric formula）訂正為海平面氣壓並與其周圍台站進行比較 ^[96]  。

除常規氣象觀測外，在高海拔山地設立的單點氣象站也是直接觀測對流層中層大氣的有效途徑，其中最著名的例子是美國大氣海洋局（National Oceanic and Atmospheric Administration, NOAA）下屬的冒納羅亞觀測站（Mauna Loa Observatory，MLO），這座海拔3.4千米的氣象站擁有常規氣象要素和大氣成分觀測的長期序列，其中對二氧化碳的觀測是全球温室效應的重要指標 ^[97]  。

在氣象領域廣泛使用的地面遙感設備，包括微波雷達（radar）、風廓線雷達（radar wind profiler）、聲雷達（sodar）和激光雷達（lidar）在山地氣象學中都有應用。上述設備可以在山地進行高頻風場的反演，微波雷達也可以反演山地降水和雲系，而激光雷達可以反演山地邊界層的氣溶膠濃度和邊界層頂高度。地面遙感設備直接的觀測結果是反射回波，但經過特定算法可以反演得到物理量，實現對大氣的間接觀測 ^[68]  。

聲雷達可以反演近地面至邊界層數百米高範圍內的風廓線。研究表明，若信噪比（signal-to-noise ratio, SNR）足夠高，在5至10分鐘的頻率內，聲波雷達的強回波能夠以較高的精度觀測山地邊界層的風場。聲雷達的優勢在於觀測頻率高、技術成熟、造價低廉，可以佈設陣列進行密集觀測，也可以進行車載移動觀測，但由於使用聲波，在一些特殊的大氣條件或嘈雜環境下效果不佳，聲雷達自身也可能造成聲污染 ^[68]  。

氣象用微波雷達使用波長在1至10釐米範圍的微波進行遙感。微波雷達按波長從長到短分為S、C、X和K波段，其中S波段雷達主要用於風場觀測，更短波段的雷達則用於降水和降水雲系的觀測。探測距離長是微波雷達的重要優勢，利用多普勒技術，微波雷達能夠在遠距離對風暴的運動進行探測和預警，而可探測降水回波的特性使得微波雷達在能夠與氣旋正面接觸的沿海山地得到了廣泛應用。微波雷達的不足在於會受到地形的干擾，山地崎嶇不平的表面會放大旁瓣雜波（sidelobe），也可能阻擋部分回波影響觀測 ^[68]  。

風廓線雷達使用比S波段微波雷達更長的波長進行觀測，其觀測範圍在垂直方向可拓展至20千米，觀測精度和頻率很高，但在水平方向上侷限於雷達的最小探測範圍，與單點觀測相近。此外和微波雷達類似，風廓線雷達在部設於山地時也存在旁瓣雜波的問題 ^[68]  。

激光雷達不受旁瓣雜波的影響，而且能夠探測氣溶膠層的高度，因此在山地大氣污染研究中具有重要應用。激光雷達可以搭載於飛機上進行移動觀測，觀測結果準確且擁有極高的時空分辨率。激光雷達在山地的使用沒有太多缺陷，但由於其使用可見光附近波段進行遙感，因而容易受到水汽，尤其是霧的干擾，在植被茂盛的山地，其使用會受到限制 ^{[68]  [99]}  。

單點觀測和地面遙感在水平方向通常稀疏且不均勻，使用地統計插值也很難達到最優效果。衞星遙感數據因其空間連續的成像特點成為一種非常重要的可替代數據源。隨着氣象衞星技術的發展，已經有諸多反演數據能夠在山地氣象學研究中使用。

衞星遙感的陸面温度（Land Surface Temperature, LST）和能量通量與單點觀測結果有很好的一致性，因此在山地，尤其是青藏高原的陸-氣能量平衡研究中有重要作用 ^[100-101]  。但衞星反演的降水在一些山地氣象研究中被證實可靠性不佳，例如熱帶雨量衞星（Tropical Rainfall Measurement Mission, TRMM）的降水分析與安第斯山脈中段的單點觀測存在差異 ^[102]  。衞星反演的雪水當量（Snow Water Equvilant, SWE）在很多研究中被作為山地積雪變化的觀測指標，但SWE的被動微波遙感會受到雲的干擾 ^[103]  ，其反演算法在不同植被覆蓋的區域也表現出不同的誤差 ^[104]  ，因此需要謹慎使用。除上述常見的衞星反演產品外，CloudSat ^[105]  和CALIPSO（Cloud-Aerosol Lidar and Infrared Pathfinder Satellite Observations） ^[106]  配備的星載激光雷達也為山地邊界層的研究提供了數據支持。

外場觀測試驗（field experiment）綜合了單點觀測和地面遙感觀測的研究手段，在山地氣象研究中佔有重要地位。外場觀測試驗為天氣尺度和中小尺度的山地氣象學研究提供了數據支持，也是模式參數化開發和對衞星遙感反演進行驗證的重要手段。以説明外場觀測試驗的研究內容為目的，這裏按時間順序對部分外場觀測試驗進行舉例：

山地外場觀測試驗常見的氣象儀器佈設包括四個方面，對地面氣象要素的觀測使用氣壓計（Baromter）、温濕度計（hygro-thermometer）雨量計（Rain gauge）和聲波風速計（sonic anemometer），除雨量計外其它儀器常見的觀測高度包括2米、5米和10米。對山地輻射收支的觀測使用太陽輻射計（pyranometer）、淨輻射計（net radiometer）等儀器。對大氣成份的觀測可使用紅外氣體分析儀（infrared gas analyzer）。對土壤的觀測使用各種類型的土壤傳感器（soil sensors），包括温度、濕度、熱流量和其它熱力屬性。除土壤觀測外，所有儀器均架設在氣象塔上，配備GPS和數據接收、儲存裝置 ^[110]  。外場觀測試驗中可能使用的地面遙感儀器包括：微波雷達、聲雷達、風廓線雷達、激光雷達和雲高儀（ceilometer）。此外也可能包含下投式探空儀（dropsonde）等機載遙感觀測儀器 ^[114]  。

山地氣象學問題依據空間尺度的不同，有不同類型的數值模式可以使用。全球範圍的大氣環流模式（General Circulation Mode, GCM）適用於研究大尺度山地環流，數值天氣預報（Numeric Weather Prediction, NWP）模式可用於天氣尺度問題的研究 ^[115]  ，而大渦模擬（Large Eddy Simulation, LES）可以用於中小尺度問題的研究 ^[116]  。

GCM在山地氣象學中能夠以地形對比試驗的方式研究山地對行星尺度波動的影響。具體而言，在GCM的編譯過程中可以通過修改地形參數設計“有山試驗”和“無山試驗”，其中“有山試驗”使用真實地形，為控制試驗，而“無山試驗”將所研究的山地修改為平地，為敏感性實驗。除地形外保持兩者的海陸分佈和初識場等變量相同，則“有山試驗”和“無山試驗”的差別可以認為是GCM中山地對大氣環流的影響 ^[59]  。在此類研究中被修改的山地通常為中緯度地區的大尺度山脈，如青藏高原和落基山脈，但也有研究發現，蒙古高原對冬季太平洋上空的大氣長波和急流的影響要大於青藏高原 ^[117]  。

NWP模式最主要的用途是山地氣象預報，但在山地氣象學研究中可以對在山地發生的特殊天氣現象進行模擬和分析。研究表明，NWP模式能夠很好地還原諸如西南低渦 ^[118]  、冷鋒過山 ^[119]  和熱帶氣旋在山地登陸時的大氣流場特徵 ^[120-121]  。

LES可以用於中小尺度氣流過山問題的研究，高分辨率的LES能夠揭示氣流的變化和內部結構。由於LES的分辨率能夠解析（resolve）降水雲系，因此LES也被用於山地降水學的研究 ^[122]  。在一些外場觀測試驗如MAP中，LES的模擬結果與地面觀測有很好的一致性 ^[123]  。

現代的山地業務氣象預報是一個包含了實時觀測，數值模擬和預報經驗的綜合系統 ^[124]  。其中實時觀測包括了單點和遙感觀測，而數值模擬則是整個預報系統的基石，山地大氣運動的複雜性使得人工預報中的概念模型很難做出準確判斷，而數值模擬得到的流場特徵很好地彌補了人工預報的缺點。山地氣象預報通常使用空間分辨率在10至15千米的NWP模式，分辨率更高的模式擁有更精細的地形數據和更好的解析能力，但模式可預報性和參數化方案的有效性問題使得過度提高NWP模式的分辨率在預報技巧上沒有明顯改進，甚至起反效果 ^[115]  。在山地氣象預報業務中，預報經驗的作用主要為對NWP模式結果的解讀。研究表明，人工預報結論對NWP模式預報技巧的提升，相當於5至10年的模式開發。因此，山地氣象預報對人工預報技巧依然有很高的要求。此外，依據預報要求對NWP模式中邊界層、積雲對流和微物理參數化方案的開發，和對NWP模擬結果的後處理（Model Output Statistics）也是山地氣象預報的重要內容 ^[115]  。

山地氣象災害包括山火、大氣污染、強風和極端降水等現象，山體滑坡和泥石流等地質災害也與山地的氣象條件有密切聯繫，因此氣象災害預警是山地氣象學的重要應用。對山火的預警主要關注山地邊界層內的氣温、濕度的變化以及焚風和低空急流等現象 ^[86]  。山地近地面風場的快速變化可能會引起火勢的快速蔓延，在山火事件中是重大的安全隱患 ^[4]  ；對大氣污染的監測和預警需要藉助激光雷達對山地邊界層內的氣溶膠濃度進行遙感，並對污染源附近的山地邊界層，尤其是冷湖的結構進行分析 ^[44]  ，山火產生的煙霧也是山地大氣污染的重要來源 ^[86]  ；山地的強風現象通常由山背風側的重力波破碎和下坡風暴引起，其預警與不同區域的山地特殊地形相聯繫 ^[4]  ；熱帶或温帶氣旋與山地正面接觸是導致山地出現極端降水的重要原因，冬季冷鋒過山時的冷鋒上升和夏季山地出現的對流單體也會在局地製造大量降水 ^[4]  ，因此山地上游的天氣尺度預報是對山地極端降水進行預警的關鍵 ^[71]  。