地形降水（orographic precipitation）在狭义上指受山地地形影响而产生或被增强的局地降水过程，在广义上包含所有受大气-地形相互作用影响的降水过程 [1-2]。地形降水最常见的理论模型是中性层结气流在迎风坡带来的地形抬升降水，但本质上包括地形抬升降水、地形对流降水和天气尺度系统移入山地后的降水增强 [2-3]。一些包含地形降水的天气过程，例如热带气旋登陆沿海山地，会造成的气象和地质灾害 [2]。
- 中文名
- 地形降水
- 外文名
- orographic precipitation
- 类 型
- 天气现象，降水
- 学 科
- 天气学，山地气象学
参见：山地气象学
地形降水的早期研究可以追溯到1945年L. Bonacina对地形抬升降水的讨论。Bonacina通过地形抬升解释了全球范围内山地迎风坡和背风坡降水分布的差异，并使用“orographic precipitation”描述该现象，其中“orographic”来自古希腊语的“山地（oros）”一词 [6]。随后在1947年，Charles K. M. Douglas和J. Glasspoole研究了中性湿气流的地形抬升，这份研究首次在天气尺度下讨论了地形的降水效应 [7]。
地形降水的量化研究得益于气象观测手段的进步，在近现代探空和遥感技术的支持下，于山地开展的外场观测试验，例如Sierra-Cooperative Project和MAP（Mesoscale Alpine Programme）帮助建立了地形降水的宏观和微物理理论，也探知了地形对流和其它中小尺度过程。对地形降水在各个时期的阶段性综述可以参见Sawyer (1956) [8]、Smith (1979) [9]、Roe (2005) [3]和Houze (2011) [2]。
地形降水的动力学理论主要研究和解释伴随降水出现的上升运动，与后者有直接关系的天气动力学概念是由布伦特-维萨拉频率（Brunt–Väisälä frequency），即浮力频率定义的大气的层结稳定度。浮力频率小于等于0表示不稳定和中性层结，在扰动下会出现上升运动，反之则为稳定层结，不同层结稳定度的山地气流存在动力学机制的差异，该差异会最终影响地形降水的类型、强度和空间分布。对稳定层结下的地形降水，一个在研究中被广泛使用的参数是无量纲地形高度（non-dimensional mountain height） [10]：
稳定和中性层结
当过山湿气流层结稳定时，山地的空间尺度对地形抬升降水有重要影响。在山地尺度较大，例如无量纲地形高度大于1.2时，山地对气流有阻滞效应（barrier effect）并形成阻滞气流（barrier flow）。阻滞气流对地形抬升降水的空间分布和强度有影响，作为观测结论，阻滞效应会使地形降水的强度增大，降水分布的中心也向迎风坡上游移动。按Medina and Houze (2005)的理论，阻滞效应发生时，迎风坡近地面风速减弱，在对流层下层形成风切变，该环流形态阻碍了迎风坡顶的气流抬升，但同时阻滞气流的堆积使得迎风坡变得更加平缓，风切变内部的湍流活动也有利于微物理过程中降水的生成（参见微物理过程），因此可以在迎风坡上游制造更强的降水 [11]。在一些外场观测试验中，阻滞效应可以将地形降水扩展至迎风坡之外 [12-13]。
在山地尺度较小，例如无量纲地形高度小于1时，层结稳定气流在山顶附近可能形成山脉波动（mountain wave），包括过山波和背风波。山脉波动有利于地形降水的发展，其中过山波引发的上升运动会强化山顶附近的垂直运动并增强地形降水，该现象在IMPROVE-2外场观测试验中得到了系统研究，数值模拟结果表明，山脉波动可使其影响区域的地形降水总量提升10-20% [14]。在其它理想化的数值试验中，过山波对地形降水的提升量与其强度正相关，当过山气流强且山地的宽度较小时，过山波对降水的影响大 [15]。
中性层结湿气流通常不受地形阻滞的影响，因此在通过山地时其内部会有明显的上升气流并伴随强降水。中性层结气流过山是地形降水最早开展的研究之一，其中的一类典型例子是锋前急流（pre-frontal low level jet）经过山地引起的地形抬升降水，该情形在外场观测试验中得到了系统研究 [16-17]。
中性和稳定层结下的地形降水与山地的空间和几何特征有关。当由迎风坡宽度计算的罗斯贝数（Rossby number）小于1，即慢速气流通过大尺度山系时，过山气流的动力学描述需要考虑地球的旋转效应。在观测中，阿尔卑斯山、内华达山脉等大尺度山系的数值理想实验表明，其迎风坡降水存在非对称现象，过山气流右侧的降水要多于左侧 [18-19]；而当罗斯贝数远大于1时，山地地形的几何特征会影响地形降水。例如地形的宽度会影响气流过山的弗劳德数（Froude number），后者是对背风波的振幅进行判定的参数之一 [20]。
不稳定层结
山地气流出现强不稳定层结的情形通常为日间山坡阳面的辐射增暖，或周围中尺度环流和山脉波动的不稳定能量在山地的传播。不稳定层结会在山地形成对流单体和局地强降水，背风坡的下沉气流中对流单体少见，而迎风坡的上升气流则有利于对流单体的发展，若地形抬升超过自由对流高度（Level of Free Convection, LFC），会直接产生对流单体，因此在迎风坡的地形抬升区域内可观测到因触发局地不稳定对流而产生的降水增强 [15] [21]。依据不稳定性的强弱，山地的对流系统可以有两类发展形式。在强不稳定情形下，山地对流系统会随其内部下沉支气流（downdraft）引发的密度流向大尺度流场的上游传播并产生大规模降水 [22-23]；弱不稳定情形下，山地对流会在山顶附近形成准静止（quasi-stationary）的雨带。数值理想试验可以有效区分上述两类不稳定对流，在观测中，强不稳定层结的情形通常为日间的辐射增暖或中尺度对流系统（meso-sclae convective system）通过山地 [24-25]；弱不稳定情形通常为地形辐合或重力波活动 [26-28]。
地形降水在宏观上以动力学理论为主，热力学理论通过考虑气块的非绝热过程（diabatic process）对动力学理论进行修正。由于地形降水的研究对象是包含一定可降水总量的湿空气，因此浮力频率有时无法准确描述其行为 [19]，为此按热力学观点提出的改进是湿静力稳定度（moist static stability） [29]：
热力学因子会影响地形降水强度随时间的变化，其中典型的例子是中性层结气流过山。由于中性层结对应湿静力稳定度为0的情形，因此随着降水过程的持续，湿空气的含水量会减小，其湿静力稳定度的数值会发生变化。数值理想试验的结果表明，当湿空气的水汽饱和度降低时，其层结由中性向稳定转变，但该转变过程是非线性的。在观念上，若水汽饱和度快速且大幅度下降，则中性层结更易转变为稳定层结 [32-33]。
降水的微物理过程包括云内水凝物（hydrometeor）的生成、交互和降落，其中在降水的生成（precipitation growth）方面包括雨滴的碰撞（collision）和合并（Coalescence）；冰晶的凝华（deposition）、聚合（aggregation）、结凇（riming）和其它不由冰晶核（ice nuclei）引发的二次冰晶生成；在降水的衰减方面包括蒸发（evaporation）和升华（sublimation） [34]。考虑山地海拔，其上方大气的凝结高度很低，有时山地自身海拔已经超过了凝结高度，因此地形降水的微观过程中，混相（mixed phase）和冷云物理理论占很大比重 [4]。
地形降水和一般降水在上述微物理过程的机制上没有区别，但复杂地形和有关的动力学机制影响了不同微物理过程的相对重要性，这里介绍微物理过程在不同条件下与地形因素的相互作用。
时间尺度
地形降水包含3个时间尺度：平流时间尺度（advective time scale），即上升气流的持续时间；转化时间尺度（conversion time scale），即云系内形成降水所需的时间；下落时间尺度（fallout time scale），即云系内降水形成后落入地面所需的时间 [35-36]。平流时间尺度大致为山地宽度的一半（考虑迎风坡和背风坡对称）对气流过山水平速度的比值，可由观测结果计算。转化时间尺度和下落时间尺度通常由数值模拟或室内仪器观测确定，模拟和观测结果在不同的给定条件下有很大差异。转化时间尺度的长短在0至30分钟之间，具体取决于参与转化的降水生成过程，而后者被认为与地形和大尺度环流有关 [37-38]。下落时间尺度对应的下落速度在固态降水的情形下大致为
地形几何特征的影响
地形几何特征对微物理过程的影响包括高度和宽度两个维度。狭窄而高的山系海拔上升更快，因此气流过山时的垂直速度更大，其内部云系的凝结更加旺盛，数值模拟结果表明，此时地形降水的生成由凝结-结凇过程主导，转化时间尺度小；与之相反的，气流在通过宽大平缓的山系时，其云系内部的降水生成由凝华作用主导，转化时间尺度大 [40]。当地形高度高于凝结高度时，降水在下落过程中将始终保持固态，因此下落时间尺度大，且固态降水，例如降雪在下落过程中受到水平风速影响，其地面分布会偏向背风坡一侧 [20] [40]；地形高度低于凝结高度时反之。综合以上观点，在降水效率方面，高海拔陡峭地形有利于建立凝结-结凇过程，对应小的转化时间尺度和高的降水效率，但也带来固态降水，对应大的下落时间尺度和低的降水效率，低海拔平缓地形反之。因此在观测比较中，通过考虑地形高度带来的上述两个相反作用因素的相对大小，可以同时解释凝结高度对降水效率的正面和负面影响 [41]。
与地形特征密切联系的变量是气流过山速度，二者共同决定了平流时间尺度的大小和降水的空间分布。一方面，在气流过山速度固定时，狭窄地形的平流时间尺度小，因此其云系内降水发展的时间短，降水效率低；反之宽度大的山地有足够长的迎风坡发展降水，因此降水效率高。另一方面，在地形几何特征固定时，快速过山气流的降水密集区域更接近山顶，原因是其降水下落时受到水平风速的影响更加明显，该现象在降雪发生时明显 [13]。
动力学因子的影响
层结稳定气流过山时可能会形成阻滞气流，此时地形降水在阻滞气流的产生地会呈现微物理过程和空间分布的变化。具体地，过山气流下方的冷空气层结会在迎风坡堆积，充分堆积的冷空气自身也具有阻滞效应，会在空间上进一步延伸地形阻滞的影响，类似于形成了一个更宽和更平缓的地形，类比地形宽度的作用可知，阻滞气流增大了平流时间尺度 [20] [42]。另一方面，动力学理论中阻滞气流内部的湍流活动有利于降水的生成，因此减小了转化时间尺度，该现象在研究中被称为小尺度单体（small-scale cellularity）与微物理过程的相互作用 [11] [15]。在上述两类机制的作用下，阻滞气流会提高地形降水的效率并使其向气流的上游扩展。在降水的生成过程方面，堆积的冷空气减缓了过山气流的上升运动和与之对应的凝结过程，因此对阻滞气流，其云系内水凝物的生成主要通过冰晶核的凝华实现，结凇过程出现较少 [21] [43]。此外，在地形降水达到一定级别时，地表积雪融化或积水蒸发产生的非绝热降温会在迎风坡形成下谷风（down-valley wind）并进一步增强冷空气的堆积，该现象可类比山谷风系统（mountain-valley wind system）在夜间的下谷风，和冷空气池（cold air pool） [44-45]。
在动力学理论中，过山波有利于过山气流的上升运动，在微物理过程方面，理想状态的过山波也有利于微物理过程和地形降水的产生。首先，过山波使得过山气流的上升区域向上风区倾斜，使其与降水区域有更大面积的重叠，减小了生成时间尺度；其次，山脉波动减缓了水平风速，因此增大了平流时间尺度；最后，山脉波动可以将上升气流（updraft）带入对流层更高处，此时云系内有更大的区域可以生成降水，因此减小了生成时间尺度 [20]。除上述理想情形外，实际观测中过山波也可能降低地形降水的效率，例如波长短的过山波会抑制地形降水云系的发展，增大生成时间尺度 [20]。
地形抬升降水是稳定或中性层结气流在通过山地迎风坡时受迫上上运动，其内部水汽因绝热降温而凝结并形成降水的天气过程。地形抬升的垂直速度通常在
 气流完全通过山地的地形抬升 [2] | 气流完全通过山地的地形抬升：最常见的情形，中性湿气流在迎风坡受地形抬升并在山顶附近形成云系。云系内的冰晶在上层按凝华和聚合方式生成后进入中下层的液态环境中以结凇方式继续增长，并在重力作用下落入地面。随着地形降水过程的持续，云系的残余部分在气流进入背风坡后在下沉运动和绝热增温的影响下开始消散 [35]。 |
 被山地完全阻滞的地形抬升 [2] | 被山地完全阻滞的地形抬升：此类情形通常在气流结稳定、过山速度慢且迎风坡海拔较高时出现。被完全阻挡的气流，尤其是下方层结的冷空气会在迎风坡堆积并抬升其上部的过山气流，相当将山地的影响向上游延伸。该情况出现时，地形抬升降水的空间分布会向上游移动，且由于平流时间尺度的增大，地形抬升降水会得到更充分的发展 [42]。 |
 被山地部分阻滞的地形抬升 [2] | |
 小尺度山地的地形抬升 [2] | 小尺度山地的地形抬升：当山地的海拔较低、有平缓的背风坡或与另一山脉的迎风坡相连时，过山气流在迎风坡产生的云系和降水不会在背风坡完全消散，而是在受背风坡下沉气流的影响下被削弱，但仍然可以产生降水 [47]。 |
由于在气候尺度上山地可以认为是静止，因此地形抬升的影响区域也是固定的，在气候学研究中，地形抬升和雨影效应被用于解释全球主要山系迎风坡和背风坡的降水气候态差异，例子包括与喜马拉雅山关联的印度（迎风侧）和中国西北部（背风侧）、与安第斯山脉关联的亚马逊盆地（迎风侧）和阿塔卡马沙漠（背风侧）。
地形对流是对在山地发生或受山地影响的对流性降水的统称。山地通过各类方式为局地大气赋予对流有效位能（Convective Available Potential Energy, CAPE），促使后者发生不稳定抬升并形成对流单体。
 地形抬升触发对流 [2] | |
 日间辐射增暖触发对流 [2] | 日间辐射增暖触发对流：此类情形通常发生于正午，太阳辐射通过对山坡和山顶的加热在近地面形成位势温度梯度，获得CAPE的局地大气会发生不稳定抬升并产生对流。辐射增暖也会在山地带来重力波并将对流系统传播至山地之外 [49]。 |
 夜间背风坡下行气流引起近地面辐合触发对流 [2] | 夜间背风坡下行气流引起近地面辐合触发对流：夜间的辐射冷却会抑制山顶的对流活动，但山坡可能会形成强大的下行气流。若下行气流在山脚附近与不稳定的湿气团会和，则会产生对流活动并伴随降水 [2]。 |
 背风波触发对流 [2] | 背风波触发对流：背风波可以在山地的背风侧制造小范围的对流活动，其背风波的第一个波峰对不稳定对流的影响最大 [50]。此外，若山地的背风侧与临近山系的迎风坡相连，则背风波可以在山地的背风侧制造持续性的雨带 [28]。 |
 过山波触发对流 [2] | 过山波触发对流：在垂直方向得到充分发展的过山波在传播至背风坡后，其正相位的上升气流可以与近地面存在的湿气团相互作用，获得CAPE并制造对流降水 [49]。 |
 背风坡的地形辐合触发对流 [2] | 背风坡的地形辐合触发对流：此类情形常见于具有碗状的凸结构的山地，当气流经过碗状山地发生绕流并在山后汇合时，水平方向辐合带来的补偿性上升气流并伴随降水。一个例子是美国华盛顿州（Washington State）的奥林匹克山（Olympic mountains），当气流在经过奥林匹克山后受地形影响在普吉特湾（Puget Sound）汇合从而引发局地的对流性降水 [27]。 |
 背风坡顶盖逆温结构破裂触发对流 [2] | 背风坡顶盖逆温结构破裂触发对流：山地背风坡存在顶盖逆温现象，即层结稳定的下坡气流位于层结不稳定的边界层大气之上。顶盖逆温抑制了对流活动的发展，因此其下方大气的CAPE无法通过垂直运动释放，而是在局地发生堆积。当堆积的CAPE足够强时，顶盖逆温下方的垂直方向扰动会破坏顶盖逆温并迅速发展为深对流系统。此类情形的常见例子是落基山脉东侧（背风坡）的下坡气流对从墨西哥湾北上的湿气流形成的顶盖逆温 [51]。 |
播种-喂养机制 [52]除天气尺度降水系统外，中尺度强对流系统在山地也可以通过SFM带来强降水。山地对流系统在垂直方向可以伸展至对流层中上层，当其内部的冰晶落入包含过冷水的地形降水云系后会通过结凇-分裂（rime-splintering）进行二次冰晶生成并产生强降水 [56]。在上升气流偏弱的情形中，“被喂养者”的降水增强也可能由凝华而非结凇主导 [57]。
地形抬升和地形对流可以作为单独的机制解释山地及其周边地区的降水，但更常见地，地形抬升和地形对流伴随有特定的天气过程出现并与其发生相互作用，例如过山气流可能来自天气尺度斜压系统或中尺度对流系统，这里选择锋面气旋和热带气旋作为两者的代表介绍天气过程中的地形降水 [2]。
锋面气旋是由大气斜压不稳定能量发展的天气尺度系统，在其经过山地时，迎风坡地形抬升带来的上升气流会加速锋面气旋云系内的凝结和云滴合并过程，减小转化时间尺度并增强降水。在s波段雷达的观测结果中，锋面气旋在凝结高度下方的“低亮度带（non-bright band）”是受地形抬升影响的主要区域，且降水增强的信号与局地的垂直速度有关 [58]。对低亮度带上部的云系，根据MAP外场观测试验的结果，其内部与结凇过程有关的冰晶增长也在地形抬升的影响下明显加快 [41]。所有类型的地形抬升都可以在锋面气旋，或与锋面气旋有密切联系的大气层河流和低空急流过山时出现并伴随降水增强 [59]，其中受阻滞效应影响的类型会在迎风坡偏上游区域开始影响锋面气旋 [42]；而不受阻滞效应影响的类型因其稳定度较低，可能会在地形抬升过程中产生对流单体 [21]。此外，当暖锋经过低海拔山地时，其后方的降水云系能够通过SFM制造强降水 [60]。
东北太平洋沿岸锋面气旋过山的3个阶段 [2]
台风“象神”过山的地形降水数值模拟 [64]热带气旋过包含大量CAPE和充足的水汽，因此能够带来强大的地形降水，并通常伴随有严重的次生灾害，例子包括1998年10-11月影响在加勒比海山地的飓风米奇（Mitch） [67]、2005年9月3-4日登陆庐山的台风泰利（Talim）等 [68]。
参见：山地气象学
地形降水是山地气象学的观测内容之一，具体途径包括单点观测（in-situ observation）、遥感反演和外场观测试验（field experiment）。在单点观测中，地形降水的水汽通量（water vapor flux）是重要变量，给定单点垂直方向的大气观测，例如探空气球得到的大气廓线，水汽通量是单位气柱内可降水量对风廓线乘积的积分：
地形降水的遥感观测以地面遥感（ground remote sensing）为主，S波段雷达的降水回波可以很好地显示出天气系统中受地形影响的部分，C和X波段的雷达则被用于地形降水的微物理过程研究。卫星遥感方面，热带降雨测量任务（Tropical Rainfall Messurement Mission, TRMM）和全球降水观测项目（Global Precipitation Measurement, GPM）的降水产品有被用于包含地形降水的气候学研究。
一些在山地开展的大型外场观测试验包括地形降水的观测任务，包括1970-1980年期间位于内华达山脉的Sierra-Cooperative Project [69]、1987年位于台湾地区的TAMEX（Taiwan Area Mesoscale Experiment） [70]、1999年位于阿尔卑斯山的MAP等 [43]，此外也有针对地形降水过程开展外场观测试验，包括1996年的SALPEX（Southern Alpine Precipitation Experiment） [71]、1999至2002年的（California Land-Falling Jets）/PACJET（Pacific Land-Falling Jets） [13] [16]、2001年的IMPROVE（Improvement of MicrophysicalParameterization throughObservational Verification Experiment） [72]、2011年的Dominica experiment等 [73]。
早期理论模型
地形降水的早期数值模拟是基于理论模型和假设构建的简化系统，此类数值模拟通常仅在研究中作为观测数值的理论解释而不是预报工具。这里按Colton (1976)介绍地形抬升降水最简化的柱模式（single column model）。在不考虑阻滞效应、固态降水和垂直风切变的情形下，地形抬升降水按质量计算的凝结速率可由如下理论模型表示 [74]：
微物理参数化方案
数值天气预报（Numerical Weather Prediction, NWP）中对降水的模拟通过微物理参数化方案（microphysics parameterization）实现。NWP中常见的微物理参数化方案是包含降水颗粒尺寸分布的“块方案（Bulk Microphysical Parameterization, BMP）”。BMP赋予水凝物源（source）和汇（sink）并由动力框架的时间步输出计算其动态变化，其中水凝物的尺寸通常取固定值或假设为Gamma分布，且受计算条件的限制，BMP通常不考虑水凝物的几何形态。对北美东北和西北部冬季山地降水的研究表明，传统BMP，例如MM5（Mesoscale Model Version 5）中的降水微物理方案倾向于高估地形抬升的影响 [75-76]，其中平缓的迎风坡受影响较大 [30]。在计算条件更为充裕的情况下，通过为固态降水建立单独的尺寸分布、降水生成有关参数以及降水质量和下落速度间的经验关系可以减小微物理方案在混相地形降水过程的误差 [77]。另一个对BMP的可能改进是采用质量守恒的正定平流方案（positive-definite advection scheme） [78]。此外，作为降水模拟的一个普遍问题，NWP模式通常将微物理过程和湍流混合过程独立参数化。此时因为水汽和气温独立完成了湍流混合，没有考虑两者的相互作用，例如湍流混合中的降水凝结，所以气柱中的水汽会高于观测值，甚至在低层大气过饱和，如果NWP模式中发生上述现象且气柱随后运动至山地，则地形降水也会被高估 [4]。
