При обтекании воздушным потоком горного препятствия в атмосфере происходит целый ряд интересных явлений. Знакомство с ними необходимо для каждого пилота, особенно на современном уровне развития планеризма. Это волны, порождаемые препятствием в воздушном потоке и распространяющиеся по вертикали;
различные облачные системы, связанные с этими волновыми движениями; волновые, вертикальные потоки; вихри в районе горных вершин и т. д. Успешно и грамотно их используя, планеристы могут подниматься очень высоко и проникать даже в нижние слои стратосферы.

Для возникновения волнового движения в атмосфере необходимо сразу несколько обязательных условий. Горная гряда, находящаяся на пути воздушного потока, не вызовет волнового движения, если нет еще одного условия Волновое движение возникает только на границе двух различных по своим свойствам воздушных слоев. Оно никогда не возникает внутри однородной массы воздуха. Термические задерживающие слой (инверсии, изотермии или с замедленным падением температуры с высотой) препятствуют развитию восходящих вертикальных движений. Они образуют внутри воздушной массы поверхности раздела, вдоль которых разрывается плотность воздуха, а также изменяется направление и скорость ветра. Из многочисленных измерений следует, что воздушная масса при волновом движении должна обладать значительной устойчивостью именно в слое нескольких сот метров, на уровне вершины хребта. Ниже и особенно выше этого уровня статическая устойчивость воздуха при волновом движении меньше, чем при ситуации без волновых движений.

Если размеры препятствия (горного хребта) и скорость воздушного потока (перпендикулярного хребту) достаточны для образования вынужденного волнового движения, то по закону Бернулли увеличение скорости в нижнем слое воздуха в момент перемещения над вершиной хребта вызывает падение статического давления и, следовательно, приводит к уменьшению вертикального градиента давления. Сила вертикального градиента давления уменьшается и не уравновешивает уже силы земного притяжения. В результате воздух засасывается в подветренную сторону склона хребта или возвышенности с направлением книзу. При наличии в воздухе устойчивого равновесия засасывание будет иметь волновой характер. 

Эта деформация создается вдоль термического задерживающего слоя в непосредственной близости от горы
Если относительная скорость ветра над препятствием уравнивается со скоростью распространения волнового движения к препятствию, оба эти движения уравновешиваются, и вынужденные волны становятся «стационарными» («стоячими»). Иными словами, их гребни и впадины равноудалены от препятствия, возбуждающего волновое движение Амплитуды стационарных волн Л — это вертикальное расстояние между верхней и нижней кульминационными точками траектории воздушной частицы (линии тока) при волновом движении. Они достигают очень больших размеров, так как эти волны, постоянно находясь недалеко от препятствия, пополняются все новыми импульсами. Стационарное волновое движение, начавшееся вдоль определенного термического задерживающего слоя, охватывает своим влиянием слои воздуха, расположенные по обеим его сторонам. Вертикальная протяженность этого влияния зависит от размера амплитуды волны. Она в свою очередь зависит от относительной скорости перемещения воздуха над препятствием, его устойчивости, а также формы и масштаба самого препятствия. Общее правило гласит, что максимальная амплитуда вызывается таким хребтом, ширина которого / приблизительно равна длине волны L. Когда хребет значительно шире или уже длины волны, амплитуда намного меньше. Вдоль мощного хребта, слишком широкого по отношению к длине волны, не бывает сильных восходящих потоков.

Значительные амплитуды возникают быстрее в воздушных потоках с тонким слоем большой устойчивости (например, при резкой инверсии), чем в более мощном вертикальном слое с меньшей устойчивостью. В первом случае максимальное отклонение амплитуды находится вблизи или прямо на уровне инверсии, но быстро уменьшается ниже и выше инверсии; во втором — уменьшение амплитуды менее заметно. Длина же волны L обычно возрастает с высотой. Это хорошо согласуется с постепенным усилением ветра в нижней тропосфере. Небольшие длины волн обычно наблюдаются при слабых ветрах и большой устойчивости атмосферы, большие, наоборот, — при сильных ветрах и небольшой устойчивости атмосферы.

В наших условиях длина волн колеблется от 5 до 20 км. Расстояние между горным хребтом и гребнем первой подветренной волны в большинстве случаев составляет приблизительно только 2/3 длины волны. Вертикальная скорость ±Uy —одна из наиболее важных и конкретных характеристик. За ней планерист может наблюдать непосредственно во время полета. Величина положительных и отрицательных скоростей зависит от амплитуды, длины волны и скорости ветра. 

Следовательно, при постоянной длине волны и скорости ветра величина подъема или спуска возрастает с увеличением амплитуды, т. е. с увеличением вертикального расстояния, по которому частицы воздуха колеблются вверх и вниз. При постоянной скорости ветра и амплитуде величина подъема и спуска возрастает с уменьшением длины волны, т. е. чем меньше длина волны, тем круче поднимаются и опускаются частицы воздуха. При постоянной длине волны и амплитуде величина подъема и спуска возрастает с увеличением скорости (ветра, т. е. чем быстрее частицы проходят волновую траекторию, изображенную линией тока). Для возникновения мощных подветренных волн, проектирующихся до больших высот, воздушные течения до этих высот должны быть направлены приблизительно перпендикулярно к хребту.

Отклонение направления ветра от перпендикуляра к хребту не должно превышать 30°. При этом скорость ветра, точнее слагающая, перпендикулярная к горному хребту, должна достигать на уровне вершины хребта определенного минимального значения, которое зависит от превышения хребта h с подветренной стороны (см. рис 50) и в некоторой мере от его формы и размеров. Чем больше превышение, тем большая скорость «ветра необходима. Для большинства известных хребтов она составляет 10—15 м/с.

Установлено, планеры не могут преодолеть высоту, где перпендикулярная составляющая скорость (приближается к 0. Такой случай может возникнуть при быстром повороте ветра с высотой вдоль хребта, как показано на примере, или при уменьшении его скорости с высотой при устойчивом направлении. В слоях, где наблюдаются резкие изменения ветра, часто встречается сильная турбуленция как следствие быстрых изменений длины и амплитуды волны. Синоптические условия, при которых возникает соответствующая стратификация атмосферы до больших высот и упомянутый  ход ветра, можно чаще всего ожидать вблизи фронтов в обширном теплом секторе Здесь направление ветра до больших высот почти не меняется. Скорость его нарастает с высотой до больших значений в направлении от окраины к центру циклона. 

На интенсивность и характер развития волнового движения, кроме вышеуказанных метеорологических элементов и существующего синоптического положения, значительно влияет рельеф горной местности. Отсюда видно, что при одинаковой относительной высоте хребтов h волны с наибольшей амплитудой возникнут за тем хребтом, ширина которого приблизительно равна длине волны. Влияние превышения высоты хребта на величину амплитуды вполне понятно — хребты с большей относительной высотой создают волны с большей амплитудой. Установлено также, что влияние отдельных холмов или коротких хребтов значительно меньше, чем влияние длинных хребтов подобного профиля. За хребтом большой длины может возникать значительно большее число выразительных подветренных 1волн, чем за обособленными короткими, где появляются обычно одна или две подветренные волны, быстро исчезающие.
Большое значение имеет кривизна хребта (вид сверху). 

В местах, где линия хребта имеет вогнутую кривизну по отношению к воздушному потоку (слева), возникают более выразительные подветренные волны, чем за выпуклым хребтом (справа). 

Асимметричные формы горных хребтов характерны тем, что зона максимальных восходящих потоков находится ближе или дальше от хребта по сравнению с симметричным. За ними возникают подветренные волны значительной амплитуды в большом диапазоне их длин. Наоборот, за симметричным хребтом волны с максимальной амплитудой бывают только (при одной длине волны, равной приблизительно его ширине.

Влияние двух горных хребтов, расположенных последовательно друг за другом таково: если длина подветренной волны совпадает с расстоянием между хребтами или его целым кратным, подветренные волны, вызванные первым хребтом, усиливаются волнами, образованными вторым хребтом; если длина волны не совпадает с расстоянием между хребтами или его целым кратным, второй хребет может полностью ликвидировать подветренные волны, вызванные первым. В первом случае за вторым хребтом возникают волны с амплитудой, большей, чем можно ожидать для каждого из хребтов в отдельности. Во втором случае за вторым хребтом не бывает подветренных волн, благоприятных для парения. Здесь можно встретить усиление восходящих потоков с наветренной стороны второго хребта. У непараллельных (взаимно) хребтов по приведенным причинам надо ожидать развития существенных волн за вторым хребтом только в той части, где расстояние между ними кратно длине волны. В обширной горной местности с неупорядоченным рельефом результирующее течение воздушного потока очень сложное. Небольшие изменения в характере воздушного потока могут способствовать большим и быстрым изменениям в результирующем течении, так что его непосредственная связь с рельефом может и не быть четко выражена.