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气象学资料
一、名词解释：
1．ENSO：
即厄尔尼诺，表示在南美西海岸延伸至赤道东太平洋向西至日界线（180度）附近的海面温度异常增温现象。
2．白贝罗风压定律：
地转风方向与水平气压梯度力的方向垂直，即平行于等压线，因而若背风而立，在北半球高压在其右方，在南半球，高压在其左方，此称风压定律。
3.饱和空气：
在温度一定的情况下，单位体积空气中的水汽量有一定限度，如果水汽含量达到此限度，空气就呈饱和状态，这时的空气称为饱和空气。
4.比湿：
在一团湿空气中，水汽的质量与该团空气总质量的比值。
5.大气逆辐射：
大气辐射指向地面的部分。
6.大气稳定度：
指气块受任意方向扰动后，返回或远离原平衡位置的趋势和程度。
7.东风波：
是副高南侧（北半球）深厚东风气流受扰动而产生的波动。
8.锋：
由两种性质不同的气团相接触形成，由于气团占有三度空间，因而锋是三度空间的天气系统，是冷、暖气团相交绥的地带。
9.峡谷风：
当空气由开阔地区进入山地峡谷口时，气流的横截面积减小，由于空气质量不可能在这里堆积，于是气流加速前进（流体的连续性原理），从而形成强风，这种风成为峡谷风。
10.温带海洋性气候：
分布在温带大陆西岸，纬度约在40°—60°,包括欧洲西部，阿拉斯加南部、加拿大的哥伦比亚、美国华盛顿和俄勒冈两州、南美洲40°—60°S西岸、澳大利亚的东南角，包括塔斯马尼亚岛和新西兰等地。
这些地区终年盛行西风，受温带海洋气团控制，沿岸有暖洋流经过。
冬暖夏凉，最冷月气温在0℃以上，最热月在22℃以下，气温年较差小，约在6℃—14℃左右。
全年湿润有雨，冬季较多，年降水量约在750—1000mm上下，迎风山地可达2000mm以上。
11.季风：
大范围地区的盛行风随季节而又显著改变的现象。
12.干绝热直减率和湿绝热值减率：
对于干空气和未饱和的湿空气来说，气块绝热上升单位距离时的温度降低值。
对于饱和湿空气来说，气块绝热上升单位距离时的温度降低值。
13.寒潮：
冷性反气旋南移，就造成一次冷空气袭击，如果冷空气十分强大，如同寒冷潮流滚滚而来，给流经地区造成剧烈降温、霜冻、大风等灾害性天气，这种大范围的强烈冷空气活动成为寒潮。
14空气湍流：
空气的不规则运动。
15.南亚高压：
又叫青藏高压，是暖季出现在亚洲大陆南部青藏高原上空对流层顶部的大型暖高压系统。
16.SOI：
南方涛动指数，指南太平洋副热带高压与印度洋赤道低压这两大活动中心之间气压变化的负相关关系。
17.气候的垂直地带性：
指高山地区，因海拔高度的差异，使气候具有大体上与等高线相平行的带状分布规律。
18.气候系统：
是一个包括大气圈、水圈、陆地表面、冰雪圈和生物圈在内的，能够决定气候形成、气候分布和气候变化的统一的物理系统。
19.气旋与反气旋：
气旋是占有三度空间的、中心气压比四周低的水平空气涡旋。
反气旋是占有三度空间的、中心气压比四周高的水平空气涡旋。
20.切断低压：
是温压场结构比较对称的冷性气压系统，是西风带长波槽不断加深、南伸直至槽南端冷空气被暖空气包围，并与北方冷空气主体脱离而形成的闭合气压。
21.热带气旋：
是形成于热带海洋海洋上，具有暖心结构、强烈的气旋性涡旋。
22.太阳常数：
就日地平均距离来说，在大气上界，垂直于太阳光线的1cm2面积内，1min内获得的太阳辐射能量。
23.温室效应：
大气能使太阳短波辐射到达地面，但地表向外放出的长波热辐射线却被大气吸收，这样就使地表与低层大气温度增高，因其作用类似于栽培农作物的温室，故名温室效应。
24.阳伞效应：
伞效应是由烟尘增多形成的。
人类的生产与生活活动，导致大气中的烟尘越来越多。
悬浮在大气中的烟尘，一方面将部分太阳辐射反射回宇宙空间，削弱了到达地面的太阳辐射能，使地面接受的太阳能减少；另一方面吸湿性的微尘又作为凝结核，促使周围水汽在它上面凝结，导致低云、雾增多。
这种现象类似于遮阳伞，因而称“阳伞效应”。
25.气溶胶：
大气中悬浮着多种固体微粒和液体微粒。
26.温带季风气候：
出现在亚欧大陆东岸纬度35°—55°地带，包括中国的华北和东北，朝鲜大部，日本北部及俄罗斯远东部分地区。
冬季盛行偏北风，寒冷干燥，最冷月平均气温在0℃以下，南北气温差别大，夏季盛行东南风，温暖湿润，最热月平均气温在20℃以上，南北温差小。
气温年较差比较大，全年降水量集中于夏季，降水分布由南向北，由沿沿海向内陆减少。
天气的非周期性变化显著，冬季寒潮爆发时，气温在24h内可下降10余度甚至20余度。
27.赤道多雨气候：
大致分布在南北纬10°之间,于南美亚马孙平原、非洲刚果盆地、亚洲大、小巽他群岛等地为典型.全年在赤道气团控制下,高温、多雨、湿度大.年平均气温在26°C左右,气温年较差很小,年降水量一般超过2000毫米,分配比较均匀.自然植被为热带雨林.。
二、简答题
1.地面的太阳辐射的主要形式及其特征：
p28
①直接辐射：
太阳是以平行光线的形式直接投射到地面上的。
②散射辐射：
经过散射后自天空投射到地面的。
直接辐射的强弱主要与太阳高度角和大气透明度有关：
⑴太阳高度角不同时，地面单位面积上所获得的太阳辐射也不同
⑵在相同的大气质量下，到达地面的太阳辐射也不完全一样，因为还受大气透明度的影响。
直接辐射有显著的年变化，日变化和随纬度的变化。
散射辐射的强弱也与太阳高度角及大气透明度有关。
太阳高度角增大时，散射辐射也增强；大气透明度不好时，参与反射作用的质点增多，散射辐射也增强.
2、低空气压水平分布的五种气压场：
p90
依据：
从海平面图上等压线的分布特征来确定
1低气压：
气压值由中心向外逐渐增高，空间等压面向下凹陷，形如盆地。
2低压槽：
在低压槽中，各等压线弯曲最大处的连线称槽线气压值沿槽线向两边递增，槽附近的空间等压面类似地形中狭长的山谷，呈下凹形。
3高气压：
中心气压高，向四周降低，空间等压面类似山丘，呈上凸状。
4高压脊：
在脊中各等压线弯曲最大处的连线叫脊线，其气压值沿脊线向两边递减，脊附近空间等压面类似地形中狭长山脊。
5鞍形气压场：
是两个高压和两个低压交错分布的中间区域。
鞍形区空间的等压面形似于马鞍。
3、二氧化碳的来源及作用：
主要来源于煤，石油，天然气等化石燃料的燃烧。
其次是动植物的呼吸作用也会排放二氧化碳，另外动植物尸体经过微生物的分解也会释放二氧化碳。
大气中的二氧化碳，有阻碍红外线传播的作用。
因此，当大气中二氧化碳含量增多时，地球向外层空间传播的热量就会减少，气温就会升高，这就是现在人们关心的二氧化碳的温室效应。
固态的二氧化碳即“干冰”，主要用作致冷剂，用飞机在高空喷撒“干冰”，可以使空气中水蒸气冷凝，形成人工降雨；
在农业上，温室里直接施用二氧化碳作肥料，利用植物根部吸收二氧化碳，可以增进植物的光合作用。
促进农作物生长，增加产量。
在自然界，二氧化碳保证了绿色植物进行光合作用和海洋中浮游植物呼吸的需要。
二氧化碳可用灭火，是常用的灭火剂。
4、地形对气候的影响：
①势高，则太阳辐射通过的空气柱的距离短，空气密度小，水汽、微尘少，因大气的吸收、散射等作用而损耗的能量少，因而太阳辐射随海拔的增加而增强。
②形对气温影响很大
首先，由于坡向不同，日照和太阳辐射条件各异，一般来说阳坡气温高于同海拔的阴坡。
其次，地形凹凸和形态的不同，对气温也有明显的影响。
凸起地形（如山顶）因与大陆接触面积小，受到地面日间增温、夜间冷却的影响较小，再加上夜间地面附近的冷空气可以沿坡下沉，而换来自由大气中较暖的空气，因此气温日较差、年较差皆较小；凹陷地形则相反，气温日较差很大。
再次，海拔对气温的影响较大，理论上海拔每升高1000米，气温下降6℃。
最后，谷地或盆地地形容易阻挡其与外界的热量交换，使之形成高温或者低温中心。
③地形与风
首先，高大山脉和高原的热力作用和动力作用十分巨大，如青藏高原由于它和四周自由大气的热力差异，所造成的冬夏相反的盛行风系，称为高原季风。
其次，局部小范围山脉可形成山谷风（当大范围水平气压场比较弱时，在山区白天近地面风常从谷地吹向山坡；晚上近地面风常从山坡吹向谷地，这就是山谷风）。
再次，在山脉背风坡常形成焚风。
最后，当空气由开阔地区进入峡谷口时，气流的横截面积减小，从而形成“狭管效应”，造成风力加大。
④地形与降水
首先受地形抬升的作用，山地迎风坡的降水多于背风坡。
其次，在迎风坡，由山脚向上降水量起初随着海拔增高而递增，到一定海拔降水量达最大值，此后，降水量又随着海拔增高而递减。
5.山脉与气候?
高大山脉不仅本身具有特别的气候特征，而且还影响邻近地区的气候。
如我国有些山脉可以阻挡或改变气流的运动情况，使北来的寒潮不易南下，南来的暖气流滞缓北上，又可使湿润气团的水分在迎风坡形成大量降水，背风坡则变得异常干燥，〖JP3〗所以山脉两侧的气候出现极大的差异，山脉往往成为气候区域的分界线。
总之，大致与纬线平行的山脉以南北气温悬殊为主，与海岸线平行的山脉以迎风坡多雨、背风坡干旱为主，高耸绵延的山脉则是不同气候区域的分界线。
5、对流层的主要特征：
p11
①气温随高度增加而降低：
由于对流层主要是从地面得到热量，因此气温随高度增加而降低。
②垂直对流运动：
由于地面的不均匀加热，产生垂直对流运动。
对流运动的强弱主要随纬度和季节的变化而不同，一般情况是：
低纬较强，高纬较弱；夏季较强，冬季较弱。
③气象要素水平分布不均匀：
由于对流层受地表的影响最大，而地表面有海陆分异、地形起伏等差异，因此在对流层中，温度、湿度等的水平分布是不均匀的。
6、空气垂直运动的基本形式和特征：
p104
①对流运动：
对流运动是由于某团空气温度与周围空气温度不等而引起的。
当某空气团的温度高于四周空气温度时，气团获得向上浮力产生上升运动，升至上层向外流散，而低层四周空气便随之辐合以补充上升气流，这样便形成了空气的对流运动。
对流运动的高度、范围和强度同上升气团的气层稳定度有关。
大气中这种热力对流的水平尺度多在0.1—50km，是温暖的低、中纬度地区和温暖季节经常发生的空气运动现象。
它的规模较小，维持时间短暂，但对大气中的热量、水分、固体杂质的垂直输送和云雨的形成、天气的发展演变具有重要的作用。
②系统性垂直运动：
是指由于水平气流的辐合、辐散、暖气流沿锋面滑升以及气流受受山脉的机械、阻滞等动力作用所引起的大范围、较规则的上升或下降运动。
这种运动垂直速度很小，但范围很广，并能维持较长时间，对天气的形成和演变产生着重大影响。
大气是连续性气体，当空气发生水平辐合运动时，位于辐合气流中的空气必然受到侧向的挤压，便从上侧面或下侧面产生上升或下降气流。
同理，当空气向四周辐散时，在垂直方向上也会产生下沉或下沉气流以补偿辐流气流的流散。
在系统性的垂直运动中，上升区或下降区的范围可达几百至几千千米，而升降速度却只有1—10cm/s。
然而，这样的升降速度在持续较长的时间里（例如一昼夜），空气在垂直方向上可以移动数百米至数千米，对天气的形成和变化有很大影响。
系统性垂直运动的发生往往同天气系统相关联。
例如与高压、低压、槽、脊以及锋面等有密切的关系。
7、冷却的四种形式：
p66
①绝热冷气：
指空气在上升过程中，因体积膨胀对外做功而导致空气本身的冷却。
随着高度升高，温度降低，饱和水汽压减小，空气至一定高度就会出现过饱和状态。
②辐射冷却：
指在晴朗无风的夜间，由于地面的辐射冷却，导致近地面层空气的降温。
当空气中温度降到露点温度以下时，水汽压就会超过饱和水汽压产生凝结。
③平流冷却：
暖湿空气流经冷的下垫面时，将热量传递给冷的地表，造成空气本身温度降低。
④混合冷却：
当温差较大时，且接近饱和的两团空气水平混合后，也可能产生凝结。
8、气压周期变化的主要特征及影响因素：
p87
9、四大逆温类型：
p56
①辐射逆温：
由于地面强烈辐射冷却而形成的逆温。
②湍流辐射：
由于低层空气的湍流混合而形成的逆温。
③平流逆温：
暖空气平流到冷的地面或冷的水面上，会发生接触冷却作用，愈近地表面的空气降温愈多，而上层空气受冷地表面的影响小，降温较少，于是产生逆温现象。
这种因空气的平流而产生的逆温。
④下沉逆温：
当某一层空气发生下沉运动时，因气压逐渐增大，以及因气层向水平方向的辐散，使其厚度减小。
如果气层下沉过程是绝热的，而且气层内各部分空气的相对位置不发生改变，这样空气层顶部下沉的距离要比底部下沉的距离大，其顶部空气的绝热增温要比底部多。
于是可能有这样的情况：
当下沉到某一高度上，空气层顶部的温度高于底部的温度，而形成逆温。
10、全球气温年变化的四种类型：
p52
①赤道型：
它的特征是一年中有两个最高值，分别出现在春分和秋分以后，因赤道地区春秋分时中午太阳位于天顶。
两个最低值出现在冬至与夏至以后，此时中午的太阳高度角是一年中的最小值。
②热带型：
其特征是一年中有一个最高（在夏至以后）和一个最低（在冬至以后），年较差不大（但大于赤道型）
③温带型：
一年中也有一个最高值，出现在夏至后的七月。
一个最低值出现在冬至以后的一月。
其年较差较大，并且随纬度的增加而增大。
④极地型：
一年之中也是一次最高值和一次最低值，冬季长而冷，夏季短而暖，年较差很大是其特征。
11、热带辐合带的类型及其主要特征：
p143
热带辐合带是南北半球信风气流汇合形成的狭窄气流辐合带，又称赤道辐合带。
按其气流辐合的特性分为两种类型：
1一种是在北半球夏季，由东北信风与赤道西风相遇形成的气流辐合带，因为这种辐合带活动于季风区，称季风辐合带；
2另一种是南北半球信风直接交汇形成的辐合带，称信风辐合带。
热带辐合带的位置随季节而有南北移动，但在各地区移动的幅度并不相等。
热带辐合带一般只存在于对流层的中、下层。
热带辐合带，特别是季风辐合带是低纬度地区水汽、热量最集中的区域，其月平均降水量达300—400mm。
12、山地气候的“暖带”与“冷湖”p222
山地气候与地形起伏凹凸的显隐关系至为密切。
在周围山坡围绕的山谷或盆地中，由于风速小和湍流交换弱，当地表辐射强烈时，周围山坡上的冷空气因密度大都沿坡面向谷底注泻（这种下沉动力增温作用远比地表辐射冷却作用为小）；并在谷底沉积继续辐射冷却，因此谷底气温最低，形成所谓的“冷湖”。
而在冷空气沉积的顶部坡地上，因为风速较大，湍流交换较强，换来自由大气中较暖的空气，因此气温相对较高，形成所谓的“暖带”。
在暖带向上向下气温皆是垂直递减的。
暖带的高度因不同山地、不同坡度、不同季节和天气条件而异。
在暖带中霜害最轻，生长季长，作物发育最早。
在暖带以下，特别是在冷湖中，初霜最早，终霜最晚，作物受冻害机会最多，霜冻灾害最为严重。
13、云滴凝结或凝华增长：
p74
凝结（或凝华）增长过程是指云滴依靠水汽分子在其表面上凝聚而增长的过程。
在云的形成和发展阶段，云体上升，绝热冷却，使云内空气中的水汽压大于云滴的饱和水汽压，因此云滴能够由水汽凝结（或凝华）而增长。
一旦其凝结还必须有水汽的扩散转移过程，即冰水云滴共存、冷暖云滴共存或大小云滴共存的任一种条件时，产生水汽从一种云滴转化之另一种云滴上的扩散转移过程。
14、云滴冲并增长：
p75
大小云滴之间发生冲并而合并增大的过程，称为冲并增长过程。
云滴大小不一，相应的具有不同运动速度。
水滴重力冲并增长的快慢程度与云中含水量及大小水滴的相对速度成正比。
云滴大小不一，在空间的分布也不均匀，云中云滴与云滴之间的冲并过程是随机过程。
由于冲并作用，水滴不断增大，在空气中下降时就不再保持球形产生“链锁反应”。
增长—破碎—再增长—再破碎。
15、阻塞高压的形成及其天气：
p131
形成：
阻高是温压场比较对称的深厚的暖性高压，，是西风带长波槽和脊在经向度不断增大，直至暖脊被冷空气包围，并与南面暖空气主体分离，所形成的闭合高压区。
由于它占据范围很大，有稳定少动，因而它的出现和维持阻碍着西风气流和天气系统的东移，并常常引起西风气流分支和绕流现象。
阻高控制下的天气一般是晴朗的，但阻高的不同部位由于运行气流属性的差异，形成的天气不同。
高压东部盛行偏北气流，有冷平流和下沉运动，天气一晴朗为主。
西部盛行偏南气流，有暖平流和上升运动，天气较暖切多云雨。
南北两侧多稳定的西风气流，并常伴有短波活动，天气时阴、时晴。
由上可知，阻高的建立、维持和崩溃过程在其控制区以及其周围地区形成着不同的天气过程。
如果阻高维持时间过长或过短都可能造成大范围天气反常现象。
16、台风的结构及其生消条件：
p146
结构：
台风是一个强大而深厚的气旋性涡旋，发展成熟的台风，其低层按辐合气流速度大小分为三个区域：
①外圈：
又称大风区自台风边缘到涡旋区外缘，半径约200—300km，其主要特点是风速向中心急增，风力可达6级以上。
②中圈：
又称涡旋区，从大风区边缘到台风眼壁，半径约100km，是台风中对流和风、雨最强烈区域，破坏力最大。
③内圈：
又称台风眼区，半径约5—30km。
多呈圆形，风速迅速减小或静风。
台风流场的垂直分布，大致分为三层:
①低层流入层，从地面到3km，气流强烈向中心辐合，最强的流入层出现在1km以下的行星边界层内。
由于地转偏向力作用，内流气流呈气旋式旋转，而且在内向流入过程中愈接近台风中心，旋转半径愈短，等压线曲率愈大，惯性离心力也相应增大。
结果在地转偏向力和惯性离心力作用下，内流气流并不能到达台风中心，而在台风眼壁附近强烈螺旋上升。
②上升气流层，从3km到10km左右，气流主要沿切线方向环绕台风眼壁上升，上升速度在700—300hPa之间达到最大。
③高空流出层，大约从10km到对流层顶（12—16km），气流在上升过程中释放大量潜热，致太烦人那个中部气温高于周围，台风中的水平气压梯独力便随着高度逐渐减小，当达到某一高度（约10—12km）时，水平梯度力小于惯性离心力和水平地转偏向力的合力时，便出现向四周外流的气流。
空气的外流量同低层的流入量大体相当，否则台风会加强或减弱。
台风各个等压面上的温度场是近于圆形的暖中心结构。
台风低层温度水平分布是自外围向眼区逐渐增高的，但温度梯度很小。
这种水平温度场结构随着高度逐渐明显，这是眼壁外侧雨区释放凝结潜热和眼区空气下沉增温的共同结果。
生消条件：
生:
①广阔的高温洋面。
②合适的地转参数值。
③气流铅直切变要小。
④合适的流场。
消：
高温、高湿空气不能继续供给，低空辐合、高空辐散流场不能维持以及风速铅直切变增大等。
造成这些条件的途径有两个：
一是台风登陆后，高温、高湿空气得不到源源补充，失去了维持强烈对流所需能源。
同时低层摩擦加强，台风中心被逐渐填塞、减弱以至消失。
而是台风移到温带后，有冷空气侵入，破坏了台风的暖心结构，变性为温带气旋。
17、西太平洋副热带高压的活动规律：
p140
太平洋副高多呈东西扁长形状，中心有时只有1个，有时有数个。
夏季时一般分裂成东，西两个单体，位于西太平洋的称西太平洋高压，位于东太平洋的称东太平洋高压。
西太平洋高压除在盛夏时偶呈南北狭长形状外，一般呈东西向的椭圆形。
西太平洋副高的活动位置有多年变化。
据分析，1880-1890年间，副高中心偏向平均位置的东南；1890-1920年偏向西北；1920-1930年又偏向东南。
这种中心位置的变化必然会引起东亚甚至全球性气候振动。
西太平洋副高的季节性活动具有明显的规律性。
冬季位置最南，夏季最北，从冬到夏向北偏西移动，强度增大；自夏至冬则向南偏东移动，强度减弱。
冬季，副高脊线位于15°附近。
随着季节转暖，脊线缓慢地向北移动。
大约到6月中旬，脊线出现第一次北跳过程，越过20°N，在20°-25°N间徘徊。
7月中旬出现第二次跳跃，脊线迅速跳过25°N，以后摆动与25-30°N之间，约在7月底至8月初，脊线越过30°N到达最北位置。
9月以后随着西太平洋副高势力的减弱，脊线开始自北向南迅速撤退，9月上旬脊线第一次回跳到25°N附近，10月上旬再次跳到20°N以南地区，从此结束了一年为周期的季节性南北移动。
副高的季节性南北移动并不是匀速进行的，而变现出稳定少动、缓慢移动和跳跃三种形式，而且在北进过程中有暂时南退，在南退过程中有短暂北进的南北振荡现象。
同时，北进过程持续的时间较久、移动速度较缓，而南退过程经历时间较短、移动速度较快。
上述西太平洋副高季节性变动的一般规律，在个别年份可能有明显出入，而且这种移动特征在大西洋、亚洲大陆、北非大陆、北美大陆上的副高也同样存在，表明是全球性现象，是太阳辐射季节变化和副高强度的纬向不均匀分布以及随时间非均匀速度变化的反映。
西太平洋副高还有非季节性的中短期变动，主要表现为半个月左右的副高偏强或偏弱趋势及一周左右的副高西伸东退、北进南缩的周期变化。
非季节性中、短期变化大多是受副高周围天气系统活动影响而引起的，例如夏季青藏高原高压、华北高压东移并入西太平洋副高时，副高产生西伸，甚至北跳，而当热带风暴或台风移至西太平洋副高的西南边缘时，副高随之东退，热带风暴沿副高西缘北移时，副高继续东退，当风暴越过高压脊进入西风带时，副高又开始西伸。
此外，西风带的小槽小脊、长波槽、脊都对副高变动有不同程度的影响，同时副高又对周围天气系统有明显影响，彼此相互联系、相互制约。
18、中国近五千年来气候的主要特征：
四、论述题
1、城市气候的多岛效应及其主要特征。
多岛效应：
混浊岛、热岛、干岛、湿岛、雨岛。
1）混浊岛效应：
a、城市大气中的污染物质比郊区多。
b、城市大气中因凝结核多，低空的热力湍流和机械湍流较强，因此其低云量和阴天日数比郊区多。
c、城市大气中因污染物和低云量多，其太阳散射辐射比干结空气中强。
d、城区的能见度比郊区小。
2）热岛效应：
根据大量观测事实证明，城市气温经常比郊区高，其中下垫面因素、人为热和温室气体的排放是人类活动影响的两个方面。
3）城市干岛和湿岛效应：
城市相对湿度比郊区小，有明显的干岛效应，这是城市气候中普遍的特征。
以上海为例，一年中多数月份夜间02时城区平均水汽压却高于郊区，出现“城市湿岛”。
此两岛效应，既与下垫面因素又与天气条件密切相关。
4）雨岛效应：
a、在大气环流较弱，有利于对流雨的发展。
b、城市下垫面粗糙度大。
c、城区空气中凝结核多。
2、试述锋的四种类型及其天气特征。
根据两侧冷、暖气团移动方向和结构状况，把锋分为冷暖锋、准静止锋、锢囚锋四种类型。
1）冷锋：
根据移动速度分为以型冷锋和二型冷锋。
一型冷锋（缓于冷锋）移动慢，锋面坡度小。
当暖气团比较稳定，水汽足时，产生层状云系组，多稳定性降水。
当锋前暖气团不稳定时，锋线附近出现积雨云和雷阵雨天气。
二型冷锋（急于冷锋）移动快，坡度大。
冷锋后的冷气团势力强，移动快，冲击着暖空气，使空气急速上升，产生对流性降水天气。
2）暖锋：
暖锋的坡度小。
暖锋中暖气团在推挤冷气团过程中沿锋面向上滑行，滑行过程中绝热冷却，当升到凝结高度后在锋面上产生云系。
暖锋降水主要发生在雨层云内，多是连续性降水。
3）准静止锋：
同暖锋天气相似，沿锋面上滑的暖空气伸展到距锋线很远的地方，所以云区和降水区比暖锋更为宽广，降水强度较小，但持续时间长。
分类（有明显降水，如江淮准静止锋；无明显降水，如昆明准静止锋）。
4）锢囚锋：
是有两条移动着的锋合并而成，所以它的天气仍保留着原来两条锋的天气特征。
3、综述青藏高原对我国气候的主要影响。
青藏高原，雄踞在亚洲的中部，位于我国的西南部。
南起27°N，北止40°N，纵跨纬度13°，总面积约为230万平千米，海拔4500米。
地域之广阔，地势之高峻对我国气候产生重大影响。
1）阻挡高原两侧冷峻气流的交换，扩大西风带影响范围。
它有利于空气堆积，加强蒙古高压势力，产生对我国东部本区强寒流影响，而高原阻挡海洋湿润气流进入西北盆地，形成少雨的燥热天气，使新疆极端干旱，成为少有的少雨区和干旱区。
2）高原季风的出现，使我国季风性气候尤为突显。
冬季，高原冷高压遇蒙古高压叠加，使冬季风更为强势，影响大半个中国。
夏季，高原热
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