第三章地球上的大气备课详案.docx
《第三章地球上的大气备课详案.docx》由会员分享，可在线阅读，更多相关《第三章地球上的大气备课详案.docx（21页珍藏版）》请在冰豆网上搜索。
第三章地球上的大气备课详案
第三章、地球上的大气
第一课时、大气及地面受热过程
一、大气受热过程
1、太阳辐射穿过大气层。
大气对太阳辐射有反射、散射和吸收作用，大气吸收的太阳能主要转化为热能。
此过程为太阳暖大地
2、太阳辐射达到地表。
到达地表的太阳辐射部分被反射回宇宙空间，部分被吸收。
地表吸收的太阳能部分转化为热能，部分转化为化学能储藏于生物体内。
3、地面吸收太阳辐射增温的同时，再把热量传给大气。
此过程为大地暖大气。
故大气的直接热源是地面。
太阳辐射穿过大气层时，会被大气削弱一部分，这种削弱作用具体表现为反射、散射和吸收
1、吸收：
大气的吸收作用具有明显的选择性，大气中的臭氧会吸收太阳辐射中的紫外线，这导致平流层的气温因海拔上升而升高，大气中的水汽和二氧化碳会吸收太阳辐射中的红外线部分。
2、反射：
大气的反射作用无选择性，主要载体是天空中的云层，云层越厚，反射作用越强，
3、散射：
散射的主要载体是空气分子和尘埃，空气分子的散射是有选择性的，蓝紫色光最容易被散射，因此晴朗的天空呈现蔚蓝色，红橙色光最不容易被散射，因此傍晚的天空呈现红色，颗粒较大的尘埃的散射是无选择性的，因此如果天空中灰尘太多，天空看起来是灰蒙蒙的。
二、地面受热过程
1、太阳辐射穿过大气层达到地表，给地面增温，此现象主要在白天发生。
2、大气吸收地面辐射升温，同时以大气逆辐射的形式，把热量返还给地面，此形式在夜晚表现较明显。
（大气逆辐射在白天的时候最强，但是白天由于有太阳辐射，所以对地面升温效果不明显）
三、影响地面接收太阳辐射强度的因素
•1、太阳高度角
•①太阳高度角不同，等量太阳辐射分布的面积不同，角度越大，能量越集中，反之越分散
•②太阳高度角不同，经过大气的路程长短不同，被削弱的程度就不同。
角度越大则经过的大气路径越短，被削弱的少；反之越多。
•2、海拔高度
•海拔越高，大气越稀薄，太阳辐射穿过的大气路径短，被削弱的越少，达到地面的就越多。
•3、天气状况
云量越少，云层越薄，被大气削弱的太阳辐射越少，达到地面的就越多；反之越少
注：
大气对太阳辐射的削弱作用随时间、纬度而变化
•1、时间变化：
一天中，太阳高度角最大的时刻是正午，此时太阳辐射最强，日出和日落太阳高度最小，此时太阳辐射最弱，因此，正午的气温要明显高于日出和日落时。
•2、一天中最热的时候不是正午，而是下午14时左右，因为大气的直接热源不是太阳，而是地面，地面把吸收到的热量辐射给大气需要一个过程，因此正午不是一天中最热的时候。
•3、纬度变化：
随着纬度的升高，太阳高度角逐渐变小，因此全球的热量变化状况是，从赤道向两极地区递减。
•4、全球温度最高的区域不是赤道，而是在回归线附近的区域，因为赤道附近受赤道低气压带影响，多阴雨天气，大气对太阳辐射的削弱作用若；而回归线附近受副热带高气压带的影响，多晴朗天气，大气对太阳辐射的削弱作用强。
课时二、大气的保温作用与温室效应
1、地面辐射
物体温度越高，辐射波长越短——太阳辐射
物体温度越低，辐射波长越长——地面辐射
地面吸收太阳辐射，温度升高，成为新的辐射源，发射长波辐射。
这就是地面辐射
2、温室效应：
在大气的增温过程中，大气主要靠吸收地面长波辐射而升温，因此地面是大气的直接热源，大气在吸收地面辐射的同时，又以大气逆辐射的方式把热量还给地面，在一定程度上补偿了地面的热量损失，从而对地面起到的保温作用。
我们把这个过程称为温室效应。
温室气体：
指能吸收地面辐射，并重新发射辐射的气体，它的存在使得地球表面变暖，地球表面的平均气温在温室状态下为15度，如果没有大气的保温左右，平均气温将下降到-18度。
目前地球上主要的温室气体有水汽、二氧化碳、臭氧、氧化亚氮等。
过量的温室气体会导致温室效应加剧，全球变暖加剧，使得两极冰川融化，海平面上升，淹没沿海低地。
加剧温带地区的干旱。
温室效应的应用——温室大棚
温室大棚的原理：
温室表层的塑料或者玻璃能保持良好的采光条件，保证了植物的光和作用，并且吸收地面辐射的同时释放出逆辐射，以保证温室内部的温度，这类似于温室气体的功能
由于温室大棚内多种植反季节蔬菜，而且利用的高峰期在冬季，有时会采取一些方法来提高温室内的温度。
可以直接在温室内装空调，还可以往温室内充入二氧化碳等温室气体，如果想节约成本，则可以在温室内不点燃少许柴草，产生烟雾，这些办法都可以提高温室内的温度。
课时三、热力环流的原理
一、热力环流的原理
气压：
单位面积上空气柱的重量。
越接近地面空气柱的重量越重，越往高空空气柱的重量越轻，因此气压的垂直变化规律为海拔越低，气压越大，海拔越高，气压越小。
等压面：
空间气压值相同的各点组合而成的面叫做等压面。
反映垂直方向上的气压差异。
在地面受热均匀的情况下，等压面是平行的。
高压与低压：
在垂直方向上，地面气压总是大于高空，因此高压和低压是相对于水平方向而言的。
同一高度（水平面）上，空气密度越大，气压值越大，称为高压；密度越小，气压值越小，称为低压
热力环流的原理：
地表冷热不均是热力环流的根本原因，受热的地面气温较高，空气受热膨胀，盛行上升气流，近地面形成低压，高空形成高压；遇冷的地面，空气遇冷收缩，盛行下沉气流，近地面形成高压，高空形成低压，在水平方向上，空气从高压流向低压，热力环流形成。
等压面的变化规律：
上凸为高压，下凹为低压；高空和近地面等压面弯曲方向相反，高低气压相反（即近地面为高压，则高空为低压）。
风：
空气的水平移动成为风，风是在水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力的共同影响下而形成的，近地面风向由高压指向低压，与等压线斜交，高空风向与等压线平行。
风向的表示方法：
1、风向标——箭头指风吹来的方向。
2、风向玫瑰图（又称风频图）——坐标值表示风频率大小，方向表示风向；是将风向分为8个或16个方位，在各方向线上的截点用直线联结的闭合折线图形，截点距坐标原点的距离表示该风向发生的频率，最远则频率最高，最近则频率最低。
3、天气图上的风杆——画有风尾的一方，指示风向。
一道风尾表示风力2级，每一短划（长划的一半）表示风力1级，一个风旗表示风力8级。
风尾和风旗均放在风杆的左侧。
二、典型的热力环流
1、海陆风
原理：
海陆热力性质差异
海风：
形成与白天，白天海洋与陆地同时接收太阳辐射而升温，但是海洋的比热容大，因此升温慢，相对于陆地气温较低，空气收缩下沉，在海洋表面形成高压，而陆地则气温较高，因此空气膨胀上升，在近地面形成低压，此时风从海洋吹向陆地。
陆风：
形成与夜晚，夜晚海洋与陆地同时降温，但是陆地降温更快，因此相对于海洋气温更低，故空气下沉形成高压，而海洋表面则气温较高，形成低压，此时风从陆地吹向海洋。
知识延伸：
海陆风的形成原理与大气环流中的季风环流类似，其形成原理都是海陆热力性质差异。
2、山谷风
原理：
近地面大气的直接热源是地面，因此越接近地面，大气的升温和降温的速率都快。
谷风：
发生于白天，白天受到太阳辐射的影响，山谷各处普遍升温，受到谷地地形的影响，山坡附近的空气升温较快（接近地面），因此空气从谷底沿山坡爬升，谷风形成，此时山谷中央的气流下沉补充。
山风：
发生于夜晚，夜晚山谷各处同时降温，近地面大气降温速度快，低温低，因此空气从山顶沿山坡下沉，山风形成，此时谷地中央盛行上升气流。
拓展思考：
何当共剪西窗烛，却话巴山夜雨时。
为什么四川盆地的夜雨量占总雨量的60～70%？
盆地地形在夜晚时，受山谷风的影响，夜晚盆地中央盛行上升气流，容易形成对流雨。
3、城市风
原理：
下垫面受热不均，城市风又叫城市热岛效应。
城市气温高的原因：
人类工业生产、生活和交通运输排放出大量的废热；城市硬化面积大，地面水分少，白天升温更快；城市的植被面积比郊区少。
郊区气温低的原因：
植被覆盖率高，对气候的调节作用明显。
形成：
城市相对其周围的郊区气温较高，空气膨胀上升，在城市形成一个低压中心，近地面大气从周围的郊区吹向城市（类似于气旋系统），高空大气从城市流向郊区，城市热力环流形成。
影响：
城市风对城市大气环境有什么不良影响？
城市上升气流把污染物带到郊区，然后通过地面环流又将郊区的污染物也带回了城市，致使城市的空气污染更加严重。
我们在城市建设中应采取什么样的对策？
（1）、污染严重的工厂和卫星城布局在城市风的下沉距离之外；
（2）、减少污染物的排放量；
（3）、合适的位置植树造林；
（4）、做好城市规划等
4、沙漠与森林之间的热力环流
沙漠与森林之间的热力环流类似于海陆风，主要原因是沙漠与森林的比热容不同。
沙漠比森林升温快，降温也快。
3、等压线图上风向判断与绘画方法
1、在近地面等压线上画风向
一般要求做水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力、风向等。
风向是三个力的合力方向，但在实际作图中先作三力，后作风向比较麻烦，如做以下调整较为简捷。
①作水平气压梯度力：
水平气压梯度力从高压指向低压，并与等压线垂直。
②作风向：
近地面方向在水平气压梯度力、地转偏向力、摩擦力作用下和等压线斜交成一锐角。
风向由于地转偏向力的作用，南半球向左偏，北半球向右偏。
因此北半球近地面风向应画在水平气压梯度力的右侧，并成一锐角；南半球则反之。
高空受摩擦力较小，一般在应用中直接忽略，故高空风向应与等压线平行，受地转偏向力的影响，北半球向右，南半球向左。
③作地转偏向力：
地转偏向力始终与风向垂直，北半球地转偏向力在风向的右侧与风向垂直，南半球则相反。
④作摩擦力：
摩擦力阻碍风的运动，与风向相反。
2、在锋面气旋图中画风向
在锋面气旋中，先标出已知锋面，然后再按照等压线上画风向的规律来进行，一般情况是：
北半球冷锋锋前吹西南风，锋后吹西北风；暖锋锋前吹东南风，锋后吹西南风。
南半球冷锋锋前吹西北风，冷锋锋后吹西南风；暖锋锋前吹东北风，暖锋锋后吹西北风。
课时四、逆温现象
一、含义:
一般情况下，对流层的某一高度出现气温随高度增加而递增的现象，这种气温逆转的现象就是逆温现象。
对流层大气的热量主要直接来自地面的长波辐射。
离地面越远，气温越低，即气温随高度增加而递减，平均垂直递减率为-0.6℃/100米。
如果出现气温随高度增加垂直递减率小于-0.6℃/100米或者气温上升都可以看作是逆温现象。
二、产生逆温的原因与分类:
1、辐射逆温：
在晴朗无风或微风的夜晚，地面辐射很快冷却，贴近地面的大气层也随之降温。
由于空气愈靠近地面，受地面的影响愈大，所以，离地面愈近，降温愈多；离地面愈高，降温愈少，因而形成了自地面开始的逆温（见下图）。
随着地面辐射冷却速度加快，逆温逐渐向上扩展，黎明时达最强。
一般日出后，太阳辐射逐渐增强，地面很快增温，逆温便逐渐自下而上消失。
夏季夜短，逆温层较薄，消失较快；冬季夜长，逆温层较厚，消失较慢。
2、平流逆温：
当暖空气水平移动到冷却的地面、水面或气层之上时，底层空气因受下垫面的影响而迅速降温，上层空气因距离较远，降温较慢，于是产生逆温。
逆温的强弱，主要由暖空气和地面的温差决定。
温差越大，逆温越强。
冬半年，在中纬度的沿海地区，因为那里海陆的温差显著，当海上暖空气流到大陆上时，常常出现平流逆温
3.地形逆温：
常发生在山地、盆地和谷地中。
由于山坡散热快，山坡上的冷空气沿山坡下沉到谷底，谷底原来较暖的空气被冷空气抬挤上升，从而出现温度的倒置现象。
这样的逆温主要是在一定的地形条件下形成的，所以称为地形逆温。
如美国的洛杉矶因周围三面环山，每年有两百多天出现逆温现象
4.锋面逆温：
对流层中，冷暖空气相遇，暖空气密度小，爬升到冷空气的上面，两者之间形成一个倾斜的过渡区即锋面。
在锋面上，如果冷暖空气的温度差比较显著，也可出现逆温。
如下图，从A点上空气温垂直分布的情况可见，由下面的冷空气到上面的暖空气，等温线通过锋面的区域时必有曲折，曲折的程度视两种气团间的温度对比而决定，曲折段（如图中BC段）就出现了逆温层。
由于锋面是从地面向冷空气上方倾斜的，逆温层也随锋面的倾斜而呈倾斜状态。
因此逆温现象只能在冷空气所控制的地区内观察到。
而且，逆温的高度与观测点相对于地面锋线的位置有关，观测点距地面锋线愈近，逆温高度愈低。
三、逆温产生的影响:
利：
由于逆温的出现会阻碍空气垂直对流的发展，所以逆温的好处有：
①可以抑制沙尘暴的发生，因为沙尘暴发生的条件是大风、沙尘、强对流运动。
②逆温出现在高空，对飞机的飞行极为有利。
因为飞机在飞行中不会有大的颠簸，飞行平稳。
同时，万里晴空提高了能见度，使飞行更加安全。
弊：
不管是何种原因形成的逆温，对天气和大气污染的扩散都有相当大的影响，都会对空气质量产生很大影响。
它阻碍了空气的垂直对流运动，妨碍烟尘、污染物、水汽凝结物的扩散，有利于雾的形成并使能见度变差，使大气污染更为严重。
课时五、大气环流
一、大气环流概念：
具有大范围、有规律的大气运动—----是大气运动的主要形式
二、作用：
使高低纬度之间、海陆之间的热量和水汽得到交换，是形成天气和气候的重要因素。
三、原理：
假设地表均一且地球不自转，赤道地区全年太阳高度角较大，气温高；两极地区全年太阳高度角较小，气温低。
在地表受热不均的情况下，赤道地区形成热低压，极地形成冷高压，在近地面空气从极地流向迟到，高空空气从赤道流向极地。
从而形成赤道和极地之间的单圈环流。
四、三圈环流的形成
1、低纬环流：
由赤道低气压带、副热带高气压带、信风带组成。
赤道地区气温高，盛行上升气流，形成赤道低气压带；赤道低气压带把近地面的空气输送到高空，当上升至高空时（一般接近对流层顶部），动能减弱，随即向南北两侧分流，在向高纬度流动过程中，受地转偏向力的影响，在南北纬30度附近偏转为西风（即高空西风），随着气流的不断堆积，受重力作用，气流向近地面移动，使得近地面气温升高，气压升高，形成副热带高气压带；此时近地面赤道和副热带地区气压差异明显，风从副热带高气压吹向赤道低气压，受地转偏向力的影响，成为偏东风（北半球为东北风，南半球为东南风），这就是信风带。
2、中纬环流：
由副热带高气压带、西风带、副极地低气压带组成。
副热带高气压带在近地面分为南北两支，其中一支流向高纬度地区，在南北纬60度附近与极地东风带相遇，形成极锋，暖空气被迫抬升，从而形成副极地低气压带，从低纬流向60度附近的气流就是中纬西风带。
3、高纬环流：
由副极地低气压带、极地东风带、极地高气压带组成。
极地全年平均气温低，气压高，盛行下沉气流，形成极地高气压带。
极地高气压带在地面积累大量冷空气，冷空按北顺南逆的方向流向南北纬60度附近，这就是极地东风带（北半球为东北风，南半球为东南风）。
五、动力因素、热力因素与气压带的形成：
热力因素：
赤道低气压带、极地高气压带
动力因素：
副热带高气压带、副极地低气压带
六、三圈环流对天气的影响
1、气压带：
低气压盛行上升气流，容易带来降水，如赤道低气压带和副极地低气压带；高气压盛行下沉气流，天气晴朗，如副热带高气压带和极地低气压带。
2、风带：
低纬流向高纬，一般空气温暖湿润，容易带来降水，如中纬西风带，高纬流向低纬，一般都比较干燥，带来晴朗天气，如信风带和极地东风带。
七、气压带、风带的季节性移动
地球公转引起太阳直射点的南北移动，而太阳直射点的南北移动会引起气压带和风带的季节性移动。
气压带和风带的季节性移动对气候有明显的影响，主要表现在以下几种气候中。
1、热带草原气候：
热带草原气候的形成得益于气压带和风带的季节性移动，夏半年，太阳直射点在北半球，此时赤道低气压带大部分时间位于赤道以北，北纬10度到北回归线之间大陆西岸的区域受赤道低气压带的影响，多对流雨，形成独特的湿季；冬半年，赤道低气压带大部分时间位于赤道以南，此时北纬10度到北回归线之间大陆西岸受东北信风的影响，风从陆地吹向海洋，气候干燥，形成独特的干季。
2、热带季风气候：
热带季风气候夏季盛行西南风，北半球夏季，太阳直射点移动到赤道以北，南半球的东南信风也跟着向北移动，当东南信风越过赤道时，受地转偏向力的影响，风向发生偏转，偏转为西南风，与因海陆热力性质而形成的夏季风（西南季风）风向一致，因此西南季风的势力得以加强。
形成独特的湿季，由于风从海洋吹向陆地，且风力强劲，往往会带来特大降水，例如雨极乞拉朋齐。
另外，由于西南季风势力十分强劲，对我国的影响也十分大，在个别年份甚至能影响到我国黄河流域。
3、地中海式气候：
在南北纬30度到40度大陆西岸，夏季受太阳直接点移动的影响，被副热带高气压控制，盛行下沉气流，气候炎热干燥；冬季受西风带控制，从海洋带来湿润的气流，降水丰富。
课时六、季风环流
1、季风环流的形成——海陆热力性质差异
1、冬季风：
1月份，受海陆热力性质差异、水平气压梯度力和地转偏向力等因素的影响，大气由亚洲高压吹向阿留申低压和赤道低压，在东亚季风区表现为西北季风，在南亚季风区表现为东北季风。
2、夏季风：
7月份，受海陆热力性质差异、水平气压梯度力和地转偏向力等因素的影响，风从海洋吹向亚洲大陆，在东亚季风区表现为东南风，在南亚季风区表现为西南风，同时，该地的夏季风也受到风带气压带的季节性移动的影响，两者势力加强，使得夏季风特别强劲。
在复习过程中要注意，季风环流的形成原理是海陆热力性质，类似于海陆风，因此大家在学习过程中可以结合海陆风来加强记忆，我们所指的冬夏季风的风向是近地面的风向，在复习过程中，还应注意到高空风向与近地面风向的不同（水平气压梯度力相反，近地面水平移动的空气受地面摩擦力影响比较大，而高空受摩擦力影响较小，一般在应用中直接忽略）
二、季风环流对气候的影响
1、东亚、东南亚、南亚地区是世界上季风气候最典型的地区：
这些地区背靠最大的陆地，面临最大的海洋，因此海陆热力性质十分显著，季风环流发育成熟，冬夏季气候特征分明。
东亚：
主要是亚热带季风季候和温带季风气候。
南亚和东南亚;主要是热带季风气候。
2、美国东南部、阿根廷东部沿海、澳大利亚东南部沿海，这些地区都分布有亚热带季风性湿润气候，因海陆热力性质差异若于亚洲地区，因此季风环流势力较弱。
3、季风环流对三圈环流的影响（难点）：
季风环流的出现，在部分地区切断了原本比较完整的三圈环流
亚洲低压：
印度塔尔沙漠地区，夏季温度极高，形成了著名的亚洲低压，亚洲低压位于北纬25度到28度之间，切断了原本盘踞此地的副热带高压，使得副热带高气压仅仅被保存在海洋上（此时的副热带高压又叫夏威夷高压）。
亚洲低压：
俄罗斯西伯利亚一带，冬季温度极低，形成了著名的亚洲低压，亚洲低压位于北纬55度到70度之间，切断了原本盘踞此地的副极地低气压带，使得副极地低气压带仅仅被保存在海洋上（此时副极地低气压带又叫阿留申低压）
其他陆地也有类似的情况，只不过不如亚洲地区明显，如非洲几内亚湾北部地区也有西南季风出现。
季风环流切断三圈环流，使得全球的气候发生了较大的变化，特别是亚洲地区，东西两岸气候差异更是明显。
如回归线上的绿洲（指北归回线附近一般都是沙漠，但是在我国却是典型的亚热带常绿阔林）。
课时七、天气和天气系统
一、天气和气候的区别和联系
1、概念不同：
天气是指某一地区在某一瞬间或某一短时间内大气状态（如T、E、P等）和大气现象（如风、云、雾、降水等）的综合。
气候是在某一时段内大量天气过程的综合。
它不仅包括该地多年来经常发生的天气状况，还包括某些年份偶尔出现的极端天气状况。
气候是在多年观测到的天气基础上所得出的总结和概括，是在一定时段内由大量天气过程综合而得出的长期大气过程，二者之间存在着统计联系，从时间上反映出微观与宏观的关系。
（T-temp温度、E-energy能量、p-pressure压力）
2、从时间尺度上讲：
天气是短时间的，气候是长期的天气具有多变性，气候则比较稳定在同一时间内不同地区的天气不完全一样，同一地区不同时间内的天气也常常是不同的。
气候一般比较稳定，而且一个地方的气候特征受它所在的纬度、高度、海陆相对位置等影响较大。
形成原因不同：
天气由气团、锋，气候则在太阳辐射、大气环流、下垫面性质和人类活动长时间相互作用下形成
3、天气是气候的基础，气候是天气的总结和概括。
（联系）
在复习过程中，还要能够识别简单的天气图例符号
二、气团
天气变化和天气现象的出现是由大气的物理性质和大气的运动过程所决定的。
而大气的不同物理性质是大气与下垫面不断作用而形成的。
下垫面的性质复杂多样，那么在下垫面之上运行的大气的物理性质也是复杂多样的。
然而，就全球看来，在一定范围内仍然存在着一些在水平方向上物理属性相对比较均匀的大块空气。
这些性质比较均匀的大块空气就叫气团。
定义与性质
1、定义——是指气象要素（主要指温度、湿度和大气静力稳定度）在水平分布上比较均匀的大范围空气团
2、性质——水平范围大：
可延伸几百千米甚至是几千千米。
垂直范围也大：
几千米，甚至可达对流层顶。
水平温度梯度小：
一般不超过1-2℃/100千米。
天气变化小。
3、气团的形成条件：
均一的下垫面（广阔的大洋、沙漠等）和缓慢移动的气压系统（如亚洲高压）。
从气团的性质和形成条件，我们可以看出，气团内部的空气是相对稳定的，因此受到单一气团控制的区域天气晴朗。
4、气团的分类：
根据下垫面的状况可分为大陆性气团和海洋性气团；根据温度可分为暖气团和冷气团，冷、暖气团是相对比较而言，两者之间并没有绝对温度数量界限，并且冷暖气团也是可以转化的。
当一个地区受到冷、暖性质不同的气团侵袭后，往往会给该地区的天气带来不同影响。
三、主要天气系统：
一个地区天气的变化是由大气中一个个移动的大大小小的系统引起的，这些系统统称为天气系统。
1、锋：
冷、暖气团的交界面叫锋面，其水平范围可由数百千米到数千千米。
由于冷空气的密度较大，锋面自地面向向高空是向冷气团一侧倾斜的。
锋面与地面相交的线叫锋线。
锋面与锋线统称为锋。
不同类型锋的比较：
总结锋的区别方法--------锋面类型的判断
1冷气团移动方向。
冷锋的冷气团移动箭头直指锋面，而暖锋冷气团移动箭头在锋面附近形成一个迂回环流。
2雨线倾斜方向。
冷锋附近近地面的风从冷气团吹向暖气团，雨线向冷气团一侧倾斜；而暖锋附近近地面的风从暖气团吹向冷气团，雨线向暖气团一侧倾斜。
3雨区的位置。
冷锋雨区在锋面、锋后，但主要在锋后（冷气团一侧）；而暖锋雨区主要在锋前（冷气团一侧）。
4锋面坡度。
冷锋锋面坡度比暖锋锋面坡度陡。
5根据锋的符号。
冷锋用线条加三角形（黑）表示，三角形加在暖气团（锋前）一侧，三角凸出的方向为冷锋的运动方向；暖锋用线条加半圆（黑）表示，半圆标在冷气团（锋前）一侧，半圆凸出的方向为暖锋的运动方向。
6天气特征判断法：
①过境前后气压、气温变化。
冷锋过境前气温高，气压低；过境后，气温降低，气压升高。
而暖锋过境前气温低，气压高；过境后，气温升高，气压降低。
②过境时及过境后的天气变化。
冷锋过境时，常出现大风、阴天、降水、降温的天气，过境后气温、湿度降低，气压升高，天气转晴。
暖锋过境时，常出现连续性降水天气，过境后气温升高，气压下降，天气转晴。
2、低压（气旋）、高压（反气旋）
3、高压脊与低压槽
从低压区中延伸出来的狭长区域称为低压槽，简称为槽，在海拔相同的平面上，如某一区域，气压低于毗邻的三面而高于另一面。
在天气图上，槽中各条等压线弯曲最大处的联线称为槽线。
在对流层的中下部，低压槽附近的气流呈辐合上升的形式，故在低压槽附近易产生气旋、锋面等天气系统，并常伴有雨雪、大风、降温等天气。
高压脊，是水平气压场上等压线向气压较低一方突出的脊状部分。
三面气压较低而一面气压较高的天气系统，简称脊，常伴有辐散和下沉运动，冷暖气团不易相遇，不会形成锋面，天气晴好。
4、锋面气旋
形成：
锋面气旋一般形成在中高纬度近地面。
在地面上形成的低气压受陆地物理性质等因素的影响，其气
升级会员 