为什么热力环流中冷高压 寒冷 热低压炎热 而在气旋反气旋中 气旋抵押中心 反而寒冷 反气旋高压中心晴朗呢 到底低压高压热还是冷，最好简洁明了一点 说出原理也可
全部答案（共2个回答）
一般情况下是温度影响气压，当一个地区温度较周边地区低时，热胀冷缩，其所在地区气团就会缩小，其所在地区气流是从上往下降，使得该地区气压增大，向四周流动，形成高压反气旋；相反，则形成低压气旋。温度只是相对来说，并不一定要寒冷或炎热。
气旋的垂直气流是上升的，多阴雨天气。夏秋季影响我国东南沿海地区的台风就是气旋的一种。按地区可分为温带气旋、热带气旋和极地气旋性涡旋等；按热力结构可分为冷性气旋和热低压等。反气旋按热力状况分为冷性反气旋和暖性反气旋；按其相关信息位置分为温带反气旋和副热带反气旋。这些事全球热力环流造成的，气旋或反气旋中心的情况首先应该判断其是不是全球的热力环流，如果不是，请根据第一段判断。
一般情况下，高气压中心晴朗，是因为上空气流下降，带来的水分很少，不宜降水；而低气压中心气流上升，容易带水分，易于降水。
气压指单位面积上大气的压力
P=F\S，如果从地面向上选区一个气柱，不同高度处承受的上层大气的重量不同，气压就不同。一个地方气压的变化与该处大气的重量有关，当...
找个高中地理课本看下，高一下里面讲的很清楚，简单易懂。
本来想点下，但怕说错了误导你。具体我忘记了。因为我辞职不做两年了。
1、反气旋(anticyclone) 是三维空间上的大尺度涡旋，在同一高度上，其中心气压高于四周的气压，因此也称为高(气)压(high)。 反气旋在北半球作顺时...
CO2的分子模型的球棍模型如图所示，红色表示氧原子，白色表示碳原子。
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大陆暖高压
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近日不时听到：“大陆暖高压”与副高连在一起,......请问：“暖”应该形成低压吧，为什么却是“高压”呢？这个大陆暖高压是如何形成的？
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不一定.如果在中层是暖的,那其下是一个低压,其上是高压.
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是不是副高断裂 588线控制大陆地区的称为暖高压？
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如果某区域地面温度比周围高，而气压没有什么异常表现，那么根据静力学关系在500百帕就会出现一个暖高压。
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建议去看天气学原理的课本，讲的很清楚的
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我不是老师啦，我也是学生的&.&&&首先要分清出深厚系统和浅薄的系统，深厚系统是冷低压和暖高压，冷低压中心的温度低，气体密度大，根据p=ρ*g*h这个公式，低压中心的气压随高度而降低的程度较四周气压更加剧烈，因此，低压中心附近的气压越到高空比四周的气压降低得越多，即冷低压越到高空越强。暖高压中心温度高，所以高压中心的气压随高度降低的较四周慢，因此暖高压越到高空也越强。冷低压和暖高压都是很深厚的系统，一旦形成随高度的升高是加强的（如东北冷涡、西太平洋副热带高压）；浅薄系统是冷高压和暖低压，就是一般所理解的某地温度高（低），地面上形成暖低压（冷高压）这样子的，但是这样的系统是浅薄的，就是这两种系统在地面图上比较明显，到500hPa高度以上就消失或变为一个相反的系统。（如西南涡和寒潮冷高压）。
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其次是，副高的定义是形成和活动于副热带地区的深厚的暖性高压，我理解的是它是对流层中下部的一个系统，也就是指500hPa往下，主要看的是500hPa这个层面上，所以不应该过多的关注地面。我是这样理解的，有错误的地方，可以一起讨论哈~
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我不是老师啦，我也是学生的&.&&&首先要分清出深厚系统和浅薄的系统，深厚系统是冷低压和暖高压，冷低压 ...
好像就是暖心高壓（冷心低壓）隨高度增强，暖心低壓（冷心高壓）隨高度減弱？
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暖高压是深厚系统，暖低压是浅薄系统。暖高压从地面到500hpa都存在的
密码修改失败请联系qq：导读：超过饱和水汽压产生凝结。辐射雾就是以这种方式形成的。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。暖空气降温较多，就可能产生凝结。混合冷却：当温差较大，且接近饱和的两团空气水平混合后，也可能产生凝结。2云的分类预习云的概念、分类及形成。根据形成高度、形态，国际分类法将云分为4族10属。我国1972年出版的《中国云图》将云分成超过饱和水汽压产生凝结。辐射雾就是以这种方式形成的。
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。暖空气降温较多，就可能产生凝结。
混合冷却：当温差较大，且接近饱和的两团空气水平混合后，也可能产生凝结。 2 云的分类 预习云的概念、分类及形成。
根据形成高度、形态，国际分类法将云分为4族10属。我国1972年出版的《中国云图》将云分成3族11属。根据云的动力学特征分3类：层状云、积状云、波状云。
（1）积状云的形成
积状云是垂直发展的云块，主要包括淡积云、浓积云和积雨云。积状云多形成于夏季午后，具孤立分散、云底平坦和顶部凸起的外貌形态。
积状云由不稳定大气的对流上升形成。如果对流上升达到凝结高度，会就形成积状云。对流愈强，对流上升的高度愈大，积状云厚度就愈大。对流上升区的水平范围大，积状云的水平范围也愈大。
淡积云：如果对流上限稍高于凝结高度，则一般只形成淡积云。淡积云由于云顶一般在0℃等温线高度以下，所以云体由水滴组成，云内上升气流的速度不大，一般不超过5m/s，云中湍流也较弱。如果有强风和较强的湍流时，淡积云的云体会变得破碎，这种云叫碎积云。 形态特征：淡积云和碎积云个体明显，底部较平、顶部突起，云块之间多不相连，云体受光部分洁白发亮，云底较暗。
淡积云（Cu hum）个体不大，轮廓清晰，底部平坦，顶部呈圆弧形凸起，形如馒头，厚度小于水平宽度。
碎积云(Fc)个体小，轮廓不完整，形状多变，多为白色碎块，往往是破碎的或初生的积云。
浓积云(Cu cong)
当对流上限超过凝结高度许多时，形成云体高大顶部呈花椰菜状的浓积云。云顶伸展至低于0℃的高度，顶部由过冷却水滴组成，上升气流强，可达15~20m/s，云中湍流也强。浓积云个体高大，轮廓清晰，底部平而较暗，顶部呈圆弧形重叠，像花椰菜，厚度超过水平宽度 积雨云（Cb）：如果上升气流更强，浓积云云顶即可更向上伸展，云顶可伸展至-15℃以下的高空。于是云顶冻结为冰晶，出现丝缕结构，形成积雨云。
积雨云的形态特征、厚度：积雨云顶部，在高空风的吹拂下，向水平方向展开成砧状，在顺高空风的方向上，云砧能伸展很远，因而它的伸展方向，可判定积雨云的移动方向。积雨云的厚度很大，在中纬度地区为m，在低纬度地可达10000m以上。云中上升下沉气流的速度都很大，上升气流速度常可达20~30m/s（60m/s），下沉气流速度可达10~15m/s。云中湍流十分强烈。
（2）层状云的形成：层状云是均匀幕状的云层，常具有较大的水平范围，其中包括卷云、卷层云、高层云及雨层云。层状云是锋面上空气大规模持续系统性上升（0.1~ 1m/s）产生的。云的底部同锋面大体吻合，云顶近似水平。在锋面不同部位云厚差别很大。最前面的卷云和卷层云厚度最薄，一般为几百米至2000m，由冰晶组成。中部是高层云，厚度一般m，顶部多为冰晶组成，主体部分多为冰晶与过冷却水滴共同组成。最后面是雨层云，其厚度一般为m，顶部为冰晶，中部为过冷却水滴与冰晶，底部由水滴组成。
高云族卷云属（Ci）：包括毛卷云（Ci
fil）、密卷云（Ci dens）、钩卷云（Ci unc）、伪卷云（Ci not）。毛卷云：云丝分散，纤维结构清晰，形如乱丝、羽毛、马尾；密卷云：云丝密集，聚合成片；钩卷云：云丝平行排列，上端有小钩或小团，类似逗点符号；伪卷云（Ci not）：是已脱离母体的积云云顶冰晶部分，云体大而厚密，常呈铁砧状。 高云族卷层云属（Cs）：云体均匀成层，透明或乳白色，透过云层日月轮廓清楚，地物有形，常有日晕、月晕现象。包括钩卷层云（Cs nebu）、毛卷层云（Cs fil ）。毛卷层云（Cs fil ）：云层厚度不均，毛丝般纤维结构明显。钩卷层云（Cs nebu）：云层薄而均匀看不出明显的结构。 中云族高层云属（As）:云体均匀成层，呈灰白色或灰色，布满全天。包括透光高层云、蔽光高层云。透光高层云(As tra):云体较薄，厚度均匀，呈灰白色，隔着云层日月轮廓模糊，好像隔了一层毛玻璃；蔽光高层云(As op):云体较厚，呈灰色，底部可见明暗相间的条纹结构，隔着云层看不见日月轮廓。 低云族雨层云（Ns）：包括雨层云（Ns）、碎雨云（Fn）2个云类。碎雨云（Fn）云体低而破碎，形状多变，呈灰色或暗灰色，常出现在雨层云、积雨云或蔽光高层云下面，由降水物蒸发或水气凝结形成。 （3）波状云的形成
波状云是波浪起伏的云层，包括卷积云（Cc）、高积云(Ac)、层积云(Sc)、层云(St) 。当空气存在波动时，波峰处空气上升，波谷处空气下沉，空气上升处由于绝热冷却而形成云，空气下沉处则无云形成。如果在波动形成之前该处已有厚度均匀的层状云存在，则在波峰处云加厚，波谷处云减薄以至消失，从而形成厚度不大、保持一定间距的平行云条，呈一列列或一行行的波状云。波动原因：一是由于大气中存在着空气密度和气流速度不同的界面，在此界面上引起波动。二是由于气流越山而形成的波动（称地形波或背风波）。 高云族卷积云属（Cc）：卷积云（Cc）云类云块很小，呈白色细鳞片状常成行、成群排列整齐，很像微风吹拂水面形成的小波纹。 中云族高积云属（Ac）：云块较小轮廓分明。在厚薄、形状上有很大的差异。薄云块白色能看到日月轮廓，厚云块灰暗色分不清日月轮廓。形状常呈扁圆状、瓦块状、鱼鳞状或水波状密集云条。常成群、成行、呈波状整齐排列。包括荚状高积云（Ac lent）蔽光高积云（Ac op）堡状高积云（Ac cast）絮状高积云（Ac flo）透光高积云（Ac tra）、积云性高积云（Ac cug）。荚状高积云（Ac lent）：云块呈白色，中间厚边缘薄，轮廓分明，孤立分散，形如豆荚，或呈椭圆形。蔽光高积云（Ac op）：云块较厚，排列密集，云块间无缝隙，日月位置不辨。 堡状高积云（Ac cast）：云块底部平坦，顶部突起成若干小云塔，类似远处城堡。
絮状高积云（Ac flo）：云块边缘破碎，像破碎的棉絮团。 透光高积云（Ac tra）：云块较薄，个体分离，排列整齐，缝隙处可见蓝天，或虽无缝隙，但日月位置可辨。积云性高积云（Ac cug）：云块大小不一，呈灰白色，外形略有积云特征，由衰退的浓积云或积雨云扩展而成。 （4）特殊云状的形成：一些特殊云状的出现往往能预测天气的变化趋势，如堡状、絮状、悬球状、荚状等。 悬球状云，当云中有大量的水滴时，如果云底附近有强烈的上升气流，将下降的水滴托住，便会形成好像悬挂在云底的云团，这就是悬球状云。悬球状云多出现在积雨云的底部,有时在高积云、高层云和雨层云的底部也可以见到。悬球状云的出现，通常预兆有降水产生，因为一旦上升气流减弱，原先被托住的水滴就会降落下来，形成降水。 堡状云，堡状云底部水平，顶部则是并列着突起的小云塔，形状像远方的城堡。堡状云常常是在波状云的基础上发展起来的。当波状云在逆温层下形成以后，如果逆温层不太厚，则逆温层下湍流发展时，较强的上升气流就穿过逆温层，使水汽凝结，形成具有圆弧顶部的云朵，这就是堡状云。常见的堡状云有堡状高积云和堡状层积云。 絮状云，个体破碎，形状像棉絮团，它常是潮湿气层中的强烈湍流混合作用而形成的，主要为絮状高积云。夏半年如早晨出现堡状高积云或絮状高积云，表示该高度上气层不稳定，到了中午，低层对流发展，上下不稳定气层结合起来，会产生强烈上升气流，形成积雨云，下雷暴雨或冰雹。傍晚对流减弱，如出现堡状高积云，表明高空将有不稳定系统逼近，次日可能出现系统性雷暴雨。 荚状云：荚状云中间厚、边缘薄，云块呈豆荚状。常见的荚状云主要是荚状高积云和荚状层积云。荚状云是由局部上升气流和下降气流汇合形成的。当上升气流使空气绝热冷却而形成云时，如果遇到下降气流的阻挡，其边缘部分因下降气流而逐渐变薄便形成荚状云。在山区，气流受到地形的影响也能形成荚状云.
积状云、层状云、波状云和一些特殊云状的形成并不是孤立的。由于条件的变化，它们可以是发展的或消散的，也可以从一种云转化另一种云。
例如积状云中，淡积云可以发展到浓积云，最后形成积雨云。积雨云消散时，可以演变成伪卷云、积云性高积云和积云性层积云。
又例如，波状云发展时，可以演变成层状云（蔽光高积云可以演变成为高层云，蔽光层积云可以演变成为雨层云）。层状云消散时，也会演变成为波状云（雨层云消散时，可演变为高层云、高积云或层积云）。
总之，云的产生、发展和演变是复杂的，也是有规律的。 3 降水的分类 （1）降水的形态分类
雨：自云体中降落至地面的液体水滴。雪：从混合云中降落到地面的雪花形态的固体水。霰：从云中降落至地面的不透明的球状晶体，由过冷却水滴在冰晶周围冻结而成，直径2~5mm。雹：是由透明和不透明的冰层相间组成的固体降水，呈球形，常降自积雨云。 （2）降水性质分类(按照持续性)
连续性降水：历时长，强度具有变化性，降水主要来自高层云和雨层云。
阵性降水：历时短，强度大，具有突然性，降水来自浓积云和积雨云。
（3）降水按照强度分类
（4）降水的成因类型 对流雨：近地面气层强烈受热上升，冷却凝结形成积雨云而降雨，常伴随雷电现象，又称热雷雨；赤道常年可见，我国夏季常见；气旋雨：气旋中心气压低，空气辐合上升凝结成雨。降水范围广、时间较长；锋面雨：冷暖气团相遇，暖湿气流沿锋面抬升凝结成雨。降水范围广、时间长。在温带很常见；台风雨：可产生强度极大的降水。夏秋季常见；地形雨：暖湿气流沿山地迎风坡抬升冷却凝结而降水。山地迎风坡常形成多雨中心，而背风坡则由于焚风效应，降水少，成为雨影区。 4 不同类型雪的形成。
在混合云中冰晶不断凝华增大形成雪花，如果云下气温低于0℃，雪花就会落到地面上形成降雪。如果云下气温高于0℃，会形成雨夹雪。
雪花的形状有星状，柱状、片状等，自然界中找不到2片形状完全相同的雪花，但基本形状都是六角形。对于六角形片状雪花，它的面上、边上、角上曲率不同，相应地饱和水气压也不同。
雪花角上饱和水气压最大，边上次之，面上饱和水气压最小。
如果水气压仅大于面上的饱和水气压，只在面上凝华就形成柱状雪花。如果水气压大于面上和边上的饱和水气压，则面上和边上都凝华，边上（曲率较大）凝华较快，形成片状雪花。如果如果水气压大于面上、边上和角上的饱和水气压，则面上、边上和角上都凝华，角上（曲率较大）凝华较快，形成枝状或星状雪花。 5 人工影响云雨
人工降雨就是根据自然界降水形成的原理，人为地补充某些形成降水所必须的条件，促使云滴迅速凝结或并合增大，形成降水。
所采用的方法，因云的性质不同，有以下几种：
（1）人工影响冷云降水
中纬度地区冬季经常出现大范围的过冷却层状云，但很少降水。夏季也经常出现云顶高于0℃层高度的积状云，其中能产生降水的也为数不多。根据贝吉龙学说，这种云之所以没有降水，主要是云内缺乏冰晶，云滴得不到增长。
影响冷云降水的基本原理是设法破坏云的物态结构，也就是在云内制造适量的冰晶，使其产生冰晶效应，使水滴蒸发，冰晶增长。当冰晶长大到一定尺度后，发生沉降，沿途由于凝华和冲并增长而变成大的降水质点下降。 在云内人工产生冰晶的方法有二种，一种是在云中投入冷冻剂，如干冰（即固体二氧化碳），在1013hPa下，其升华温度为-79℃。将干冰投入过冷却云中后，在它的周围薄层内便形成一个冷区，在此冷区内，过饱和度很大，因此水汽分子结合物能够存在和长大。在不同温度下，干冰所产生的冰晶数是不同的。理论计算指出，11一克干冰所产生的冰晶数是随气温的降低而增加的。温度从-1℃降至-20℃时，所产生的冰晶数从5.55×10个14增到1.22×10个。 另一种方法是引入人工冰核（凝华核或冻结核）。目前人们认为碘化银是一种非常有效的冷云催化剂。碘化银具有三种结晶形状，其中六方晶形与冰晶的结构相似，能起冰核作用，适用于-4―-15℃的冷云催化。每克碘化银所能产生的冰晶数视温度而定，温度低，有效冰核数目多，产生的冰晶数也多。例如当温度t=-10℃时，一克碘化银能产生个冰核，当t=-20℃时则能产生1016个冰核。 （二）人工影响暧云降水
整个云体温度高于0℃的云称为暖云。我国南方夏季的浓积云、层积云多属于这种云。在暖云中云中缺乏大水滴，滴谱较窄，冲并作用不易进行。因此，要人工影响暖云降水可以引入吸湿性核（如食盐）。由于其能在低饱和度下凝结增长，故可在短时间内形成数十微米以上的大滴。也可直接引入30―40μm的大水滴，从而拓宽滴谱，加速冲并增长的过程，达到降水的目的。
自然地理学IIA作业第四章 一、填空题 1空气柱质量的变化主要由热力和动力因子引起。动力因子是指大气运动所引起的气柱质量的变化，根据空气运动的状况可归纳为下列三种情况：水平气流的辐合与辐散、不同密度气团的移动、空气垂直运动。 2地面气压的日变化有单峰、双峰和三峰等形式。一般认为气压日变化同气温日变化和大气潮汐密切相关。 3双峰型地面气压的日变化：一般是清晨气压上升，9~10时出现最高值，以后气压下降，到15~16时出现最低值，此后又逐渐升高，到21~22时出现次高值，以后再度下降，到次日3~4时出现次低值。 4 近地面气压场的基本形式包括高气压、低气压、高压脊、低压槽和鞍型气压场。
5 作用于空气质点的力包括气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力和摩擦力。 6 影响大气环流形成的主要因素有太阳辐射、地球自转、地表性质、地面摩擦等。 7北半球对流层中、高层的平均水平环流的主要特征为西风带上存在着大尺度的平均槽、脊。1月份500hPa等压面图上西风带有3个平均槽，即位于亚洲东岸140°E附近的东亚大槽、北美东岸70~ 80°W附近的北美大槽，和乌拉尔山西部的欧洲浅槽。 8中高纬的对流层低层的平均水平环流形式的基本特征为在月平均海平面气压分布图上主要表现为一个个巨大的高、低压系统。1月份北半球中高纬度沿纬圈有2个大低压，一个在北太平洋的阿留申低压，另一个在北大西洋的冰岛低压；还有两个冷高压，一个是欧亚大陆上的西伯利亚高压，另一个是北美大陆上的北美（加拿大）高压。7月份，北半球大陆上发展了两个低压，即亚洲南部低压和北美西南部低压，而海洋上的北太平洋高压（夏威夷高压）、北大西洋高压（亚速尔高压）强度增强。 9 平均经圈环流包括低纬度环流圈、中纬度环流圈和高纬度环流圈。
二、名词解释 1深厚系统：温压场对称的系统中，暖性高压和冷性低压系统不仅存在于对流层低层，还可伸展到对流层高层，而且其气压强度随高度增加逐渐增强，这类系统称为深厚系统。 2浅薄系统：温压场对称的系统中，暖性低压和冷性高压系统主要存在于对流层低空，称浅薄系统。
3地转风：在高空不考虑摩擦力和离心力时，水平气压梯度力和地转偏向力平衡时的大气等速、直线运动叫地转风。地转风方向与水平气压梯度力垂直，即平行于等压线，在北半球背风而立，高压在右，低压在左。 4梯度风：空气质点作曲线运动时，受水平气压梯度力、地转偏向力和惯性离心力作用，当这三个力达到平衡时的风，称梯度风。高压区和低压区都会形成梯度风。
5旋衡风：在低纬度地区或小尺度低压中，如果气压梯度力和惯性离心力都很大，地转偏向力很小时，（水平）气压梯度力和惯性离心力达到平衡时的风称旋衡风。旋衡风既可顺时针，也可逆时针。龙卷风具有旋衡风的性质。 6热成风：由于水平温度梯度的存在而产生的地转风在垂直方向上的速度矢量差称热成风。热成风大小与气层内的平均温度梯度、气层的厚度称正比，与科氏参数成反比。热成风方向与平均等温线平行，北半球背风而立，高温在右，低温在左，南半球相反。 7大气活动中心：中高纬的对流层低层冬、夏季在平均气压图上出现的大型高、低压系统，称为大气活动中心。其中北半球海洋上的太平洋高压、大西洋高压、阿留申低压、冰岛低压常年存在，只是强度、范围随季节有变化，称为常年活动中心。而陆地上的南亚低压（印度低压）、北美低压、西伯利亚高压、北美高压等只是季节性存在，称为季节性活动中心。 三、问答题 1 摩擦层中风的日变化规律
近地面层中，风存在着有规律的日变化。白天风速增大，午后增至最大，夜间风速减小，清晨减至最小。
而摩擦层上层则相反，白天风速小，夜间风速大。因为在摩擦层中，通常是上层风速大于下层。白天地面受热，空气逐渐变得不稳定，湍流得以发展，上下层间空气动量交换增强，使上层风速大的空气进入下层，致下层风速增大，风向向右偏转。同理，下层风速小的空气进入上层，造成上层风速减小，风向向左偏转。午后湍流发展旺盛，下层风速增至最大值，风向右偏最多，上层风速减到最小值，风向左偏最多，这时上下层风的差异最小。夜间湍流减弱，下层风速变小、风向左偏，上层风速增大、风向右偏。
风的日变化，晴天比阴天大，夏季比冬季大，陆地比海洋大。当有强烈天气系统过境时，日变规律可能被扰或被掩盖。
2 画出高压区梯度风示意图（不考虑摩擦力），并推导高压区梯度风风速公式。
自然地理学IIA作业第五章 一、填空题 1
气团形成的源地条件：范围广阔、地表性质比较均匀的下垫面，能使空气物理属性在水平方向均匀化的环流场。 2 根据源地的地理位置和下垫面性质进行分类，气团分为冰洋大陆气团、冰洋海洋气团、极地大陆气团、极地海洋气团、热带大陆气团、热带海洋气团和赤道气团。 3 依据与流经地区下垫面间热力对比进行分类，气团分为冷气团和暖气团。 4根据锋两侧冷、暖气团移动方向和结构状况，锋分为冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋四种类型。 5锋生指锋的生成或加强的过程，锋消指锋的消失或减弱的过程。 6 有一类气旋是高空锋面波动形成的，气旋的形成可以分为初生（波动）阶段、成熟阶段、锢囚阶段、消亡阶段4个阶段。 7热带辐合带分信风热带辐合带、季风热带辐合带。 8 台风移动的路径包括西行路径、西北路径、转向路径。 二、名词解释 1 气团：气团是指温度、湿度和大气静力稳定度等气象要素在水平方向上分布比较均匀的大范围空气团。气团的水平范围从几百到几千km，垂直范围可达几到十几km。内部温度水平梯度一般小于1~2℃/100km，垂直稳定度及天气现象也都变化不大。气团形成的源地条件：范围广阔、地表性质比较均匀的下垫面，能使空气物理属性在水平方向均匀化的环流场 。 2气团变性：气团形成后，随着环流条件的变化，由源地移动到另一地区时，由于下垫面性质以及物理过程的改变，气团的原有物理属性也随之发生相应的变化，这种气团属性的改变过程称气团变性。气团变性通过湍流、大范围垂直运动和蒸发、凝结、辐射等物理过程实现。 3 锋：锋是占有三度空间的冷、暖气团接触带。锋的宽度同气团相比显得很狭窄，因而常把锋区看成是一个几何面，称为锋面。锋面与地面的交线称锋线，锋面和锋线统称锋。锋的水平尺度与气团相当，长达几百km到几千km。水平宽度几km到几百km，并且自地面向高空展宽，在近地面层一般为几十km，到高空可宽达200~400km，甚至更宽。根据锋两侧冷、暖气团移动方向和结构状况，锋分为冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋四种类型。 4冷锋：冷气团占主导地位，推动着锋面向暖气团一侧移动的锋。冷锋又因移动速度快慢不同，分为一型（慢速）冷锋和二型（快速）冷锋。 5暖锋：暖气团起主导作用，推动着锋面向冷气团一侧移动的锋。暖锋是暖气团主动向冷气团移动的锋。暖气团沿冷气团徐徐爬升，其中水气冷却凝结产生层状，暖锋的雨区在锋前，多为连续性降水。 6准静止锋：冷、暖气团势力相当或有时冷气团占主导地位，有时暖气团又占主导地位，锋面很少移动或处于来回摆动状态的锋。准静止锋同暖锋天气类似云系为卷云、卷层云、高层云和雨层云，只是坡度比暖锋更小，沿锋面上滑的暖空气可以伸展到距锋线很远的地方，所以云区和降水区比暖锋更宽广，降水强度比较小，但持续时间长，可能造成连阴天气。 7锢囚锋：当冷锋赶上暖锋，两锋间暖空气被抬离地面锢囚到高空，冷锋后的冷气团与暖锋前的冷气团相接触形成的锋。锢囚锋天气仍保留着原来两条锋的天气特征，如果锢囚锋是由两条具层状云系的冷、暖锋合并而成，则锢囚锋的云系也呈现层状，并近似对称分布。当这种锋过境时，云层先由薄到厚，再由厚到薄。 8切断低压：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包含总结汇报、IT计算机、计划方案、旅游景点、文档下载、人文社科、党团工作、工作范文、教学研究以及复习题等内容。本文共4页
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