大气物理学题库_答案.doc

1、大气物理学题库答案一、 选择题1 2 3 4 5B D E C D6 7 8 9 10A A C B A11 12 13 14 15A A C C D16 17 18 19 20B D A B C21 22 23 24 25A A A B C26 27 28 29 30B C B A A31 32 33 34 35D C C B A36 37 38 39 40B E B E A41 42 43 44 45C D A B D46 47 48 29 50C D C B B51 52 53 54 55D C B A B56 57 58 59 60D B A B A61 62 63 64 65D C

2、E D D66 67 68 69 70A D C A B71 72 73 74 75A A D B C76 77 78 79 80B C B B A81 82 83 84 85C B B A A86 87 88 89 90B D A B A91 92 93 94 95C D C A C96 97 98 99 100D B C D B101 102 103 104 105C B A C A106 107 108 109 110A B A D B111 112 113 114 115A A A D C116 117 118 119 120B F E C A121 122 123 124 125D

3、C D B C126 127 128 129 130B D C B A131 132 133 134 135B A C A D136 137 138 139 140D A B C C141 142 143 144 145C D B A A146 147 148 149 150D B D A B151 152 153 154 155B D B C A156 157 158 159 160C B D B B161 162 163 164 165A A A B B166 167 168 169 170B C A D D171 172 173 174 175B C ABD B B176 177 178

4、 179 180B A A C B181 182 183 184 185C A B D B186 187 188 189 190C D E A B191 192 193 194 195D A A C C196 197 198 199 200C C C D A201 202 203 204 205A C A C D206 207 208 209 210D C D B C211 212 213 214 215B C C A D216 217 218 219 220B A D D B221 222 223 224 225A A C C B226 227 228 229 230D D C A B231

5、 232 233 234 235D E B A D236 237 238 239 240A C B C D241 242 243 244 245D B A D C246 247 248 249 250D B D A C251 252 253 254 255D B D C B256 257 258 259 260C C C A C261 262 263 264 265A D C C D266 267 268 269 270B C A C C271 272 273 274 275D A D B D276 277 278 279 280B D A C A281 282 283 284 285A A

6、B A A286 287 288 289 290C C A B A二、 填空题1. 氮气、氧气、氩气（或 N2、O 2、Ar） 2. 原始大气、次生大气、现代大气3. 基尔霍夫定律、普朗克定律、斯蒂芬- 玻尔兹曼定律、维恩定律。4. 核化（或填异质核化） 、凝结、碰并、连锁；5. 水云、冰云、混合云；6. 色；7. 爱根核，大核，巨核；8. 增加空气中的水汽、降温。9. CO2、O3 ；10. 瑞利散射， 米散射， 几何光学散射；11. 宇宙射线 地壳 射线作用 大气中放射性元素12. 低气压、高气压、低压槽、高压脊、鞍型气压场13. Kirchhoff （或基尔霍夫）14. 紫外光、红外光1

7、5. 辐射平衡、热量平衡， 潜热 、感热，太阳辐射，大气 。16. 高压、低压17. 冷却、增湿、冷却、增湿18. 日地平均距离大气上界19. 比湿 、 混合比 、 水汽密度 、 露点 、 相对湿度 。20. 状态（变化） 、 层结 。21. 对流层 、平流层 、 中层、热层 、外层。22. 绝热上升膨胀冷却 、辐射冷却、平流冷却 、 混合冷却 。 （降温过程很多，写出其中四种即可）23. 、 。0zzse24. 大气温度直减率 ，干绝热递减率，湿绝热递减率。25. TSP 、 降尘 、PM10 。 （任意写出其中的三种） （可在 TSP、降尘、PM10、PM2.5、尘粒、粉尘、灰、飞灰、总灰

8、等中任选三个）26. 虚温 。27. 8 ， 等温 。28. 长波辐射。29. 、分子散射（或瑞利散射） 。30. 波长、红外光、紫外光。31. 太阳散射辐射，瓦/米 2 。32. 行星反照率 。33. 热流量。34. 1000 35. 大气压力是指 单位面积上 直至 大气上界 整个空气柱的 重量 ，是气象学中极其重要的一个物理量。常用的单位有： Pa 、 hPa 、 毫巴（标准大气压） 等。标准大气状态下，我们假设海平面气压为 1000hPa ，1.5km 高度气压为 850 hPa ，5.5km 高度气压为 500hPa 。36. 水汽混合比是指 水汽 的质量与 干空气 的质量比，比湿是指

9、 水汽 的质量与 湿空气 的质量比。37. 绝热过程指系统与外界 没有热量交换 的过程。干绝热过程指 没有相变发生的的绝热过程。位温指把空气块 干绝热膨胀 或 压缩 到标准气压时应有的温度。38. 大气窗区是指 8-12m 波段的 长波 辐射。39. 光学厚度是指沿辐射传输路径上， 单位截面积上 所有 吸收和散射物质 产生的总2r削弱。40. 大气按照温度随高度的变化分为 对流层 、 平流层 、 中间层 、 热 和外层,其中极光出现在 热 层。41. 气象要素是表征大气状态和现象的物理量。例如 温度 、 湿度 、 气压 、风 都是常规气象要素。 42. 大气静力学方程的导数形式是 dp/dz=

10、-g ，该方程适用于 静止大气 大气，和 一般 大气，不适用于 垂直运动强的 大气。43. 地面天气图是 等高面 图，在地图上绘制 等压线 图；高空天气图是 等压面 ，其上绘制 等高线 。 （填空选项：等高面，等压面，等高线，等压线）44. 位温是气块经过 干绝热 过程，气压变为 1000 时，气块所具有的温度。45. 由于大气对 8-12 微米 的辐射的吸收很弱，因此地面发出的该波段范围的长波辐射可顺利地被发送到宇宙空间。46. 地球表面的辐射差额（净辐射）就是地面所吸收的太阳短波辐射和地面放出的有效辐射之差。在夜间，表面的辐射差额是负值，则地面降温。 47. 谱线增宽的因素有 自然增宽 、

11、 压力增宽 、 多普勒增宽,其中在实际大气中增宽中 压力增宽 和 多普勒增宽 同时存在，在大气低层，谱线的增宽主要由 压力增宽 决定。 高层的谱线增宽由 多普勒增宽 。 48. 使空气达到饱和的途径有 降温 、 增湿 。在自然界中形成云雾的主要降温过程主要以 绝热膨胀降温 为主。49. 在讨论大气的压强随高度的变化关系时，根据应用的需要将温度和密度作了一些假设，进而产生了三种具有广泛应用的大气模式，分别为 等温大气模式 、 多元大气模式 、 均质大气模式 。50. 世界气象组织对标准大气的定义是，能够粗略地反映出周年、 中纬度状况 ，得到国际上承认的，假定的大气 温度 、 密度 和 气压 的垂

12、直分布。51. 大气对辐射的吸收具有 选择性 ，吸收长波辐射的主要气体是 水汽 ，其次是 二氧化碳 和 臭氧 。52. 按照尺度数可以将散射分为三类，分别是 瑞利散射 、 米散射 和几何光学散射，其中气溶胶粒子对可见光的散射属于 米散射 。53. 在中，气块温度随高度的变化曲线称为 状态 曲线，周围大气温度随高度的变化曲线称为 层结 曲线。三、 名词解释1. 大气气溶胶：含有分散、悬浮的固态和液态粒子的大气称为大气气溶胶。2. 大气窗：大气中主要吸收气体对长波辐射的吸收有明显的选择性，在某些波段有强的或较强的吸收带，二者这些吸收带之间有些很弱的准透明区，称为“大气窗” ，为 8-12 微米波段

13、。地面发生的长波辐射可以透过大气射向太空。3. 位温：位于任意温压状态（P ，T ）下的空气，干绝热移动到 P=1000hpa 处具有的温度称为位温。4. 梯度风：在水平面上沿曲线运动的空气，在水平气压梯度力、科里奥利力和离心力的平衡下的风称为梯度风。5. 峨眉宝光：在多雾的山上早晨或傍晚，当观测者站在山上，日光从他背后射向他前面的密云或浓雾时，他可能看到云雾幕上出现一个人影，且围绕在人影四周有 ,0S一圈的彩色光环。这种光象常出现在四川峨眉山，故称为峨眉宝光。6. 以 表示大气上界在日地平均距离d0 时，与日光垂直平面上的太阳分光辐照度，此时的太阳积分辐照度 称为太阳常数。7. 辐射通量密度

14、：单位时间内通过单位面积的辐射能，单位为 W.m-2。8. 由于云和气溶胶（特别是火山灰）对太阳辐射的强散射作用，导致到达地面的太阳辐射能减少，称为阳伞效应或反射效应。9. 焚风效应：潮湿的气流经过山脉时被强迫抬升，达到凝结高度后水汽就凝结而形成云。气流继续上升后其温度将按假绝热减温率变化，凝结出的水分部分或甚至全部降落。气流越过山顶以后，由于水分已全部降落或部分降落，将干绝热下沉或先湿绝热下沉待剩余水分蒸发完后再干绝热下沉。因此，在山前山后的同一高度上，气流的温度、湿度都不同，背风面出现了温度高、湿度小的干热风。10. 假相当位温：空气由原来的状态沿干绝热过程上升，到达抬升凝结高度 LCL

15、后再沿假绝热过程上升到水汽全部凝结脱离，再按干绝热过程下降到 1000hPa 处所具有的温度。11. 大气透明窗：在地气辐射中的 812um 波段，大气的吸收作用很弱，地面长波辐射可以透过此窗口发送到宇宙空间。12. 光学厚度：沿辐射传输路径，单位截面上所有吸收和散射物质产生的总削弱。是无因次量。 00llexexkd13. GPS 测湿原理：如果 GPS 接收机所在位置是事先测定的，只要知道各颗 GPS 星的轨道参数，地面接收机和各卫星之间的直线距离 L 是可以算出的，通过计算 L 和所测伪距之差即可得到由于大气影响所带来的延迟。延迟的大小包含有大气结构的信息，可用来作为大气探测的一种方法，

16、尤其是用于测量大气水汽含量。14. 抬升凝结高度：未饱和湿空气块被外力强迫抬升时，因为上升速度快，可以认为是绝热的。此时气块内的水汽压随着环境气压的减小而减小，与此对应，露点也降低。气块上升时的干绝热减温率远大于它的露点递减率，气块的温度和露点将逐渐接近，在某一高度达到饱和并发生凝结。这个湿空气块因绝热抬升而达到饱和的高度称为抬升凝结高度。15. 在绝热过程中，若讨论的是未饱和湿空气（无相变） ，这样的过程称为干绝热过程。干绝热过程是可逆过程。如果在饱和气块上升过程中，凝结物一旦形成便全部从气块中降落，并带走一些热量（不过此热量极少） ，在气块下沉时必然会沿着干绝热过程变化，无法再回到原来的状

17、态。这是一个开放系的不可逆过程，严格来说也不是绝热的，所以称为假绝热过程。16. 湿球温度是在等压绝热蒸发过程中，系统内的液态水蒸发使空气降温，达到饱和时空气所具有的温度，是这个过程中的最低温度。这是理论上的湿球温度，也称等压湿球温度。17. 低层大气是一个干绝热气层，此时只要低层有一点扰动，空气就能上升，若水汽含量较大，上升到某一高度就会发生凝结。这个凝结高度称为对流凝结高度。18. 维恩位移定律：1893 年维恩从热力学理论推导出黑体辐射光谱极大值对应的波长max和温度的乘积为一常数。由此可知，若黑体温度越高，则 max愈小，故称维恩位移定律。19. 相对大气质量的准确定义，是指日光自 角

18、倾斜入射时与自天顶入射时的光学厚度之比。20. 若要把漫射辐射当作平行辐射处理，应当将其光学厚度加大 1.66 倍。其原理是清0S楚的，因为( 0 ) 是这一层大气的垂直光学厚度，垂直方向辐射的光学路径最短，而其它方向的路径都要加长，其吸收当然也增加了。作为对各个方向的积分，其最终效果是加大 1.66 倍，因此也有人把 称为漫射因子。21. 空中如有薄云存在，而且这种云主要由冰晶组成，由于冰晶对日光或月光的折射，就会引起一系列光学现象，统称为晕。22. 散射效率因子是粒子的散射截面与粒子几何截面之比。23. 辐射差额：系统或物体收入辐射能与支出辐射能的差值。24. 湿空气定压降温达到饱和时的温

19、度称为露点 Td。25. 气层的温度直减率小于干绝热直减率而大于湿绝热直减率时的状态（ d s） 。即对未饱和空气，大气层结是稳定的。26. 根据正负面积的大小，可将潜在不稳定型再分成真潜不稳定和假潜不稳定两种。若大气低层的湿度大，则气块能很快达到凝结高度，并容易被抬升到自由对流高度 LFC 以上，此时 LFC 以上的正面积大于 LFC 以下的负面积，即对流有效位能CAPE 大于对流抑制能量 CIN，有利于对流发展甚至雷暴的形成，这是真潜不稳定型。27. LFC 高度以下的负面积区称为对流抑制能量 CIN。CIN 的物理意义是：处于大气底部的气块要能到达自由对流高度，至少需从其它途径获得能量的

20、下限。28. 异质核化：水汽在气溶胶粒子和离子上的汽粒转化。29. 假绝热过程：如果在饱和气块上升过程中，凝结物一旦形成便全部从气块中降落，在气块下沉时必然会沿着干绝热过程变化，无法再回到原来的状态。这是一个开放系的不可逆过程，称为假绝热过程。30. 水汽同质核化：在纯净的空气中，靠水汽分子随机碰撞、相互结合而生成云的胚胎， 这种过程称为水汽同质核化。31. 大气压强：某高度的大气压强是指在该高度单位截面积的垂直空气柱的重量；32. 露点温度：在水汽含量不变的条件下，使湿空气等压冷却到相对于平的纯水面为饱和时的温度。33. 假湿球位温:空气由原来的状态 A 沿干绝热线上升，到达抬升凝结高度 C

21、 后再沿假绝热线下降到原来的气压处 B，则 B 处的温度即为假湿球温度,从假湿球温度 Tsw沿着假绝热线降到 1000hPa 处所具有的温度。34. 静力能：气快的焓与重力位势之和。即静力能 = h + = Cp T + g z。35. 播种云供应云降水机制：高层播种的云，一般是卷层云，在气旋云系中，高空对流泡是一种典型的播种云。供应云，一般指浓密的层状云，如高层云、雨层云、层积云或层云。当供应云受到冰雪晶粒子的播种后，云内会通过云水碰冻云冰碰连雪晶的有效转化以及碰并等过程，使其降水强度明显增加。36. 干洁大气：不含水汽和悬浮颗粒物的大气称为干洁大气 37. 标准大气：所谓标准大气，就是能够

22、粗略地反映出周年、中纬度状况的，得到国际上承认的，假定的大气温度、压力和密度的垂直分布。38. 净辐射：系统或物体收入辐射能与支出辐射能的差值39. 比湿：水汽与湿空气的质量比。40. 比辐射率：物体的放射能力 F , T 和黑体的辐射能力 FB ( ,T )之比为比辐射率 , T。41. 逆温层：某些气层的温度会随高度而增加，即 0，这些气层称为逆温层。42. 多元大气：气温随高度线性变化的大气。43. 瑞利（Rayleigh）散射：分子散射的光的强度（决定于体积散射系数）与波长的 4次方成反比。波长短的光散射多，波长长的波散射少。44. 混合比：水汽与干空气的质量比。45. 辐亮度：单位立

23、体角、单位时间、单位面积所通过的辐射能量，单位为 W/m2sr。46. 大气电导率：在单位电场作用下，因大气离子运动而形成的大气电流密度值。47. 霜点：湿空气在水汽含量不变的条件下，等压降温达到相对于纯冰平面饱和的温度。48. 光学质量：辐射传输路径上单位截面气柱内所包含吸收或散射气体的质量。49. 行星反照率：地球-大气系统的反照率称为行星反照率，它表示射入地球的太阳辐射被大气、云及地面反射回宇宙空间的总百分数。50. 海陆风：在晴朗小风的气象条件下，海岸边界层内常观测到向岸风和离岸风的交替变化。白天边界层下部的气流来自海面，称为海风；夜间则风向相反，称为陆风。51. 辐射通量：是指单位时

24、间内通过某曲面的辐射能，单位为 W52. 大气逆辐射：大气辐射一部分向上进入太空，一部分向下到达地面，向下到达地面的大气辐射称为大气逆辐射53. 蒸发雾：冷空气流经暖水面上，由于暖水面的蒸发，使冷空气达到饱和，产生凝结而形成的雾。54. 水汽的均质凝结核化：在纯净的空气中，靠水汽分子随机碰撞、相互结合而生成云滴的胚胎，这种过程称为水汽同质凝结核化。55. 散射：是指微粒把入射到其上的辐射重新向各方向辐射出去的一种现象。56. 地面有效辐射：地面辐射和地面所吸收的大气逆辐射之差。57. 平流雾：由暖湿空气平流到冷的下垫面上，经冷却而形成的雾58. 冰晶的异质冻结核化：以气溶胶粒子为核心，过冷水滴

25、冻结成冰晶的过程。59. 虚温：虚温是关于温度、水汽压和压强的函数。为了能在湿空气状态方程中使用Rd，并且使其与干空气状态方程具有类似的简单形式所引入的参量。定义式为 VeT=(1+0.378)p60. 不稳定能量：如果气块在不稳定气层里做垂直运动，那么其垂直速度会不断增大，也就是气块的垂直运动动能会不断增加，气块所增加的这部分动能可看作由不稳定大气对气块作功而来。转化为气块运动动能的那部分能量称为气块的不稳定能量。61. 位势高度：重力位势与标准重力加速度的比值。62. 干绝热温度直减率：气块在干绝热升降过程中，其温度随高度的变化率-dT/dz 称为干绝热递减率。63. 辐射平衡：物体的辐射

26、收入与支出相等。64. 湿绝热过程：有相变发生的绝热过程。65. 地面总辐射：到达地面的太阳直接辐射与散射辐射之和称为地面总辐射。66. 均质大气：密度不随高度变化的大气。67. 假绝热递减率：气块在假绝热升降过程中，其温度随高度的变化率-dT/dz 称为假绝热递减率。68. 酸雨：pH 值小于 5.6 的降水69. 超绝热减温率：超过干绝热减温率的大气温度随高度的降低率。70. 光化学烟雾：由汽车、工厂等排放的碳氢化合物和氮氧化合物等一次污染物在阳光的作用下发生复杂的光化学反应，生成臭氧、醛、酮、酸、过氧乙酰硝酸酯等二次污染物，这些一次污染物和二次污染物混合形成有害的光化学烟雾。71. 大气

27、可降水量：单位面积空气柱中所有水汽都凝结成液态水时所具有的厚度。72. 大气匀和层（均质层）：8690 km 高度以下，包括对流层、平流层、中层在内，由于湍流扩散作用使大气均匀混合，大气中各种成份所占的比例，除臭氧等可变成份外，在垂直方向和水平方向保持不变。73. 大气混合层：大气边界层中，湍流受热对流控制的近地面层以上部分。特点是层结不稳定，对流旺盛，位温和风向风速都变化甚小，常发生于晴朗的白天，其高度较层结稳定的边界层高，一般为 12 km，主要由热对流的高度决定，与地面的垂直湍流热通量和大气层结稳定度有关，边界层以下的大尺度下沉运动和平流作用对其高度也有所影响。74. 大气流体静力平衡：

28、大气处于静止时垂直气压梯度力与重力相平衡。75. 大气边界层：又称摩擦层。是指从地面至离地 5002000m 以下的气层。 （本层气流受地面摩擦作用的影响大，故风速随高度增加而变大。空气受地面的冷热影响大，故气温具有较明显的日变化。摩擦层内的对流运动与乱流运动都很强烈。低云、雾、霾出现在这一层中。 ）76. PM10：悬浮在空气中，空气动力学直径10 微米的颗粒物，又称为可吸入颗粒物或飘尘） 。77. 热岛效应：城市地区由于人口稠密，工业集中，造成温度高于周围地区的现象。78. 绝对不稳定大气：环境温度递减率大于干绝热减温率的大气状态，此时气块抬升后温度高于环境空气温度。79. 辐射雾：由于地

29、面辐射冷却，致使贴近地面的空气层中水汽达到饱和而凝结形成的雾。一般发生在晴朗无云有微风水汽较充沛的夜间。80. 贝吉隆过程：在有冰晶和过冷却水滴共存的云中，由于冰面的饱和水汽压比过冷却水面的饱和水汽压小，当空气中的实有水汽压介于两者之间时，过冷却水滴会因蒸发而减小，水分子不断由水滴向冰晶上转移，冰晶则因凝华而增大。81. 大气保温效应：简称“大气效应” 。大气具有允许太阳短波辐射透入大气低层，并吸收地面和低层大气的长波辐射，从而阻止地面和低层大气长波辐射逸出大气层，使大气温度保持较高的水平。82. 日周光: 当散射过程以米散射为主时，在太阳周围的天空表现出很强的散射光强83. 自由对流高度:

30、起始高度以上状态曲线和层结曲线第一次交点，该高度以下，空气块只能在冲击力的作用下作强迫抬升,超过此高度，空气块就可以在大气中获得自由上升的不稳定能量。四、 简答题1. 请简述水成云降水形成的机制。水成云中，云滴的增长主要通过凝结过程和重力碰并过程来完成。水成云形成之后，水汽在凝结核上凝结成云滴并继续由凝结过程增大，但其增长速度随着云滴增大而变慢。当云滴长大到 10m 以上时，凝结过程基本就不起作用了。这是重力碰并过程开始启动，而且随着云滴的长大，其增长速度越来越快。当云滴增大到一定程度，上升气流无法托住云滴时，大云滴就会脱离云滴而降落成雨。2. 晴天的天空为什么是蓝色的？在什么情况下它会变成乳

31、白色或灰白色，为什么？晴空呈蔚蓝色，可以用瑞利散射理论来解释。晴天的天空中，大气中的粗粒子少，我们看到的天空颜色主要是大气分支对太阳光的散射光。根据瑞利散射理论，分支散射的光的强度（决定于体积散射系数）与波长的 4 次方成反比。波长短的光散射多，波长长的波（为红、黄、橙光）散射少，所以我们看到天空呈蔚蓝色。当天空中粗粒子（为浮沉、雾滴等）较多时，主要为米散射。其散射光对波长无选择性，所以天空呈乳白色或灰白色。3. 什么是气旋？什么是反气旋？在我国境内通常有哪几种气旋？他们对我国天气有何影响？在北半球的低气压区附近，空气围绕低气压中心成反时针方向流动（旋转） ，称为气旋。而在高气压区附近空气围绕

32、高压中心成顺时针方向旋转，称为反气旋。在我国境内通常有华北气旋、东北低压、江淮气旋和西南低涡。它们常常带来大风、降水等天气。4. 什么是晴天大气电场？请说明它能维持的原因。晴天大气电场地球-大气系统是一个球形电容器，其正极在电离层和磁层，负极在地面，中间是导电性能差的大气形成一个电场，称为晴天大气电场。由于大气有弱导电性，所以晴天大气电场中有从上向下的传导电流，它会使地面负电荷减少。如果没有其他电流的补偿，晴天电场就会逐渐消失。晴天电场之所以能够维持，主要是因为地球-大气系统中存在着一种充电机制-雷暴。当雷暴发生时，雷暴云下引地面的电场方向与晴天大气电场相反。通过云地闪电，将云底的负电荷传到地

33、面，同时地面的物体向云底的尖端放电，把正电荷传向上方，使地面负电荷得以维持，也就维持了晴天大气电场。5. 何谓条件不稳定气层？这气层稳定度的性质取决于什么条件？温度直减率 满足 的气层称为条件不稳定气层。其中 和 分别是干 绝热和湿绝热过程的温度递减率。此气层的不稳定性质决定于：1. 气层中是否有充足的水汽，2. 气层中是否有液态水，3. 气层中有上升运动还是下沉运动。如果气层中水汽充足又有上升运动，那么，在上升过程中还未达到饱和时是稳定的，达到饱和后就不稳定了。如果气层中有液态水，则无论上升或下沉都是不稳定的。如果无液态水，则下沉运动时是稳定的。6. 地球上的南北温度梯度一方面决定于不同纬度

34、带地气系统吸收的太阳辐射量，放射的红外辐射量，感热通量和潜热通量，另一方面还受到大气环流和海洋环流的影响。由于经向环流不断把低纬度获得的较多的热量向高纬度和极地区域输送，所以使地球上南北温度梯度比由辐射平衡算出的值小得多。7. 锋面定义：（1）冷、暖两种不同性质气团之间的狭窄过渡带。 （2）大气热力学场和风场具有显著变化的狭窄倾斜带。锋面分为：冷锋、暖锋、准静止锋和锢囚锋。他们是根据峰在移动过程中冷、暖气团所占有的主次地位来划分的。在锋面移动过程中，如果冷气团起主导作用，冷气团推动暖气团向暖气团一侧移动，这类锋面称为冷锋。如果锋面移动过程中，暖空气团起主导作用，暖气团推动冷气团向冷气团一侧移动，这类锋面称为暖锋。当冷、暖 气团的势力相当时，锋面的移动十分缓慢或相对静止，这种锋面称为准静止锋。有冷锋赶上暖锋或者两条冷锋迎面相遇叠并而成的锋面称为锢囚锋。8. 冷云中存在着温度低于 0的过冷却水滴，在有冻结核的情况下，他们很容易冻结为小的冰晶，这时如果环境水汽压对冰面来说是过饱和的，则小冰晶将由凝华过程而进一步增长，而且其凝华增长很快，比水滴的凝结增长快得多。这样就做云内建立起一个水汽扩散场，使水份从水滴面上蒸发而凝华到冰晶上去，进而导