在暖锋锋下的冷气团中，由于空气比较潮湿，在气流辐合作用和湍流作用下，常产生层积云和积云。如果从锋上暖空气中降下的雨滴在冷气团内发生蒸发，使冷气团中水汽含量增多，达到饱和时，会产生碎积云和碎层云。如果这种饱和凝结现象出现在锋线附近的地面层时，将形成锋面雾。以上是暖锋天气的一般情况，但是在夏季暖空气不稳定时，也可能出现积雨云、雷雨等阵性降水。在春季暖气团中水汽含量很少时，则仅仅出现一些高云，很少有降水。
明显的暖锋在中国出现得较少，大多伴随着气旋出现。春秋季一般出现在江淮流域和东北地区，夏季多出现在黄河流域。
准静止锋天气
准静止锋两侧冷暖气团往往形成“对峙”状态，暖气团前进，为冷气团所阻，暖气团被迫沿锋面上滑，情况与暖锋类似，出现的云系与暖锋云系大致相同。由于准静止锋的坡度比暖锋还小，沿锋面上滑的暖空气可以伸展到距离锋线很远的地方，所以云区和降水区比暖锋更为宽广。但是，降水强度小，持续时间长，可能造成“霪雨霏霏、连月不开”的连阴雨天气。
准静止锋天气一般分为2类：一类是云系发展在锋上，有明显的降水。例如，中国华南准静止锋，大多是由于冷锋减弱演变而成，天气和第一型冷锋相似，只是锋面坡度更小，云区、降水区更为宽广，其降水区并不限于锋线地区，可延伸到锋面后很大的范围内，降水强度比较小，为连续性降水。由于准静止锋移动缓慢，并常常来回摆动，使阴雨天气持续时间长达十天至半个月，甚至一个月以上，“清明时节雨纷纷”就是江南地区这种天气的写照。这种阴雨天气，直至该准静止锋转为冷锋或暖锋移出该地区或锋消失以后，天气才能转睛。初夏时，如果暖气团湿度增大，低层升温，气层可能呈现不稳定状态，锋上也可能形成积雨云和雷阵雨天气。
另一类是主要云系发展在锋下，并无明显降水的准静止锋。例如，昆明准静止锋，它是南下冷空气为山所阻而呈静止状态，锋上暖空气干燥而且滑升缓慢，产生不了大规模云系和降水，而锋下的冷空气沿山坡滑升和湍流混合作用，在锋下可形成不太厚的雨层云，并常伴有连续性降水。
中国准静止锋主要出现在华南、西南和天山北侧，出现时间多在冬半年，对这些地区及其附近天气的影响很大。
锢囚锋天气
锢囚锋是由冷锋赶上暖锋或两条冷锋相遇，把暖空气抬到高空，由原来锋面合并形成的新锋面。它的天气保留着原来锋面天气的特征，例如锢囚锋是由具有层状云系的冷、暖锋并合而成，则锢囚锋的云系也是层状云，并分布在锢囚点的两侧。如果原来冷锋上是积状云，那么锢囚后，积状云与暖锋的层状云就会相连。锢囚锋的降水不仅保留着原来锋段降水的特点，而且由于锢囚作用，上升运动进一步发展，暖空气被抬升到锢囚点以上，使云层变厚、降水增加、降水区扩大。锢囚点以下的锋段，根据锋是暖式或冷式锢囚锋而出现相应的云系。锢囚锋过境时，出现与原来锋面相联系而更加复杂的天气。
中国锢囚锋主要出现在锋面频繁活动的东北、华北地区，以春季最多。东北地区的锢囚锋大多由蒙古、俄罗斯移来，多属冷式锢囚锋。华北锢囚锋多在本地生成，属暖性锢囚锋。
知识点锋
锋由两种性质不同的气团相接触形成，其水平范围与气团水平尺度相当，长达几百千米到几千千米。水平宽度在近地面层一般为几十千米，窄的只有几千米，宽者也不过几百千米，到高空增宽，可达200～400千米，甚至更宽些。
锋区是指冷、暖气团间狭窄的过渡地带；由于锋区的宽度同气团宽度相比显得很狭窄，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为锋线。
锋面和锋线统称锋。
风的概说
一年四季，我们几乎每天都在和风打交道，有和煦的春风，也有刺骨的寒风。那么，你知道风究竟是怎样来的吗？
风是怎样产生的
如果给风下一个简单的定义，可以这样说：空气在水平方向上的流动就叫做风。风是由于空气受热或受冷而导致的从一个地方向另一个地方产生移动的结果。
我们知道，太阳照射着地表的不同区域，空气受阳光的照射后，就造成了有的地方空气热，有的地方空气冷。热空气比较轻，容易向高处飞扬，就上升到了周围的冷空气之上；而冷空气比较重，会向空气比较轻的地方流动，于是空气就发生了流动现象，空气流动现象就是风。下面我们就详细地讲一讲风的形成和风带。
影响风的因素
在赤道和低纬度地区，太阳高度角大，日照时间长，太阳辐射强度强，地面和大气接受的热量多、温度较高；而高纬度地区太阳高度角小，日照时间短，地面和大气接受的热量小，温度低。这种高纬度与低纬度之间的温度差异，形成了南北之间的气压梯度，使空气作水平运动，风应沿水平气压梯度方向吹，即垂直与等压线从高压向低压吹。地球在自转，使空气水平运动发生偏向的力，称为地转偏向力。这种力使北半球气流向右偏转，南半球向左偏转。所以，地球大气运动除受气压梯度力外，还要受地转偏向力的影响，大气的真实运动是这两力综合影响的结果。
实际上，地面风不仅受这两个力的支配，而且在很大程度上受海洋、地形的影响。山隘和海峡能改变气流运动的方向，还能使风速增大。丘陵、山地却因摩擦大，使风速减少，孤立山峰却因海拔高，使风速增大。因此，风向和风速的时空分布较为复杂。
风向和风力
那么，人们是怎样来区分风的大小和风的方向的呢？天气预报中的风向指的是风吹来的方向。例如北风，就是风从北方吹来，向南行就顺风省力，朝北走则顶风费劲儿。天气预报中的风向，一共分八个方向，它们是北风、东北风、东风、东南风、南风、西南风、西风、西北风。气象中观测风的大小，就是测定空气在1秒钟内平均沿平行地面的方向运动了多少米，叫做风速，米数大就是风大，米数小就是风小。风速和天气预报中的风力有关系。例如0级就是无风，烟囱冒的烟一直向上升，风速是0～02米／秒；1级，叫软风，烟能随风飘，可测出风向，风速03～15米／秒；8级，叫大风，风速172～207米／秒，能折断树枝，人若顶风行走感觉阻力很大。
风的类型
气象学家一般把风分为五个类型，它们分别是：
海陆风
海陆风是指发生在沿海地区的、白天吹海风、夜间吹陆风、以一日为周期的周期性风系。
海陆风示意图
海陆风是由于海陆的热力性质的差异引起的，但影响的范围仅限于沿海地区。在沿海地区，白天陆地增温快，陆面气温高于海面，近地面空气上升形成低压，气流从海洋流向陆地，形成海风；夜间相反，陆地降温快，陆面气温低于海面，形成陆风。
海陆风对沿海地区的天气和气候有着明显的影响：白天，海风携带着海洋水汽输向大陆沿岸，使沿海地区多雾多低云，降水量增多，同时还调节了沿海地区的温度，使夏季不致过于炎热，冬季不过于寒冷。
高原季风
高耸挺拔的大高原，由于它与周围自由大气的热力差异所形成的冬夏相反的盛行风系，称为高原季风。其中，以青藏高原季风最为典型。冬季高原面上出现冷高压，气流从高原向四周流动；夏季高原面上出现热低压，气流从四周流向高原。
高原季风对环流和气候的影响很大，尤其在东亚和南亚季风区。高原形成的强季风环流，破坏了低纬行星风系，冬季出现了与哈德莱环流圈相一致的经圈环流。夏季则出现与哈德莱环流相反的经圈环流即季风环流。同时，在冬夏不同的季节，高原季风环流的方向与东亚地区因海陆热力性质差异所形成的季风的方向完全一致，两者叠加起来，使得东亚地区的季风势力特别强盛，厚度特别大。
山谷风
在山区，白天从谷地吹向山坡、夜间从山坡吹向谷地，以一日为周期的周期性风系，称为山谷风。山谷风示意图山谷风的形成原理跟海陆风类似。白天，山坡接受太阳光热较多，成为一只小小的“加热炉”，空气增温较多。而山谷上空，同高度上的空气因离地较远，增温较少。于是山坡上的暖空气不断上升，并在上层从山坡流向谷地，谷底的空气则沿山坡向山顶补充，这样便在山坡与山谷之间形成一个热力环流。下层风由谷底吹向山坡，称为谷风。到了夜间，山坡上的空气受山坡辐射冷却影响，“加热炉”变成了“冷却器”，空气降温较多。而谷地上空，同高度的空气因离地面较远，降温较少。于是山坡上的冷空气因密度大，顺山坡流入谷地，谷底的空气因汇合而上升，并从上面向山顶上空流去，形成与白天相反的热力环流。下层风由山坡吹向谷地，称为山风。
谷风的平均速度约每秒2～4米，有时可达每秒7～10米。谷风通过山隘的时候，风速加大。山风比谷风风速小一些，但在峡谷中，风力加强，有时会吹损谷地中的农作物。谷风所达厚度一般约为谷底以上500～1000米，这一厚度还随气层不稳定程度的增加而增大，因此一天之中，以午后的伸展厚度为最大。山风厚度比较薄，通常只及300米左右。
在晴朗的白天，谷风把温暖的空气向山上输送，使山上气温升高，促使山前坡岗区的植物、农作物和果树早发芽、早开花、早结果、早成熟；冬季可减少寒意。谷风把谷地的水汽带到上方，使山上空气湿度增加，谷地的空气湿度减小，这种现象，在中午几小时内特别的显著。如果空气中有足够的水汽，夏季谷风常常会凝云致雨，这对山区树木和农作物的生长很有利。夜晚，山风把水汽从山上带入谷地，因而山上的空气湿度减小，谷地空气湿度增加。在生长季节里，山风能降低温度，对植物体营养物质的积累，块根、块茎植物的生长膨大很有好处。
焚风
焚风是出现在山脉背面，由山地引发的一种局部范围内的空气运动形式，即通过山顶的气流在背风坡下沉而变得干热的一种地方性风。焚风往往以阵风形式出现，从山上沿山坡向下吹。
焚风示意图
焚风效应对山地自然环境的局部差异有重要意义，对植被类型的形成及生态特征、土壤的类型和形成过程都有一定的影响。焚风现象在中国西南峡谷区表现最为明显，如云南怒江谷地呈现出热带和亚热带稀树草原特征的自然环境，与焚风带来的效应是分不开的。
“城市热岛”和“城市风”
城市人口集中，工业发达，居民生活、工业生产及交通工具每天释放出大量的人为热，导致城市热力过程的总效应为：城市的温度一般高于周围的郊区和农村，城市犹如一个温暖的岛屿，称为“城市热岛”。这主要是城市上空通过乱流扩散，从暖的建筑物得到余热，并且吸收城市表面和污染层放出的长波辐射的结果。
由于热岛效应的存在，城市的年平均温度要比郊区高05～1℃。一般情况下，热岛效应对最低温度的影响最为明显，可以使城市的最低温度比周围的郊区和农村高5～6℃。有些大城市，在夜间天空少云、清晨几小时无风时，这个差别甚至可达到6～8℃。城市热岛效应在降水性质上有非常直接的表现，如在同一时间，城市周围的农村正在降雪，但对应着的城市内部降落的却是雨夹雪或雨。据观测，热岛效应对最高温度的影响也极为显著，并且随着城市的发展，热岛效应越来越明显。
城市风示意图例如，1997年6月6日是该年上海入夏后最热的一天，龙华气象站测得市区最高气温达371℃，而据反映郊区气温情况的宝山气象台观测，最高温度仅为326℃，市区比城郊竟高出45℃。来自上海市气象局的统计资料显示：1961—1990年的30年间上海夏季市区平均最高气温比郊区高09℃，而1992—1996年，市区与城郊的最高气温差达到2℃。城市热岛效应日益加剧，使上海市区夏季高温酷暑时间拉长，给人们的工作和生活带来很大不便。
由于城市热岛的存在，当大气环流较微弱时，常常引起空气在城市地区上升、郊区下沉，使得城市和郊区之间形成了一个小型的热力环流。这个小型的热力环流被气象学家称为“城市风”。
霜、雾、云与降水概说
降水是怎么回事呢？降水分为哪些形式呢？为什么下雨之前天空中总会有乌云出现呢？为什么有时候下雨，有时候下雪，有时候还会有冰雹呢？霜是怎样产生的？雾又是怎样产生的呢？我们将在本节内容中详细解释这些问题。
水的凝结
霜、雾的产生以及降水都和大气运动分不开。大气从海洋、湖泊、河流以及潮湿土壤的蒸发中或者从植物的蒸腾作用中获得水分。水分进入大气以后，由于它本身的分子扩散和气流的传递而散布于整个大气之中。在一定条件下，水汽会发生凝结，产生云、雾等许多天气现象，并且以雨、雪等形式重新回到地面。地球的水分就是通过蒸发、凝结和降水等物理过程循环不已，这些物理过程对地—气系统的热量平衡以及天气变化起着非常重要的作用。
水循环示意图
在一定的温度下，空气中能容纳的水汽量是有限度的。当空气中的水汽量达到这个限度时，叫做“饱和状态”，超过这一限度时叫做“过饱和状态”。水汽过饱和时，如果温度高于0℃，多余的水汽会析出凝结成水滴；如果温度低于0℃，多余的水汽会直接凝华为冰晶。