第三章 大氣和氣候
● 大氣氣溶膠
大氣中懸浮均勻分佈的相當數量的固體微粒和液體微粒，如海鹽粉粒、灰塵（特別是矽酸鹽）、煙塵和有機物等多種物質，所構成的穩定混合物，統稱為氣溶膠粒子。半徑10-2~10-8 cm，主要來源有自然源和人工源兩種。
● 氣壓與標準大氣壓
定義從觀測高度的大氣上界單位面積上（橫截面積1 cm2）鉛直空氣柱的重量為大氣壓強。通常用水銀氣壓表和空盒氣壓計測量，單位用水銀柱高度毫米（mm）表示，國際單位制帕斯卡（Pa），氣象學用百帕（hPa）。氣象學把溫度為0℃，緯度為45°的海平面氣壓作為標準大氣壓，稱為一個大氣壓。氣壓有周期性日變化和年變化，還有非周期性變化。
● 大氣分層
按照分子組成，大氣可分為均質層和非均質層。在氣象學中，通常按照溫度和運動情況（氣溫在垂直方向上的變化），將大氣圈分為五層：對流層、平流層、中間層、暖層和散逸層。
● 對流層
是大氣的最底層，空氣垂直運動旺盛，空氣對流運動顯著。平均高度11km，雲、霧、雨、雪等主要天氣現象都出現在此層，天氣現象復雜多變。氣溫隨溫度升高而降低，平均每升高100m下降0.65℃。
● 平流層
從對流層頂到55km 左右的大氣層，氣流穩定。顯著特點是溫度隨高度不變或微升，即由等溫分佈變成逆溫分佈。水汽、塵埃等非常少，很少出現雲和降水，大氣透明度好，利於高空飛行。
● 中間層（高空對流層）
從平流層頂到85km 高度的氣層。最重要的特點是溫度隨高度升高而迅速降低，有強烈的空氣垂直運動，空氣稀薄，水汽很少。
● 暖層（熱層或電離層）
中間層頂至800km高度的氣層。該層空氣密度小，強烈吸收太陽紫外輻射，因而溫度隨高度上升增加很快。空氣受太陽紫外輻射和宇宙線作用處於高度電離狀態。常出現極光。
● 散逸層（外層）
800km高度以上的大氣層。上界為3000km左右，是地球大氣與星際空間的過渡區域，無明顯邊界。空氣極其稀薄，溫度隨高度升高。
●太陽輻射
太陽是距離地球最近的一個恒星，其表面溫度約為6000K，內部溫度更高，所以太陽不停地向外輻射巨大的能量。太陽輻射主要是波長在0.4~0.76μm的可見光，約占總能量的50%；其次是波長大於0.76μm 的紅外輻射，約占總輻射能的43%；波長小於0.4μm 的紫外輻射約占7%。相對地球輻射來說，太陽輻射的波長比較短，故稱太陽輻射為短波輻射。
● 太陽輻射強度
表示太陽輻射能強弱的物理量，即單位時間內垂直投射在單位面積上的太陽輻射能。
太陽常數：在日地平均距離（D=1.496×108km）上，大氣頂界垂直於太陽光線的單位面積上每分鐘接受的太陽輻射，稱為太陽常數。事實上，由於太陽光譜輻照度隨波長的變化曲線而有年際變化，太陽常數並非保持恒定。
● 潛熱輸送
海面和陸面的水分蒸發使地面熱量得以傳輸到大氣層中。一方面水汽凝結成雨滴或雪時，放出潛熱給空氣；另方面雨滴和雪降到地面不久又被蒸發，這個過程交替進行。地-氣系統的能量交換主要通過它完成（大氣依靠水汽凝結釋放潛熱而得到的能量最多）。
● 感熱輸送
陸面、水面溫度與低層大氣溫度並不相等，因此地表和大氣間便有由感熱交換而產生能量輸送。在地球表面能量轉換過程中，當地表溫度高於低層大氣時，將出現指向大氣的感熱輸送。反之，感熱輸送方向指向地面。就全球平均而言，無論是陸面或者洋面，感熱交換的結果總是地表向大氣輸送能量。
● 大氣輻射與大氣逆輻射
大氣獲得能量後依據本身溫度向外輻射，稱為大氣輻射。其中一部分外逸到宇宙空間，一部分向下投向地面。後者是大氣逆輻射。大氣逆輻射的存在使地面實際損失的熱量略少於以長波輻射放出的熱量，地面得以保持一定的溫暖程度。
● 溫室效應（花房效應）
大氣成分，尤其是某些微量和恒量氣體，對太陽短波輻射幾乎是透明的，但對於地面的長波輻射卻能強烈吸收並轉化為熱能，再通過大氣逆輻射將熱量還給地面，在一定程度上補償瞭地面因長波輻射而導致溫度降低，對地面起著保溫作用，即大氣的溫室效應，使地球表面溫度及近地面大氣溫度維持在一定的范圍內，以適合地球生物和人類的生存，這些氣體被稱為溫室氣體。既包括自然大氣中固有的CO2、水汽、O3、CH4、N2O 等成分，也包括人類活動釋放的污染物質，主要有氟氯烴化合物（CFCs）及CO2、CH4等。
● 地-氣系統的輻射平衡
大氣和地面吸收太陽短波輻射，又依據本身的溫度向外發射長波輻射，由此形成瞭整個地-氣系統與宇宙空間的能量交換。在地-氣系統內部，地面與大氣也不斷以輻射和熱量輸送形式交換能量。在某一段時間內物體能量收支的差值，稱為輻射平衡或輻射差額。在沒有其它方式的熱交換時，輻射平衡決定物體的升溫與降溫；輻射平衡為零時物體溫度不變。把地面直到大氣上界當作一個整體，其輻射能凈收入就是地-氣系統的輻射平衡。地-氣系統輻射能凈收入包括，地面吸收的太陽輻射能及整層大氣吸收的太陽輻射能之和再減去大氣上界向空間放射的長波輻射能。輻射平衡有日變化和年變化。
● 氣溫
氣溫是大氣熱力狀況的數量度量。實質上是空氣分子平均動能大小表現。氣溫用溫度計測定。氣溫變化特點通常用平均溫度和極端值——絕對最高溫度、絕對最低溫度表示。地理位置、海拔高度、氣塊運動、季節、時間以及地面性質都影響氣溫的分佈和變化。
● 氣溫的日較差
一天之內，最高溫度與最低溫度之差。日較差的大小與緯度、季節、地表性質、天氣狀況等密切相關。
● 氣溫的年較差
氣溫年變化幅度稱為年較差，是一年內最熱月與最冷月平均氣溫之差。太陽輻射年變化與氣溫年較差均隨緯度的增高而增大。此外，氣溫年較差還隨下墊面的性質、地形、高度而不同。
● 等溫線
氣溫的水平分佈通常用等溫線表示。等溫線是將氣溫相同的點連接起來的曲線。在等溫線圖上垂直於等溫線方向上，單位距離內溫度的變化值，稱為水平溫度梯度，方向從高值指向低值。等溫線愈密，溫度梯度愈大；反之愈小。封閉等溫線表示存在溫暖或寒冷中心。
● 熱赤道
近赤道地區有一個高溫帶，月平均溫度冬、夏均高於24℃，稱為熱赤道。熱赤道平均位於5°~10°N。冬季在赤道附近或南半球大陸上，夏季北移到20°N左右。
● 氣溫垂直遞減率
對流層大氣離地面愈高，吸收的地面長波輻射能愈少。因此氣溫隨海拔升高而降低。氣溫隨高度變化的情況，用單位高度（通過取100m）氣溫變化值表示，即℃/100m，稱為氣溫垂直遞減率，簡稱氣溫直減率r。整個對流層海拔每升高100m，氣溫平均降低0.65℃。由於受緯度、地面性質、大氣環流等因素影響，對流層氣溫直減率隨地點、季節、晝夜不同而變化。
● 逆溫層
一般說來，夏季和白天地面吸收大量太陽輻射，長波輻射強度大，近地面空氣層受熱多，氣溫直減率大；冬季和夜晚直減率小。但在特殊情況下，某些氣層的溫度隨高度而增強，這些氣層稱為逆溫層。近地面層常因夜間地面輻射降溫而形成逆溫層，稱為輻射逆溫。較暖的空氣流到較冷地面或水面上時，也會形成逆溫，稱平流逆溫。此外還有鋒面逆溫和下沉逆溫。逆溫層出現時，空氣層結穩定，對空氣垂直對流起到削弱阻礙作用，故稱阻擋層。
● 濕度
大氣從海洋、湖泊、河流以及潮濕土壤的蒸發或植物的蒸騰作用中獲得水分，水分進入大氣後，通過分子擴散和氣流的傳遞而散佈於大氣中，使之具有不同的潮濕程度。大氣的濕度狀況是決定雲、霧、降水等天氣現象的重要因素。由於測量方法和實際應用不同，常采用多個濕度參量表示水汽含量：水汽壓和飽和水汽壓、絕對濕度和相對濕度、露點溫度。
● 水汽壓和飽和水汽壓
大氣中的水汽所產生的那部分壓力，就叫水汽壓（e），也用百帕表示。在氣象觀測中，由幹、濕球溫度差經過換算而求得。地表濕度的分佈相當復雜，它不僅決定於某一地區經常停留的氣團性質和大氣垂直運動情況，也和下墊面性質有很大關系。但一般情況下，地面水汽壓由赤道向兩極減小。溫度一定時，單位體積空氣中容納的水汽量有一定的限度，達到這個限度，空氣呈飽和狀態，成為飽和空氣。飽和空氣的水汽壓，稱為飽和水汽壓（E），也叫最大水汽壓，因為超過這個限度，水汽就開始凝結。飽和水汽壓隨溫度升高而增大。不同溫度條件下，飽和水汽壓的數值不同。可見，飽和水汽壓是溫度的函數。
● 絕對濕度和相對濕度
單位容積空氣所含的水汽質量通常以g/cm3表示，稱為絕對濕度（a）或水汽密度。大氣的實際水汽壓e與同溫度下的飽和水汽壓E之比，稱為相對濕度（f）,用百分數表示。相對濕度能夠直接反映空氣距飽和的程度和大氣中水汽的相對含量，在氣候資料分析中應用很廣。相對濕度日變化通常與氣溫變化相反。在水汽一日變化不大的情況下，相對濕度最高值出現在日出之前；最低值出現在午後。這是由於溫度升高時，蒸發作用加強，水汽壓雖有所增大，但飽和水汽壓增大更多，相對濕度反而降低。相對濕度的年變化，一般是夏季最小，冬季最大。相對濕度分佈隨距海遠近與緯度高度而不同。
● 露點溫度
一定質量的濕空氣，若氣壓保持不變，而令其冷卻，則飽和水汽壓E 隨溫度降低而減少。當E=e時，空氣達到飽和。濕空氣等壓降溫達到飽和的溫度就是露點溫度Td，簡稱露點。
● 蒸發與蒸發量
液態水轉化為水汽的過程，稱為蒸發，其影響因素主要包括蒸發面的溫度、性質、性狀、空氣濕度、風等。實際工作中，一般以水層厚度（mm）表示蒸發速度，稱為蒸發量。蒸發量的變化一般與氣溫變化一致。一日內，午後蒸發量最大；日出前蒸發量最小。一年內，夏季蒸發量大，冬季小。蒸發量的空間變化受氣溫、海陸分佈、降水量等諸因素的影響。
● 凝結與凝結核
凝結是發生在f≥100%（e≥E）過飽和情況下的與蒸發量相反的過程。凝結現象在地面和大氣中均能產生。大氣中的水汽產生凝結，需要一定條件，既要使水汽達到飽和或過飽和，還必須有凝結核。空氣中的塵埃、煙粒等吸濕性的質點，就是水汽開始凝結的核心，稱為凝結核。凝結核主要起兩個作用：一是對水汽的吸附作用，而是使形成的滴粒比單純由水分子聚集而成的滴粒大的多，使之處於潮濕環境中，有利於水汽繼續凝結。
● 大氣降溫過程
○ 絕熱冷卻
空氣上升時，因絕熱膨脹而冷卻，可使空氣溫度迅速降低，在較短時間內引起凝結現象，形成中雨或大雨。
○ 輻射冷卻
空氣本身因向外放散熱量產生冷卻。
○ 平流冷卻
較暖的空氣經過冷地面，由於不斷把熱量傳給冷的地表造成空氣本身冷卻。
○ 混合冷卻
溫度相差較大且接近飽和的兩團空氣混合時，混合後氣團的平均水汽壓可能比混合前氣團的飽和水汽壓大，多餘的水汽就會凝結。
●降水
從雲層中降落到地面的液態水或固態水，稱為降水。降水是雲中水滴或冰晶增大的結果。從雨滴到形成降水必須具備的兩個基本條件：一是雨滴下降速度超過上升氣流速度；而是雨滴從雲中降落到地面前不致完全被蒸發。
● 冰晶效應
當水滴和冰晶共存時，在溫度相同條件下，由於冰面飽和水汽壓小於水面飽和水汽壓，水滴將不斷蒸發變小，二是冰晶則不斷凝華增大，這種過程稱為冰晶效應。
● 降水類型
○ 對流雨
暖季空氣濕度較大，近地面氣層強烈受熱，引起對流而形成的降水。多於暴雨形式出現，並伴有雷電現象，故又稱為熱雷雨。全球赤道帶全年以對流雨為主。我國西南季風區也以熱雷雨為主，但通常隻見於夏季。
○ 地形雨
暖濕空氣前進途中遇到較高山地阻礙而被迫抬升，絕熱冷卻，在達到凝結高度時，便產生降水。山的迎風坡常成為多雨中心；背風坡因水汽早已凝結降落，且下沉增溫，將發生焚風效應，降水很少，形成雨影區。
○ 鋒面（氣旋）雨
兩種物理性質不同的氣團相遇，暖濕空氣循交界面滑升，絕熱冷卻，達到凝結高度時便產生雲雨。由於氣團的水平范圍很廣，上升速度緩慢，所以鋒面雨具有雨區廣、持續時間長的特點。溫帶地區鋒面雨占有主要地位。
○ 臺風雨
臺風是產生在熱帶或副熱帶海面溫度在26℃以上的廣闊洋面上的一種空氣旋渦。結構：由四周向中心依次為大風區、旋渦風雨區、臺風眼區。中心附近空氣上升，眼區空氣下沉。形成的動力原因主要受氣壓題獨立和地轉偏向力作用，也受慣性離心力作用。臺風中有大量暖濕空氣上升，可產生強度極大的降水、狂風、巨浪，破壞力極大，有時造成災害。僅出現在夏、秋季節。
● 降水變率
用於表示各地降水量在年際、年內各月間的變化情況，即各年降水量的距平數與多年降水量的百分比表征降水量的變化程度。100%平均數距平數Cv式中，平均數為某地多年平均降水量；距平數為當年降水量與平均數之差。降水變率大小，反映降水的穩定性和可靠性。一個地區降水量豐富、變率小，表明水資源利用價值高。降水變率大，表明降水愈不穩定，往往是反映該地區旱澇頻率較高。
● 濕潤系數
一地的年降水量反映該地的水分收入狀況，蒸發量反映水分支出狀況，某地是濕潤還是幹旱，取決於該地降水量P 與蒸發量E 的對比關系，通常用濕潤系數K 表示，即K=P/E，P≥E，表明水分收入≥支出，屬於濕潤狀況；P<E，說明水分入不敷出，屬於半濕潤半幹旱狀況。副熱帶氣溫高，蒸發能力強，降水遠小於蒸發能力，故為幹旱、半幹旱地區；高緯地帶降水量雖不及副熱帶多，但氣溫比副熱帶低，蒸發能力弱，蒸發量小於降水量，因而為濕潤地區。
● 水平氣壓梯度力
氣壓分佈不均產生氣壓梯度，使空氣具有由高壓區流向低壓區的趨勢。在討論空氣運動時，通常把存在水平氣壓梯度時單位質量空氣所受的力，稱為水平氣壓梯度力G。水平氣壓梯度力是使空氣運動即形成風和決定風向、風速的主導因素。
● 地轉偏向力
由於地球轉動而使在地球上的物體發生方向偏轉的力，稱為地轉偏向力。
A=2Vω sinα
地轉偏向力的大小同風速和所在緯度的正弦成正比。在風速相同的情況下，則隨緯度增高而增大。赤道上地轉偏向力等於零；兩極地轉偏向力最大，等於2Vω。
● 地轉風
指自由大氣中空氣作等速、直線運動。地轉風與水平氣壓場之間存在著一定的關系，即白貝羅風壓定律：在北半球，背風而立，高壓在右，低壓在左；在南半球則相反。
● 梯度風
自由大氣中的空氣作曲線運動時，作用於空氣的氣壓梯度力、地轉偏向力、慣性離心力達到平衡時的風。梯度風仍然遵循白貝羅風壓定律。
● 熱成風
水平溫度分佈不均將導致氣壓梯度隨高度發生變化，風也相應隨高度發生變化。由水平溫度梯度引起的上下層風向量差。熱成風與等溫線的關系同地轉風與等壓線的關系相似，即在北半球背熱成風而立，高溫在右，低溫在左；南半球相反。
● 埃克曼螺線
把北半球摩擦層中不同高度上風的向量投影到同一水平面上，可得到一條風向風速隨高度變化的螺旋曲線，稱為埃克曼螺線。它表示北半球摩擦層中風隨高度呈螺旋式旋轉分佈；隨著高度的升高，風速逐漸增大，風向向右偏轉，最終風向與等壓線完全一致。
● 大氣環流
指大范圍內具有一定穩定性的各種氣流運行的綜合現象。水平尺度可涉及某個大地區、半球甚至全球；垂直尺度有對流層、平流層、中間層或整個大氣圈的大氣環流；時間尺度有一至數日、月、年、半年、一年直至多年的平均大氣環流。其主要表現形式包括全球行星風系、三圈環流、定常分佈的平均槽脊和高空急流、西風帶中的大型擾動、季風環流。大氣環流構成全球大氣運行的基本形勢，是全球氣候特征和大范圍形勢的主導因素與各種尺度天氣系統活動的背景條件。
● 行星風系
不考慮海陸和地形的影響，地面盛行風的全球性型式稱為行星風系。依據全球氣壓系統分佈情況和風壓關系，可以判斷盛行風的情況。全球地面行星風系主要包括信風帶、西風帶和極地東風帶等三個盛行風帶。
● 信風帶
由於南北緯30°~35°附近副熱帶高壓和赤道低壓之間存在的氣壓梯度，從副熱帶高壓輻散的一部分氣流便流向赤道，因受地轉偏向力作用，在北半球形成東北風，南半球為東南風。其位置、范圍和強度隨副熱帶高壓帶作用規律的季節性變化。這種可以預期在一定季節海上盛行的風系，稱為信風（貿易風）。
● 西風帶
南北緯 35°~60°之間，因副熱帶高壓與副極地低壓之間存在氣壓梯度，從副熱帶高壓輻散的氣流，一部分流向高緯度，因受地轉偏向力的作用，變成偏西方向即西風。西風帶內，速度極快的氣旋性風暴很是常見。
● 極地東風帶
自極地高壓向外輻散的氣流，因地轉偏向力的作用變成偏東風，故稱極地東風帶。緯度60°附近，是極地東風與中緯西風相互交接地帶。兩種氣流性質差異很大，暖氣流沿冷氣流爬升，冷暖氣流之間形成所謂極鋒面，致使天氣多變。
● 三圈環流
假設地球不自轉，且表面均勻，由於赤道和兩極受熱不均，赤道上空的空氣流向極地，而低層氣流自極地流向赤道，補償赤道上空流出的空氣。這樣，在赤道和極地之間就會形成一個南北向的閉合環流。但地球不停自轉，空氣一旦開始運動，地轉偏向力便隨之發生作用。在地轉偏向力作用下，南北半球分別形成三圈環流。
● 信風環流圈
又稱Hadley環流圈，是一個直接的熱力環流，約占 30 個緯度。暖空氣在熱帶輻合帶上升，到高空向高緯輸送，受地轉偏向力的作用，氣流向東偏轉，出現高空西風。空氣在副熱帶緯度下沉分為兩支，一支流向赤道，在低緯地區形成閉合環流，即信風環流圈。
● 中緯環流圈
又稱Ferrel 環流圈。中緯度約35°~65°地帶，從高空到地面都盛行偏西風，但地面附近具有指向低緯的風速分量，上層具有指向高緯的風速分量，分別與副熱帶高壓帶下沉氣流和副極地低壓帶上升氣流相結合，因而構成一個環流圈。
● 極地環流圈
由副熱帶高壓帶流向極地的氣流，在地轉偏向力的作用下，在中緯度地區形成偏西風。當它到達極地低壓帶時，與極地高壓吹來的偏東風在緯度60°附近相遇形成極鋒。暖空氣沿極鋒向極地方向上滑，在地轉偏向力作用下變成偏西氣流，最後在極地冷卻下沉，補償極地地面流失的空氣質量。於是，在緯度60°附近和極地之間構成一個閉合環流圈。
● 季風（Monsoon）
大陸和海洋之間的廣大地區，以一年為周期、隨著季節變化方向相反的風系，稱為季風。季風是海陸間季風環流的簡稱，它是由大尺度的海洋和大陸間的熱力性質差異形成的大范圍熱力環流。夏季由海洋吹向大陸的風為夏季風；冬季由大陸吹向海洋的風為冬季風。一般說來，夏季風由暖濕熱帶海洋氣團構成；冬季風由幹冷的極地大陸氣團構成。海陸熱力性質差異並非季風形成的唯一原因，其它因素如海陸分佈的相對位置、形狀和大小，行星風帶的季節位移、南北半球相互作用和大地形，尤其是青藏高原的作用對亞洲季風的形成均起著關鍵性的作用。
● 局地環流
行星風系與季風都是大范圍氣壓場控制下的大氣環流。由局部環境如地形起伏、地表受熱不均等引起的小范圍氣流，稱為局地環流。包括海陸風、山谷風、焚風等地方性風。
海陸風：在沿海地區，白天風從海上吹向陸地；晚間風從陸地吹向海洋，以一日為周期，這就是海陸風環流。由海陸熱力差異引起，但影響范圍局限於沿海，風向轉換以一天為周期。白天陸地增溫比海面快，陸面氣溫高於海面，因而下層風由海面吹向陸地，上層則有反向氣流。夜間陸地降溫快，而海面降溫緩慢，海面氣溫高於陸面，海岸和附近海面形成與白天相反的熱力環流，氣流由陸地吹向海面。
● 山谷風
當大范圍水平氣壓場較弱時，山區白天地面風從谷地吹向山坡（谷風）；晚間地面風從山坡吹向谷地（山風），以一日為周期，這就是山谷風環流。白天，山坡空氣比同高度的自由大氣增溫強烈，暖空氣沿坡上升，成為谷風。夜間山坡輻射冷卻，降溫迅速，而谷地中同高度空氣冷卻較慢，形成與白天相反的熱力環流，下層風由山坡吹向山谷，成為山風。
● 焚風
氣流受山地阻擋被迫抬升，迎風坡空氣上升冷卻，起初按幹絕熱直減率降溫（1℃/100m），當空氣達到飽和狀態時，水汽凝結，氣溫按濕絕熱直減率降低（0.5~0.6℃/100m），大部分水分在迎風坡降落。氣流越山後順坡下沉，基本上按幹絕熱直減率增溫，以致背風坡氣溫比迎風坡同高度氣溫高，從而形成相對幹熱的風，這就是焚風。焚風效應對植被類型與生態特征、成土過程和土壤類型都有一定影響。焚風在我國西南山地特別顯著。
● 氣團
是指在廣大區域內水平方向上溫度、濕度、鉛直穩定度等物理屬性較均勻的大塊空氣團。氣團內部物理屬性相近，其天氣現象也大體一致，因此氣團具有明顯的天氣意義。環流條件改變，氣團將在大氣環流牽引下離開源地。一旦移動到新的環境，就會改變原有屬性，獲得新屬性，這種過程，稱為氣團變性。氣團按熱力性質分冷氣團和暖氣團。冷、暖氣團是根據氣團溫度與所經下墊面的溫度對比來定義的。一般而言，由低緯流向較高緯度的是暖氣團；反之為冷氣團。按氣團源地的地理位置和下墊面性質分類則可分為冰洋大陸氣團（Ac）、冰洋海洋氣團（Am）、極地大陸氣團（Pc）、極地海洋氣團（Pm）、熱帶大陸氣團（Tc）、
熱帶海洋氣團（Tm）、赤道氣團（E）。影響我國的氣團多屬變性氣團。冬季主要為Pc、Tm僅影響華南、華東、雲南等地。夏季，Pc退居長城以北，Tm影響我國大部。這兩種不同性質氣團交綏，是形成夏季降水的主要原因。
● 鋒
溫度或密度差異很大的兩個氣團相遇形成的狹窄過渡區域，稱為鋒。鋒是占據三維空間的天氣系統。兩個氣團的界面稱為鋒面，鋒與地面的交線叫鋒線。鋒面兩側的空氣溫度、濕度、氣壓、風、雲等氣象要素有明顯差異，鋒面坡度越大天氣變化越劇烈。鋒面坡度傾向冷氣團一側，傾角隨高度的增加逐漸變小。天氣圖上，鋒附近等溫線特別密集，這是確定鋒線的重要標志。根據鋒移動過程中冷暖氣團的替代情況，可分為冷鋒、暖鋒、準靜止鋒、錮囚鋒四種類型。冷鋒是冷氣團主動向暖氣團方向移動的鋒；暖鋒是暖氣團主動向冷氣團方向移動的鋒；準靜止鋒是指很少移動或移動速度非常緩慢的鋒；錮囚鋒是指鋒面相遇，合並後的鋒。根據形成鋒的氣團源地類型，又可將鋒分為冰洋鋒、極鋒、赤道鋒三種類型。我國東部地區以極鋒活動平均到達位置，作為劃分季風影響范圍的界限。
● 氣旋
是由鋒面上或不同密度空氣分界面上發生波動形成的，占有三度空間、中心氣壓比四周低的水平空氣渦旋。氣流運動由四周向中心旋轉運動，旋轉方向在北半球為逆時針，南半球為順時針。根據氣旋產生的地理位置，可分為溫帶氣旋和熱帶氣旋兩種類型。溫帶氣旋主要出現在東亞、北美、地中海等地區；熱帶氣旋是形成於熱帶海洋上的一種具有暖心結構的氣旋性渦旋。
● 反氣旋
反氣旋是占有三度空間的，中心氣壓比四周高的大型空氣渦旋。氣流運動由中心向四周旋轉運動，旋轉方向在北半球為順時針，南半球為逆時針。根據溫壓結構，可分為冷性反氣旋（冷高壓）和暖性反氣旋（暖高壓）；根據生成地區，可分為極地反氣旋、溫帶反氣旋、副熱帶反氣旋等。
● 氣候
指某一地區多年間大氣的一般狀態及變化特征。它既反映平均狀況，也反映極端狀況，是各種天氣現象的多年綜合。
● 天氣
短時間內各氣象要素綜合的大氣狀況和變化，具有復雜多變的特點。
● 氣候系統
20 世紀70 年代以來提出的新概念。現在一般把氣候系統特性概括分為：熱力學特性；運動學特性；含水性；靜力學特性。氣候系統各部分之間的相互作用除物理過程外，還有復雜的化學、生物過程，這些過程在不同時間和空間尺度上有著復雜的反饋機制，並構成瞭一個耦合的氣候系統。一般來說，完整的氣候系統由五部分組成：大氣圈、海洋、冰雪圈、陸面（巖石圈）、生物圈。
●厄爾尼諾(EL Nino)與拉尼娜(La Nina)
厄爾尼諾與拉尼娜及其伴隨的氣候異常是當前舉世矚目的一個問題。所謂厄爾尼諾是指赤道東太平洋海面水溫異常增暖現象，是全球氣候和海洋環境異常的一種信號。在有的年份，由於大氣環流變異，亞熱帶環流周期性南移，東南信風減弱，引起赤道逆流南下，熱帶暖水淹沒瞭較冷的秘魯寒流，海溫升高，上湧還水與沿岸冷水消失，導致海洋生物和寄食鳥類死亡、腐爛，並釋放大量H2S進入大氣，赤道東太平洋秘魯流的這種變化，如果水溫增加超過 0.5℃，持續時間達6個月以上，稱為厄爾尼諾。它的主要特征是，從南美洲的秘魯和厄瓜多爾至赤道太平洋出現大范圍的持續的海水溫度升高，時間可達1~2年。無確定出現周期，一般為2~7年。因出現在聖誕節前後，故稱“厄爾尼諾”,西班牙語意為“聖嬰”。拉尼娜現象在厄爾尼諾之後出現，也是來自海洋的作用，西太平洋海水溫度上升，降雨量增多。拉尼娜，西班牙語意為 “聖女”。
● 沃克環流
正常情況下，赤道太平洋水文的分佈為東部冷西部暖，因此，赤道太平洋上空形成一個緯圈熱力環流。位於南太平洋副熱帶高壓東側的南美西海岸（90°W 附近），強烈的下沉氣流受冷海水影響降溫後，隨偏東信風西流，到達太平洋赤道附近（120°E）受熱上升，轉向成為高空西風，以補充東部冷海區的下沉氣流。於是在赤道太平洋垂直剖面圖上，就出現一種大氣低層為偏東風，上層為偏西風的東西向閉合環流。
● 南方濤動
（Southern Oseillation）
是指熱帶太平洋與熱帶印度洋之間氣壓變化呈反相關的振蕩現象。與厄爾尼諾現象幾乎同時發生。合稱ENSO，是全球海氣相互作用的強烈信號。在厄爾尼諾現象發生時，南方濤動指數（SOI）達到赤道最低值，也就是說印度尼西亞和西太平洋地區氣壓升高，東太平洋氣壓降低，赤道對流東移，由此帶來瞭全球熱帶的氣候異常和對中高緯度大氣環流的氣候的顯著影響。
