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気象学において、気団とは温度と湿度によって定義される空気の体積のことです。気団は数百平方マイルから数千平方マイルに及ぶ広大な範囲を覆い、その下の地表の特性に適応します。気団は緯度と大陸性または海洋性の発生源地域によって分類されます。寒冷な気団は極気団または北極気団と呼ばれ、温暖な気団は熱帯気団とみなされます。大陸性気団と上層気団は乾燥しており、海洋性気団とモンスーン気団は湿潤です。気象前線は、密度（温度または湿度）特性の異なる気団を隔てます。気団が発生源地域から離れると、その下の植生や水域によってその性質が急速に変化することがあります。分類体系は、気団の特性だけでなく、その変化にも対応しています。
ベルジュロン分類は、最も広く受け入れられている気団分類の形式ですが、地球上のさまざまな地域でこのスキームのより洗練されたバージョンが作成されたものもあります。[ 1 ] [ 2 ] 気団分類は3つの文字で構成されます。最初の文字は水分特性を表し、「c」は大陸性気団（乾燥）、「m」は海洋性気団（湿潤）を表します。その発生源地域は次のとおりです。「T」は熱帯、「P」は極地、「A」は北極または南極、「M」はモンスーン、「E」は赤道、「S」は大気中の著しい下降運動によって形成された断熱乾燥および温暖化空気を表します。たとえば、夏に米国南西部の砂漠で発生した気団は「cT」と指定される場合があります。冬に北シベリアで発生した気団は「cA」と示される場合があります。[ 3 ]
気団の安定性は、3 文字目を使用して「k」（その下の地表面よりも冷たい気団）または「w」（その下の地表面よりも暖かい気団）のいずれかで示すことができます。[ 3 ]この例としては、メキシコ湾流 上を吹く極気団が「cPk」と表記される場合があります。また、アポストロフィまたは「度数」を使用して、置き換えられる別の気団と同じ表記を持つ気団が、置き換えられる気団よりも冷たいことを示す場合もあります（通常は極気団の場合）。たとえば、太平洋上の一連の前線では、mPk と表記された気団の後に、mPk' と表記された別の気団が続く場合があります。[ 3 ]
これらの記号を用いた別の慣習は、ある種類の気団が別の種類に変化または変形することを示すことです。たとえば、アラスカ湾に吹き出す北極気団は「cA-mPk」と表されることがあります。また別の慣習では、特定の状況における気団の層状構造を示します。たとえば、メキシコ湾からの気団が極気団を覆い、米国中部に上陸する様子は、「mT/cP」という表記で表されることがあります（分数表記のように水平線が使われることもあります）。[ 4 ]
熱帯および赤道気団は、低緯度で発達するにつれて高温になります。熱帯気団は、暖かい空気が上昇し、冷たい空気が下降するため、気圧が低くなります。陸上（大陸）で発達する気団は、海洋で発達する気団よりも乾燥していて高温であり、亜熱帯高気圧の南縁に沿って極方向に移動します。[ 5 ]海洋性熱帯気団（mT）は、貿易気団と呼ばれることもあります。米国に影響を与える海洋性熱帯気団は、カリブ海、メキシコ湾南部、フロリダの東からバハマ諸島までの熱帯大西洋で発生します。[ 6 ]モンスーン気団（mP）は湿潤で不安定です。上層気団は乾燥しており、地上に到達することはまれです。通常、海洋性熱帯気団の上に存在し、その下のより穏やかな湿潤気団の上に、より暖かく乾燥した層を形成し、海洋性熱帯気団の上に貿易風逆転層と呼ばれるものを形成します。
大陸極気団 (cP) は、大陸起源であるため冷たく乾燥した気団です。北アメリカに影響を与える大陸極気団は、カナダ内陸部で形成されます。大陸熱帯気団 (cT) は、広範囲の陸地上の亜熱帯高気圧によって生成される熱帯気団の一種で、通常、北アフリカのサハラ砂漠などの低緯度砂漠から発生し、これがこれらの気団の主要な発生源です。cT 気団を生成するその他の重要度の低い発生源としては、アラビア半島、オーストラリアの中央乾燥/半乾燥地域、および米国南西部の砂漠があります。大陸熱帯気団は非常に高温で乾燥しています。[ 7 ]北極、南極、および極気団は冷たいです。北極気団の特性は、氷と雪に覆われた地面上で発達します。北極気団は非常に冷たく、極気団よりも冷たいです。北極の空気は夏には浅く、赤道に向かって移動するにつれて急速に変化する。[ 8 ]極気団は高緯度の陸地または海洋上で発生し、非常に安定しており、一般的に北極の空気よりも浅い。海洋上の極気（海洋性）は、暖かい海水上で水分を得るにつれて安定性を失う。[ 9 ]
気象前線は、密度が異なる2つの空気塊を隔てる境界であり、気象現象の主な原因です。地上の気象解析では、前線は前線の種類に応じてさまざまな色の線や記号で表されます。前線によって隔てられた空気塊は、通常、温度と湿度が異なります。 寒冷前線は、狭い帯状の雷雨や激しい天候を特徴とすることがあり、時にはスコールラインやドライラインが先行することがあります。温暖前線は通常、層状の降水と霧が先行します。天候は通常、前線通過後に急速に回復します。一部の前線は、必ず風向が変わるものの、降水がなく、雲もほとんど発生しません。[ 10 ]
寒冷前線と閉塞前線は一般的に西から東へ移動し、温暖前線は極方向へ移動します。寒冷前線と寒冷閉塞前線は、その後方の空気密度が高いため、温暖前線と温暖閉塞前線よりも速く移動します。山や暖かい水域は前線の移動を遅くすることがあります。[ 11 ] 前線が 停滞し、前線境界を横切る密度のコントラストがなくなると、前線は風速の異なる領域を分離する線、シアラインに退化することがあります。[ 12 ] これは外洋上で最もよく見られます。
気団はさまざまな方法で変化する可能性があります。森林などの下層の植生からの表面フラックスは、上層の気団を湿らせる働きをします。[ 13 ]下層の暖かい水からの熱は、 35 キロメートル (22マイル)から40 キロメートル (25マイル) という短い距離で気団を大きく変化させる可能性があります。[ 14 ] 例えば、温帯低気圧の南西では、比較的暖かい水域を越えて冷たい空気を運ぶ湾曲した低気圧の流れが、狭い湖水効果雪帯を引き起こす可能性があります。湖などの大きな水域は熱を効率的に蓄えるため、水面と上空の空気との間に大きな温度差 (13 °C または 23 °F より大きい) が生じ、これらの雪帯は局地的に強い降水をもたらします。 [ 15 ]この温度差により、暖かさと湿気が上方に運ばれ、垂直方向に向いた雲 (衛星写真を参照) に凝結して雪を降らせます。高度に伴う気温低下と雲の深さは、水温と大規模な環境の両方に直接影響されます。高度に伴う気温低下が強いほど、雲は厚くなり、降水量も大きくなります。[ 16 ]