定义：冷暖空气团相遇时，较轻的暖空气爬到冷空气上方，在界面附近也会出现逆温，称之为锋面逆温。
形成：锋面是冷暖空气的交界面，暖空气因密度小而位于冷空气之上，温度的垂直分布表现出同一数值的等温线位置在暖空气中要比冷空气中高，当等温线穿过锋面时，便发生转折。当冷暖空气的温差较大时，就可形成锋面逆温。
特点：锋面逆温由于锋面从地面向冷空气上方倾斜，故只能在冷空气一侧的上空才能观测到，而且距地面锋线愈近，逆温层的高度愈低。
成因：一、辐射逆温
辐射逆温是夜间因地面、雪面或冰面、云层顶部等的强烈辐射冷却，使紧贴其上的气层比上层空气有较大的降温而形成的。
近地层的辐射逆温，一般是在日落前后由地面开始形成，夜间随着辐射冷却的加强，逆温层逐渐加厚，黎明前达到最大厚度。日出后从地面开始逐步消失。它的垂直厚度可以从几十米到300～400米，其上下界温度差一般只有几度，很少能够达到10～15℃。这种逆温在中高纬地区大陆上都能发生，特别是在沙漠地区经常出现。
在冬季大陆上高压控制的天气条件下，由于长时间的辐射冷却的结果，地面和近地层空气的温度显著下降，可形成在白天也不消失的冬季辐射逆温。这种逆温层的厚度可达几百米到2～3千米，其上下界的温度差可达15～25℃，有时可持续若干天不消失。
形成辐射逆温的有利条件是：晴朗（或少云）而有微风（2～3米·秒）的夜晚。这是因为云能减弱地面的有效辐射，不利于地面冷却。风太大时，大气中的垂直混合作用太强，不利于近地面气层的冷却；无风时，冷却作用又不能扩展到较高的气层中去，也不利于逆温的加厚；只有在风速适当时，才能使逆温层既有相当的厚度而又不至于因乱流混合作用过程而遭到破坏。
因夜间云层顶部的辐射冷却作用比其上的空气强，所以，在贴近较厚云层的大气层中也可形成辐射逆温，但这种逆温通常厚度不大，上下界间的温差也很小。
二、地形逆温
在低洼地区（谷地、盆地）因辐射冷却，冷空气沿斜坡下沉流入低洼地区形成逆温。这种逆温称为地形逆温。
天山北坡从12月——次年2月在近地层存在一层深厚的逆温层，它的形成主要是由于冷空气受阻积累的，在形成的“冷空气湖”上有较暖的空气层。天山北坡的逆温层厚度至少有1500米，在南坡只有700米。这种冬季逆温层在青藏高原东部和北部边缘是普遍存在的。
在山区，夜间山坡上的空气冷却很快，於是冷空气顺坡下沈到谷底，把谷地中原来的暖空气抬挤上升，而形成上暖下冷的逆温现象。这种逆温是要在一定的地面条件下才会形成，故称为地面逆温。中国南部的山地，冬季常有地面逆温，在谷底或山坡下方因为气温低，不宜种植热带经济作物。
如美国的洛杉矶因周围三面环山，每年有200多天出现逆温现象。
三、平流逆温
平流逆温是由暖空气平流到冷地面上，贴近地面的空气层受冷地面的冷却作用，比上层空气有较大的降温而形成。
平流逆温的形成也是由地面开始逐渐向上扩展的。其强弱由暖空气和冷地面间温差的大小决定，温差越大，逆温越强。它可以在一天中的任何时刻出现，有的还可以持续好几个昼夜。单纯的平流逆温没有明显的日变化。
冬季，在中纬度的沿海地区，因海陆温差甚大，当海上暖湿空气流到大陆上时，常出现较强的平流逆温。这种逆温常伴随着平流雾的形成。
与辐射逆温不同，出现平流雾时，不但不要求晴朗少云，而且风速也可以较大。暖空气流经冰、雪表面产生融冰、融雪现象，吸收一部分热量，使得平流逆温得到加强，这种逆温称为“雪面逆温”。
四、乱流逆温
乱流逆温是由于低层空气的乱流混合，在乱流层的顶部所形成的逆温。
因乱流逆温出现在乱流混合层的顶部，所以其离地的高度随乱流层的厚薄而定；乱流强时，乱流层厚，它所在的高度就高；反之，高度就低。一般它都位于摩擦层的中上部。乱流逆温的厚度不大，一般不超过几十米。从湿度的垂直分布来看，在逆温层以下，经过强烈的乱流混合后，气层中水汽的垂直分布已比较均匀。在逆温层的底部，由于下层的水汽和杂质向上输送和温度的下降。容易产生层云和层积云。 。
五、下沉逆温
下沉逆温又称为压缩逆温，是由于稳定气层整层空气下沉压缩增温而形成的逆温。
下沉逆温形成的有利天气条件是：极地冷高压或副热带高压控制下的晴好天气，高压中心附近有持久而强盛的下沉运动。下沉逆温出现在距地面1～2千米以上的气层中，厚度可达数百米。
六、锋面逆温
锋面逆温是由于锋面上下冷暖空气的温度差异而形成的逆温。
这种逆温层是随锋面的倾斜而成倾斜状态。又由于锋是从地面向冷空气方向倾斜的，因此，锋面逆温只能在冷气团所控制的地区内观测到。锋面逆温离地的高度与观测点相对于锋线的位置有关，距地面锋线越近，逆温层的高度越低；反之越高。锋面上暖气团中的温度露点差一般比锋面下冷气团中的要小些，当锋面上有凝结现象时，逆温层以上的温度露点差可以为零。
以上所说的，只是几种经常出现的逆温的一般情况，而实际天气过程中，还有其它各种不同原因形成的逆温，这里就不一一叙述了。[1]
