一架海岸警卫队直升机在卡特里娜飓风过后从屋顶援救一个灾民。（© Getty Imayes ）
2005年8月29日，大部分建在密西西比河三角洲附近海平面以下的“自由城”（Big Easy）——新奥尔良市，位于卡特里娜飓风的路线上。由于大多数居民遵从了飓风前的撤退命令，因此城市大部分地区已经渺无人烟。当飓风来袭时，留下来的居民大都是穷人和无车族。时速大约200千米的大风袭击了城市，拔倒树木和电线杆。大风掀起的海水淹没了沿海地带。
乍看起来，新奥尔良市似乎可以避免比预想大得多的毁坏，但是最糟糕的情况仍然出现了。好几处地方——海堤、密西西比河河堤以及庞恰特雷恩湖（Lake Pontchartain）的湖堤坍塌了，堤坝出现灾难性的溃决。两天以后，洪水持续上涨并涌进城市。新奥尔良市大约80%被1—3米的洪水淹没。据信，风暴在田纳西州上空减弱以前，在新奥尔良以及路易斯安那、密西西比和亚拉巴马州的其他城市中，有将近1200人被淹死（图4.1）。
图 4.1 2005年8月卡特里娜飓风的路径。
风暴结束后，新奥尔良市被摧毁了。卡特里娜飓风已被证明是美国历史上最严重的一次自然灾害。所有维持城市功能的系统——上下水道、电力网、交通网、电话网——全被损坏。三个星期以后袭击了墨西哥湾的瑞塔飓风更是雪上加霜。虽然瑞塔飓风的袭击偏向西部，但是新奥尔良再次遭受洪水灾害。两次飓风之后一个多月，大多数居民仍未被允许返回，因为城市的大部分地区没有电力，饮用水也没有恢复供应。
重建新奥尔良需要数十亿美元。在重建开始以前，有许多任务必须先行完成：清除碎屑渣土，排走洪水，维修河堤、海堤，清洗有毒物质，重建电力和下水道系统。
像卡特里娜飓风这样的风暴无论发生在亚洲还是北美洲，都会造成重大破坏，影响飓风路径上的每个人的生命。热带风暴是天气现象的一种极端类型。大多数民众都是“天气观察员”，他们怀着很大兴趣关注电视上的天气预报，围绕天气事件计划他们的生活。本章是自然地理学中与天气和气候有关的一章，涉及处理诸如卡特里娜飓风这样的随机产生的极端天气事件中存在的正常的、模式化的现象。
一个天气预报员要描述某一范围内（例如一个都市区）当前的状况，并预报未来的天气状况。如果构成天气 （weather）的要素（如温度、风和降水）是按给定的时间段（如每一小时）记录下来的，就能编制出天气状况的报表。从长期收集的数据中找出各种趋势，我们就能表示出典型的天气状况。这种状况的特征就描述了一个地区的气候 （climate）。天气是下层大气的瞬间情况，而气候则是对一个地区或一处地方在一个时期内典型天气状况的描述。地理学家分析各个地方天气和气候的差异，是为了了解气候要素如何影响人类在地球上的居住地。
在地理学中，我们特别关注我们周围的自然环境。这就是地球大气层最下部的对流层 （troposphere）吸引我们注意的原因。这个圈层伸展到地面以上大约10千米，几乎包含了地球上全部的空气、云和降水。
在本章中，我们试图回答通常由下层大气特征所产生的问题。通过平均的或平均变量的观点来讨论这些问题，我们试图提供一个地球气候差异的情景，这种情景对于了解人类利用土地的方式非常重要。概括地说，气候是了解世界人口分布的关键。一般而言，人们很难生活在非常寒冷、炎热、干旱、或者潮湿的地区。人们还受到大风暴或洪水的负面影响。在这一章，我们首先探讨构成天气状况的要素，然后描述地球上的各种气候。
4.1 大气温度
也许，关于天气的最基本问题就是：“为什么各地温度各不相同？”要回答这个问题，需要讨论许多概念来帮助我们专注于地球表面热量聚集的方式。
来自太阳的能量，称为“太阳能”，这些能量主要在地球表面转变成热，然后进入大气层。并不是地球的每一部分，或者它上空的大气层都接受同样数量的太阳能。任一给定地点，所得到的太阳辐射量——日射 （insolation）, 受控于来自太阳的辐射强度和时间。它们取决于太阳光线射到地球的角度和白天日照的时数。这2个基本因素，加上以下5个变量，决定了任何给定位置的温度：
空气中的水汽量；
云量（或总的覆盖度）；
地球表面的类型（陆地或水）；
海拔高度；
空气运动的强度和方向。
下面将简述这些因素。
地轴倾斜
地球的轴——假想的南北极连线，总是处于同样的位置。它倾斜于铅垂线约23.5°（图4.2）。地球每24小时绕地轴自转一圈，如图4.3所示。地球自转的同时，又每年沿着近似圆形的轨道环绕太阳缓慢地公转（图4.4）。如果地球不是偏离铅垂线而倾斜，那么在一年的公转过程中，在给定纬度上所接受的太阳能是没有变化的。太阳光线将直射赤道。随着太阳离赤道的距离增大，射向地球的太阳光线的角度也在增大，因此减小了太阳能的强度，并使气候产生了随纬度变化的规律性变化（图4.5和图4.6）。
图 4.2 地球相对于太阳的位置变化。图为北半球在夏季的位置（即南半球在冬季的位置）。
图 4.3 地球24小时绕轴自转的过程。
图 4.4 地球每年绕太阳公转的过程。太阳距离地球大约1.496×108 千米，在图中未按比例画出，太阳的体积要比地球大得多。
图 4.5 注意下方的两个图，当地球旋转时，北极区在6月份沐浴于24小时阳光照射下，而南极区处于黑暗状态。赤道以北在6月经受的太阳光线最强烈，而赤道以南是在12月。上方两个地轴不倾斜的图中则不存在这种情况。
（a）
（b）
图 4.6 （a）假想的太阳光线在春分和秋分，以及夏至和冬至时的情况。（b）假想来自太阳的三束相等的光线在春分、秋分时射向地球的不同纬度。随着离赤道的距离增大，太阳光线变得比较分散。这表明太阳光线的强度在高纬度地带变弱。
但是，由于地轴是倾斜的，太阳能入射的最高位置在一年中就会有所变化。当北半球向太阳倾斜时，太阳的直射光线向北可以远达北纬23.5°（北回归线），这大约出现在6月21日，也就是北半球的夏至点和南半球的冬至点。大约在12月21日，当太阳光线直射点到达南纬23.5°（南回归线）附近时，就预示着南半球夏季和北半球冬季的来临。在一年中的其他时期，地球相对于太阳的位置直接导致太阳光线从大约北纬23.5°向南纬23.5°移动，然后再返回。大约在3月21日和9月21日（春分点和秋分点），太阳光线垂直射向赤道。
地轴倾斜也意味着昼夜长度在一年中会发生变化。地球的一半总是在接受光照，但是只有阳光直射赤道时，全年的每一个白昼才是12小时。随着太阳离赤道的距离增大，白昼或黑夜的时间也随之变长，这取决于阳光直射赤道以北还是以南。在夏季，白昼长度从北极圈向北极逐渐增加，在北极达到最大值——24小时。而在同一时期，黑夜时间的长度从南极圈到南极增加，最终可达到24小时。
由于极地夏季白昼有24小时，看起来应该有充分的太阳能可资利用。但是，由于太阳的入射角极为狭小（太阳在天空中的位置低），因此所有太阳能分摊在宽广的地面上。相比之下，南北纬15°—30°之间的地区，夏季白昼时间较长且阳光入射角接近90°，两者结合使这两个地区有大量的能量可供利用。
反射与逆辐射
大部分可能被吸收的太阳辐射，实际上都被反射回外太空，或者扩散到大气层中，这一过程称为反射 （reflection）。由悬浮的稠密水分微粒或冰粒聚集而成的云，反射了大量的能量。浅色的地面——特别是积雪，也反射大量的太阳能。
太阳能量经逆辐射和反射而消失。在逆辐射 （reradiation）过程中，地球表面起着能量交换器的作用。如图4.7所示，被吸收到陆地和水中的能量以地面辐射的形式返回到大气层中。在晴朗的夜晚，没有云的遮挡或扩散运动，地球把白天吸收和储存的能量以热的形式逆辐射出去，温度就会持续下降。
图 4.7 设定来自太阳的辐射是100%，被地球吸收的部分（50%）最终被释放到大气层中，然后被逆辐射到太空。
地球表面某些种类的物质——特别是水，储存太阳能的效率较高。由于水是透明的，太阳光线能穿透到水面以下很大深度。如果有水流存在，热量的分散效率甚至更大；另一方面，陆地是不透明的，所以来自太阳的全部热量都集中在地表。由于陆地表面有较多的热量，所以其对能量的逆辐射要比水快。空气是被地球逆辐射的过程所加热，而不是被来自太阳的能量穿过空气时直接加热的。由于陆地的受热和变凉比水快，因此，极端炎热和寒冷的温度都是在陆地上，而不是在海洋上记录到的。
陆地附近如果有巨大水体，其温度变化就比较和缓。请注意图4.8，与离赤道同样距离的其他地方（除海岸带）相比，沿海地区夏季温度较低而冬季温度较高。受到水调节作用影响的陆上地区被认为是海洋性环境，而没有受到附近水体影响的地区则被认为是大陆性环境。
图 4.8 在特定的纬度，冬季水域比陆域温暖，而夏季水域比陆域凉爽。等温线是相同温度的连线。①
温度每日以周期性方式变化。在一天中，入射的太阳能超过反射与逆辐射失去的能量，温度就开始上升。地面储存的一些热量，使温度继续上升，直到太阳光线的角度变得窄小，所吸收的能量不再超过反射和逆辐射过程失去的能量。并非全部热量损失都发生在夜里，只有漫长的黑夜才能耗尽所储存的能量。
直减率
可以想象，当我们垂直离开地面向着太阳运动时，温度就会升高。但是对流层里并非如此。地球吸收热量并且将其逆向辐射出去。因此，温度通常在地面最高，随着高度增加而降低。请注意图4.9，温度直减率 （lapse rate，温度在对流层里随着高度而变化的速率）大约平均每1000米为6.4℃。例如，丹佛与派克斯峰（Pikes Peak）之间的高差大约是2700米，通常产生17℃的温差。在9100米高度飞行的喷气式飞机所穿行的大气的温度大约比地面低56℃。
图 4.9 典型条件下的温度直减率。对流层顶是对流层和平流层之间的过渡带。它标志着温度不再随高度而下降。
然而，正常的直减率并非一成不变。急剧的逆辐射有时能使地球表面以上的温度高于地面本身的温度。这种特殊状况——高度较低处的空气比高空的空气凉爽——称为逆温 （temperature inversion）。逆温现象很重要，因为它影响空气的运动。地面上通常向上升的暖空气，可能被逆温层更暖的空气所阻隔（图4.10），地面的空气因此被封盖。如果空气中充满了汽车尾气或烟尘，就会发展成严重的烟雾（见“多诺拉悲剧”专栏）。洛杉矶由于被群山环抱，常常出现逆温现象，导致阳光变暗形成阴霾（图4.11）。
图 4.10 逆温。（a）温暖、下沉的空气层形成盖层，在接近地面处暂时封盖了较冷的空气。（b）注意温度随着距离地面的高度升高而降低，直至温暖的逆温层，在逆温层温度上升。
图 4.11 洛杉矶地区的烟雾。在逆温层以下，停滞的空气充满了逐渐增多的主要由汽车尾气产生的污染物。另见图12.14。
空气运动对温度的影响将在随后的“气压与风”一节中详加阐释。
专栏 4-1 多诺拉悲剧
1948年10月下旬，一场浓雾降落在宾夕法尼亚州的山谷城镇多诺拉（Donora）。充满水分的空气因被四周的群山及逆温现象所封盖，而停滞在山谷中。逆温使地面与上部较轻而暖的空气盖层之间隔着较冷的空气，该区域逐渐充满了来自城镇中锌厂的烟气和废气。5天之内，烟雾浓度不断增加；从锌厂排放出的二氧化硫，经过与空气接触，不断地转变成致命的三氧化硫。
不论老年人或是青年人，不论有无呼吸病史的人，都向大夫和医院报告感到呼吸困难和难以忍受的胸部疼痛。在烟雾产生将近一周以后，雨水将空气冲洗干净以前，有20人死亡，数百人住院。一次通常无害的、水分饱和的逆温，由于自然的天气过程与人类活动悲剧性的结合，转变成致命的毒害。
4.2 气压与风
关于天气与气候的第二个基本问题是气压 （air pressure）。各地气压的差异是如何影响天气状况的？回答这个问题之前首先需要解释为什么气压会产生差别。
空气是一种气态物质，它的重量影响着气压。如果能在地球表面切取16.39立方厘米的空气并连同其上方所有空气一起称重，那么在海平面标准状况下，其总重量应该大约为6.67千克。实际上，如果你想到该空气柱的尺度，就不会觉得它很重——2.54厘米×2.54厘米×9.7千米，或大约6.2立方米。然而，距地面4.8千米以上的空气重量远小于6.67千克，因为这里的空气相对较少。所以，很显然，在越接近地球表面处，空气就越重，而气压也越高。
这是一条自然规律，即对于同样体积的冷空气和热空气来说，冷空气比较稠密。这条规律的例证就是充填了较轻气体的热气球能够升空。寒冷早晨以空气相对较重为特征。但是到了下午，温度上升，空气就变得较轻。
各种类型的气压计可用来记录气压的变化。以毫米汞柱② 或毫巴表示的气压读数，连同所记录的温度，都是每一份气象记录的标准组成部分。某一给定地点的气压随着地面变热或变冷而变化。气压计记录着空气变热而发生的气压下降和空气变凉而发生的气压上升。
为了使空气运动对天气的影响可视化，可以将空气设想为两种密度不同的液体（分别代表轻空气和重空气），例如汽油和水。如果将液体同时放入一个容器中，较轻的液体将移动到上方而较重的液体移动到下方，请以此来想象空气的垂直运动。较重的液体水平地沿着容器底部扩散，在各处形成同样的厚度。这种流动就代表着空气或风在地球表面的水平运动。空气力图使由于变热和变冷过程所产生的不平衡气压达到平衡状态。空气从重（冷）空气位置向轻（暖）空气位置运动。因此，两个地方之间的气压差异越大，风就越大。
气压梯度力
由于地球表面自然环境——水、积雪、深绿色的森林、城市等，以及影响能量吸收和保持的其他因素的差异，逐渐形成了高、低气压带。有时，这些高、低气压带覆盖了整个大陆。但是，它们通常要小得多——宽数百千米，这类地区内部，短距离内会有微小的差异。当气压差发生在两个区域之间，气压梯度力 （pressure gradient force）就使空气从高压区域吹向低压区域。
为了平衡已形成的气压差，空气要从较重的高压区域流向低压区域。较重的空气停留在近地表处，当它移动时就产生了风，并迫使暖空气向上运动。风速同气压差成正比。由气压差引起的风导致气流从高压带流到低压带。如果高、低气压带之间的距离较短，气压梯度就急剧升降，风速就大。当不同的气压带彼此相距较远时，压差不大，空气的运动就比较和缓。
对流系统
房间内接近地板处的温度要低于天花板处，因为暖空气上升而冷空气下降。下降的冷空气和上升的暖空气的环流运动被称为对流 （convection）（图4.12）。在地面受热的暖空气上升，并被上面的冷空气所替代，就产生了对流风系统（convectional wind system）。
图 4.12 对流系统。下降的冷空气流向低压处。降水最常发生在低压带，当暖空气上升时，空气变冷，并且空气的水分变得过饱和，形成降水。
陆风与海风
对流系统的最好例子就是陆风 （land breeze）与海风 （sea breeze）（图4.13［a］）。在接近大片水域的地方，陆地与水体之间白天的受热差异巨大。结果，陆地上的较暖空气垂直上升，只能被来自海上的较冷空气所替代。在夜里，情况正好相反。海水比陆地温暖，因为陆地上大部分热量已经被逆辐射散失，结果就有陆风吹向海洋。这两种风使海岸带气候温暖，十分宜人。
图 4.13 由于受热和变冷的差异而发生的对流风效应。（a）陆风和海风；（b）山风和谷风。
山风和谷风
聚集在山区雪地上的沉重的冷空气受重力作用而下降到较低的谷地，如图4.13（b）所示。结果，谷地变得比坡地寒冷得多，进而发生逆温。因为山风 （mountain breeze）带来的冷空气会在谷地造成霜冻，所以坡地是山区农业最适宜的地方。在工业集中、人烟稠密的狭窄谷地，空气污染特别危险。山风通常在夜晚出现，而谷风 （valley breeze）由于是山区暖空气沿着坡地向上运动产生的，所以通常出现在白天。加利福尼亚州南部的峡谷是强烈的山风与谷风活动区。此外，那里在干旱季节还是林火蔓延的危险区。
科里奥利效应
在从高压向低压运动的过程中，风的前进方向在北半球向右偏转，而在南半球向左偏转。这种偏转作用被称为 科里奥利效应 （Coriolis effect）。如果没有这种效应，风将严格地沿着特定的气压梯度的方向运动。
用一个熟悉的例子来说明科里奥利效应对风的影响。设想有一排溜冰者彼此手拉手做圆形滑行，其中一个溜冰者距离圆心最近。这个溜冰者缓慢地旋转，而最外侧的溜冰者为了保持直线队形，必须非常快速地滑行。地球以类似的方式围绕地轴旋转，赤道地区就要用比两极地区快得多的速度旋转。
接下来，假设位于圆心的溜冰者直接向这一排末端的溜冰者扔一个球，当球到达时，它将从溜冰者的后面穿过。如果溜冰者沿逆时针方向滑行——如同从北极位置观察地球运动那样——位处北极点上的人看来皮球好像是传向外侧溜冰者的右方。如果溜冰者沿顺指针方向滑行——如同从南极位置观察地球运动那样——则皮球好像传向左方。因为空气（就像这个皮球）并非牢牢地附着在地球上，因此也仿佛发生偏转。空气保持自己的运动方向，但是地面从空气下面移开。由于空气的位置是以它相对于地面的表面测量的，因此空气就好像偏离了自己的直线路径。
如图4.14所示，科里奥利效应和气压梯度力产生的是风的螺旋形运动，而不是简单的直线形运动。旋风是许多风暴的基本运动形式，对于地球的空气环流系统非常重要。这些风暴形式稍后将在本章讨论。
图 4.14 科里奥利效应在北半球对空气流动的影响。直线箭头指示因气压差造成一个高压区向外吹风应遵循的路径，或一个低压区向内吹风应遵循的路径。弯曲的箭头表示科里奥利效应明显的致偏效应。弯曲箭头在图中所指示的风向始终受来源方向控制。
摩擦效应
风的运动受到地球表面摩擦力的拖曳而减慢。这种效应在地面最强，向上逐渐减小，直到地面以上1500米处才不起作用。摩擦力不仅使风速降低，而且会改变风向。风的运动既未遵循完全受气压梯度力控制的路径，也未遵循受科里奥利效应控制的路径，摩擦效应 （frictional effect）使风沿着一条中间路径运动。
全球大气环流模式
地球上的赤道地区是低压地带。在这一地区，强烈的太阳加热造成对流效应。从图4.15可以看出，温暖空气如何上升，其趋向于从赤道低压向南、北方向运动。赤道空气上升后，变冷并最终变得稠重。近地面较轻的空气支持不了冷而重的空气，因此沉重的空气下降，形成地面的高压带。这些亚热带高压区域大致位于赤道以南和以北30°。
图 4.15 （a）地球为均质表面状态下的行星风系和气压带。高、低气压带代表地球表面的气压状态。风向带是地球表面盛行风的运动带，反映了气压梯度和科里奥利效应。地球表面陆地和水面的反差在北半球特别明显，使这种简单的模式发生复杂的扭曲。（b）地球表面随高度增加而形成的风系总体模式。空气下降时形成高压，空气上升时——例如在赤道——形成低压。
当这种变冷的空气到达地球表面时，分别向南、北方运动。然而，科里奥利效应改变了风向，在北半球的热带形成了东北信风带，在中纬度地区形成了西风带（实际上是西南风带）。这些名称指的是风吹来的方向。美国的大部分地区位于西风带内，也就是空气总是从西南横贯全国吹向东北。在西风带北部的海洋上空，也有一系列上升气流区，为副极地低压 ，这些区域往往寒冷多雨。副极地低压区通过极地东风带与极地高压相连。全球环流的总体模式受到地方风向的改变。
应当明了的是，这些风向带的移动是同太阳垂直光线的位置变化相一致的。例如，赤道低压状态最明显的位置是在北半球夏季紧靠赤道的区域和南半球夏季时紧靠赤道的地区。大气环流将在“降水类型”一节做较详细的讨论。
最强的高空气流是急流 （jet stream），位于9—12千米的高处。这种气流的运动速度在南、北半球从西向东都达到160—320千米／时，以波浪起伏的形式环绕全球，当它们向西运动时先向北，然后向南流动。在北半球的任何时间都有3—6个波形，但波形并不总是连续的。这些波状气流，或可称之为“波浪”，控制着地球表面气团的流动。比较稳定的波状气流有可能形成日复一日类似的天气状况。这些波状气流往往将极地的冷空气同热带的暖空气分隔开。在北半球，当一股波状气流远远插入南方时，冷空气就向赤道运动，而暖空气则向极地运动，从而将恶劣的天气变化带到中纬地带。急流在冬季表现得比夏季明显。
没有任何地方像南亚和东亚人烟稠密地区那样更能感受到季节变换对人类的深刻影响。夏季，来自印度的西南风从温暖的印度洋上空携带了大量水分到达陆地。当风越过沿海山地和喜马拉雅山麓时产生了季风雨。季风 （monsoon）就是按季节改变风向的风。夏季的季风给东南亚的大部分地区带来大量的雨水。
在亚洲的南部和东部，农业经济——特别是稻米生产，完全依赖夏季的季风雨水。如果风向由于几个可能原因中的任何一个而转换延期，或者降雨显著超过或少于最适当的数量，就会导致粮食歉收。1978年夏季的季风雨时期过长，在印度东部和东南亚造成灾难性的洪水灾害、粮食歉收和生命的损失。
向来自北方、横贯全区的冬季季风的过渡，是逐渐发生的。这一过程在9月份首先见于北部。到了1月，次大陆大部分变干燥。然后，南部地区从3月开始，每年循环发生。
4.3 洋流
表层洋流大体上同全球的风向模式相一致，因为是地球上的风驱动洋流运动。此外，正如气压差引起风的运动一样，海水的密度差异也引起了海水的运动。当海水蒸发时，不会蒸发的盐分和其他矿物质残渣被留下，使海水密度变大。高密度的海水存在于高压区，那里下沉的干燥空气能迅速地吸取水分。在低压区，雨水丰富，海水密度低。风向（包括科里奥利效应）和海水密度差异使海水在宽广的路径上从大洋的一个海域向另一海域运动（图4.16）。
图 4.16 世界上主要的表层洋流。注意加勒比海墨西哥湾和大西洋热带的温暖海水如何向北欧运动。
地表的空气运动和海水的表层运动有一个重大的差别：陆地是海水运动的障碍，使洋流偏离，有时迫使洋流向主要洋流相反的方向运动；而空气在陆地和海洋上是自由运动的。
洋盆的形状也对洋流的模式产生重大影响。例如，北太平洋洋流从西向东运动，流到加拿大和美国西岸，然后被迫向北和向南分流——虽然主要的洋流是沿着加利福尼亚海岸向南运动的寒流。然而在大西洋，如图4.16所示，洋流受到海岸形状的影响（远远深入大西洋的新斯科舍和纽芬兰），向东北方向偏转，然后径直横穿大西洋，穿过不列颠群岛和挪威，最后到达俄罗斯最西北的海岸。这种温暖海水向北方陆地大规模运动的现象被称为北大西洋漂流 （North Atlantic drift），对于那些地区的居民有巨大的意义。如果没有这股暖流，欧洲北部将会寒冷得多。
洋流不仅影响邻近海洋的陆地的温度，还影响那里的降水。邻近陆地的寒流只是使紧靠水面的空气变得寒冷，而其上部的空气是温暖的。该区域很少有机会发生对流，因此不会有水汽流向附近的陆地。世界上的沿海荒漠通常与寒流相毗邻。而另一方面，暖流——例如印度沿岸的洋流——则向邻近的陆地供给水分，尤其是盛行风吹向陆地时（见“厄尔尼诺”专栏）。
上文曾经提出过关于气压差以何种方式影响天气状况的问题，现在可以根据冷暖空气在一年的不同季节和一天内的不同时间在地球表面的运动来回答。然而，要对不同类型天气状况的原因做出比较完整的回答，需要对各种地方接受降水的敏感性做出解释，因为降水和风的模式是高度相关的。
专栏 4-2 厄尔尼诺
厄尔尼诺（El Niño）是多年以前由渔民创造的一个术语。他们发现，厄瓜多尔和秘鲁沿海的冷海水通常每隔三四年在圣诞节前后显著变暖。因此，将其命名为厄尔尼诺——西班牙文的“婴儿”，意指圣婴耶稣。在这段时期，渔获量显著减少。如果那时渔民们能识别今天海洋学家和气候学家所认识的科学联系，他们就能意识到厄尔尼诺带来的一系列其他影响了。
在1997—1998年冬季，一次异常强烈的厄尔尼诺现象造成了巨大的灾害和数百人的死亡。美国西海岸，特别是加利福尼亚州，被雨量达两三倍甚至四倍于常年的雨水所淹没。在11月到翌年3月的冬季里，圣弗朗西斯科降水量达到1022.4毫米，而正常的降水量是416.3毫米。1998年2月的380毫米降水量是圣弗朗西斯科150年以来该月所记录到的最大雨量。墨西哥的疗养城阿卡普尔科（Acapulco）受到猛烈的暴雨和风暴潮的摧残。南美洲的许多国家，特别是厄瓜多尔、秘鲁和智利，遭到洪水和泥石流的破坏。而南美洲东部、澳大利亚和亚洲的一些国家，特别是印度尼西亚，则饱受旱灾和火灾的煎熬。由厄尔尼诺产生的比平常更强劲的南支急流，孕育了数十个龙卷风，在亚拉巴马、佐治亚和佛罗里达导致100多人死亡。
太平洋中部上空的风通常从东向西吹、经寒流吹向东亚的温暖海面，而在厄尔尼诺发生期间，风速会减慢，甚至逆转。这种现象每2—7年发生一次，但强度不同。例如，在1986—1987年发生过一次厄尔尼诺，而1991—1992年又一次发生的厄尔尼诺形成的不太温暖的海水并没有引起极端的情况。而1982—1983年和1997—1998年的厄尔尼诺现象属于有记录以来最极端的情况。两次厄尔尼诺现象之间出现的寒冷海水峰值称为拉尼娜 （La Niña）现象。最近一次大的拉尼娜发生在1988年，该年的标志是北美的大部分地区发生干旱。
厄尔尼诺状况是气压和海洋温度之间相互作用的一个例子。大气和海洋相互激励。在正常状态下，横贯大洋的温度反差有助于驱动风，进而风也持续将海水向西推动，维持着海水温度的反差。但是，当一种称为南方涛动 （southern oscillation）的现象出现时，东太平洋就会变暖，使赤道与地球两极之间的温度反差加强。澳大利亚附近的气压上升，风的作用转弱，因此厄尔尼诺就在南美沿海发生。海水温度差异越大，加上来自太平洋的水汽，天气状况就越发恶劣。
（a）上图表明南太平洋的正常状态。信风将温暖的表层海水向西吹送，使冷海水到达南美沿岸的海面。下图表明当厄尔尼诺发生时，风从澳大利亚附近将温暖的海水向东吹到南美海岸。
（b）拉尼娜状况、正常状况和厄尔尼诺状况下的海水表面温度（℃）。注意温暖海水变化的规模，特别是在东太平洋。资料来源：(a) From Michael Bradshaw and Ruth Weaver , Physical Geography: An Introduction to Earth Environments, p. 211. Reprinted by permission of the McGraw-Hill Companies, Inc. (b) Richard W. Reynolds, National Centers for Environmental Prediction, National Weather Service, National Oceanic and Atmospheric Administration ( NOAA ) .
4.4 大气层中的水分
空气包含着水汽（我们对它的感觉就是湿度），它是所有降水的来源。降水 （precipitation）是大气层中降落到地球表面的任何形式水的颗粒——雨、冻雨、雪、雹。上升的空气由于上面的气压小而容易膨胀。当来自下部的暖空气在对流层中扩散成巨大体积时，空气就变得较冷。比起暖空气，冷空气不易保留水汽（图4.17）。
图 4.17 空气中的水分含量和相对湿度。空气中的实际水分（水汽）除以其最大水汽含量（×100）等于相对湿度。实线表示不同温度下的空气中最大水汽含量。
当空气中含有大量水汽，且又存在着叫作凝结核的微粒，水汽就会凝结（从气体变成液体），形成微滴。空气中几乎总会存在尘埃、孢粉、烟尘和盐分结晶之类的颗粒。最初，细微的水滴往往太轻，不能落下。当许多小水滴结合成大水滴时，由于变得太重，所以大水滴不能悬浮在空气中，就成为雨水降落。当温度低于冰点时，水汽不再形成水滴，而是形成冰晶，由此产生雪（图4.18）。
图 4.18 温暖的空气在上升时变冷。在它变冷的过程中，其中的水汽凝结成云。如果空气变得过饱和，就会发生降水。
大量的雨滴或冰晶形成云，由轻微向上运动的空气所支持。云的形状和高度取决于空气中的水汽、温度和风的运动。高压带的上升空气往往产生无云的天空。一旦有温暖潮湿的空气上升，就形成云。最引人注目的云的形成可能就是图4.19所示的积雨云。这是一种铁砧形的云，常常伴有暴雨。低矮的灰色层云较常见于凉爽的季节，而不是出现在较温暖的月份。最高的窄条状的卷云完全是由冰晶构成的，在任何季节中都有可能出现。
图 4.19 云的类型：（a）晴天积云；（b）积雨云；（c）层云；（d）卷云。（［a］© Roger Scott, ［b］© The McGraw-Hill companies, Inc./ BarryBarker, photographer, ［c］© A. Copley / Visuals Unlimited, ［d］© NOAA. ）
相对湿度 （relative humidity）是空气中水分含量的百分比量度，以相对于当前温度下所能存在的最大水汽含量的水汽量表示。当空气变暖时，它所含有的水汽量就增加。如果相对湿度是100%，空气就完全被水汽饱和。在炎热的日子，相对湿度为60%意味着空气极端潮湿并且令人非常不适。然而，在一个寒冷日子里60%的读数则表明，虽然空气含有较大数量的水汽，但是水汽在绝对数量上要比一个炎热湿闷日子少得多。这个例子说明，相对湿度只有在我们考虑到空气温度的情况下才有意义。
早晨地面上的露水意味着夜晚的温度曾经降低到水汽发生凝结的程度（图4.17）。凝结时的临界温度称为露点 （dew point）。地球表面形成雾或者多云的天气意味着已经达到露点，相对湿度可能已达100%。
降水的类型
当大量空气上升时，就可能发生降水。降水有三种类型：①对流性降水；②地形性降水；③气旋性或者锋面性降水。
第一种类型——对流性降水 （convectional precipitation）产生于上升、受热和充满水分的空气。空气在上升时变冷，达到露点后发生凝结和降水，如图4.20所示。这是热带和大陆性气候夏季风暴，形成阵雨的典型过程。通常，地面在早晨和午后受热。聚集的热空气开始上升，首先形成积云和积雨云，最终出现闪电、雷鸣和大雨。在风暴移动的过程中，可能在很短的时段内就影响到地面的每个角落。这类对流性风暴常出现在午后或傍晚。
图 4.20 对流性降水。当充满水分的暖空气上升时，就可发展成积雨云和对流性降水。在云雨系统内下落的颗粒在上部高处的寒冷空气中产生下降气流。
如果快速上升的气流使空气在云内发生迅速的环流，就会有冰晶在云的顶部附近形成。当这种冰晶增大到足以降落时，含有水分的新的上升气流能迫使它向上倒退，使冰晶增大。这种过程可能反复进行，直到向上气流不能再支撑冰粒，冰粒便以冰雹的形式降落到地面。
第二种类型——地形性降水 （orographic precipitation）。如图4.21所示，地形性降水是由于丘陵或山脉阻挡了富含水分的风，暖空气被迫上升而形成的。这种类型的降水在丘陵或山脉位于海洋或大湖的下风向时最常见。水面上空的饱和空气被吹到岸上，在陆地高起处上升。接着发生空气变冷、水汽凝结和降水过程。山地的迎风坡——朝向盛行风的山坡——接受大量的降水。相背的山坡被称为“背风坡”或者“雨影区”，且毗连的下风区往往异常干旱。越过丘陵和山脉的空气下降和变暖。如我们所见到的，下降的空气并不产生降水，温暖的空气反而从它所越过的地面吸收水分。有时在很短的距离内雨量就有巨大的差别，图4.22华盛顿州地图所描述的就是这种情况。
图 4.21 地形性降水。地面风在位于其路径上的丘陵或山脉附近上升到较高的高度。如果这种由于地形而上升的空气变得足够冷，就会产生降水。下降的空气在高地屏障的背风坡变得较暖，其保持水分的能力增加，将吸收而不是释放水分。
图 4.22 华盛顿州1985年11月以英寸为单位的降水。充满水汽的太平洋空气先被迫上升，越过1500—2100米的奥林匹克山，然后下降到皮吉特湾（Puget Sound）低地，再上升到2700—4300米的喀斯喀特山脉（Cascades Mt.），最后下降到华盛顿州东部的哥伦比亚高原。
资料来源：From Robert N. Wallen, Introduction to Physical Geography. Copyright © 1993. McGraw-Hill Company, Inc., Dubuque, Iowa. All Rights Reserved. Reprinted by permission.
第三种类型——气旋性降水 （cyclonic precipitation）或者锋面性降水 （frontal prec-ipitation），通常见于中纬度地区冷、暖气团相遇处。虽然不是频繁出现，但这种类型的降水也发生在热带飓风和台风发源地。为了了解气旋性或者锋面性降水，首先要观察气团的性质和气旋发展的方式。
气团 （air mass）是形成在一个源区上空、温度和湿度特征相似的一大团空气。源区 （source region）包括大面积的均一的地面和相对稳定的温度，例如加拿大北部和俄罗斯北中部的寒冷大陆区，以及接近赤道的热带温暖海洋水域。图4.23所示的就是北美的源区。一个气团可以在数天或一周的时间里形成。例如在加拿大北部的秋季，当广大的亚极地景观覆盖着积雪时，寒冷、稠密而干燥的空气就在冰冻的陆地上空形成。
图 4.24 在此图中，北半球的一个冷锋刚通A城上空，正向B方向运动。不同气团的会合线称为锋线。暖锋正在离开B，向C城运动。风向用箭头表示，气压表示为等压线——相同气压点的连线。等压线表明，最低气压出现在暖锋同冷锋的相交处。
这种极地大陆气团开始向南方较轻而温暖的空气运动。舌状空气的前缘称为锋 （front）。在这种情况下，锋面将干冷的空气同它路径上的其他空气分隔开。如果有一个暖湿气团位于一个极地气团的前方，浓密的冷空气将紧贴地面，并迫使其上部的较轻空气上升。上升的湿空气凝结，从而发生锋面性降水。另一方面，上升的暖空气在冷空气上方的运动将冷空气向后推，再次引起降水。在第一种情况下，当冷空气向暖空气运动时，就形成积雨云，降水时间短而雨量大。当锋面通过时，温度略有下降，天空晴朗，空气明显变得干燥。在第二种情况下，当暖空气运动到冷空气上部时，便形成钢灰色的雨层云，降水稳定而持续时间长。当锋面通过时，地区的空气特征是温暖而闷热。图4.24是对锋面运动的概括。对于作为区域特征的气团将在第13章中进一步讨论。
图 4.23 北美洲气团的源区。美国和加拿大位于差别悬殊的气团源区之间，经受无数雪暴和天气变化。另见图13.6。（From T. McKnight , Physical Geography: A Landscape Appreciation, 4th ed. Copyright © 1993. Adapted by permission of Prentice Hall, Englewood Cliffs, New Jersey ）
风暴
两个气团相接触（锋面），就可能产生风暴。如果温度和湿度的反差足够大，或者两个相接触的气团的风向相反，就会在锋面处形成如图4.25所示的气浪。气浪一旦形成，就会增大。在锋面的一侧，较冷的空气沿着地面运动；而在锋面的另一侧，暖空气向上运动，并且运动到冷空气的上方。上升的暖空气形成一个低压中心。在北半球，环绕低气压地区逆时针方向运行的风带来大量的降水。以低气压区为中心的大型大气环流系统，称为中纬度气旋 （cyclone），它能发展成风暴。
图 4.25 冷暖空气在北半球中纬带沿低压槽相遇时，就可能形成气旋式风暴。（a）气浪开始沿极锋形成；（b）冷空气开始转向南，而暖空气向北移动；（c）冷空气通常运动得比暖空气快，随后冷空气越过暖空气并迫使它上升，而在此过程中，风暴加强；（d）最终，两部分冷气团合并，暖空气在顶部形成袋状气团，并将它从能量源区和水分源区移走。当冷锋再形成时，气旋性风暴消失。
通常，在北半球温暖海水上空的低压带，会形成一种强大的热带气旋，称为飓风 （hurricane）。在飓风形成过程中，海面上暖湿空气上升，有助于从海面吸收水分，由此形成高大的积雨云。从这类塔状云产物释放出来的能量对增长中的风暴中心进行加温。风暴的特征是中心有一个明显的平静的核心，称为风眼（图4.26［a］）。位于西太平洋的飓风专称为台风 （typhoon）。
图 4.26 （a）一个成熟飓风的特征。积雨云的螺旋带产生大雨。空气在飓风中心附近的云中上升。从中心下降变暖的空气形成的风眼，在地面上是一个静风的小区域。强烈的对流循环造成了飓风眼外面的强风。（b）一般飓风的路径。（From Michael Bradshaw and Ruth Weaver, Physical Geography: An Introduction to Earth Environment, pp. 177, 179. Reprinted by permission of The McGraw-Hill Companies, Inc ）
图4.26（b）表示世界上飓风通常的路径。这种风暴中的风按逆时针方向运动，在中心附近聚合，在数条同心圆带内上升。强风（速度每小时大于119 千米）和涌入沿海低地的风暴潮会造成巨大损失。在飓风的中心，即飓风眼，空气下降，形成和缓的微风和相对晴朗的天空。在陆地上空，这种风暴因失去温暖海水的能源而迅速减弱。如果飓风继续移动到较冷的北方海水区，就会被其他的气团推移或封阻，失去能源而衰减。表4.1描述了破坏力越来越大的飓风级别。
等级
气压表读数
风速(英里/时)
潜在损失
1
大于28.94
74—95
主要毁坏树木、灌丛和未加固的活动房屋；风暴潮荡平一切。
2
28.50—28.94
96—110
一些树木被吹倒，敞露的活动房屋受到严重破坏；对屋顶有一些破坏。
3
27.91—28.49
111—130
树木被吹光枝叶，大树被吹倒；活动房屋损坏；小建筑物受到一些结构性破坏。
4
27.17—27.90
131—155
所有招牌被吹落；门窗屋顶广泛受到破坏；洪水倒灌陆地远达10千米，沿海构筑物的底层受到严重破坏。
5
小于27.17
155以上
门窗屋顶受到严重破坏，小建筑物被吹翻或吹走；距海岸458米以内、高出海面低于4.6 米的构筑物受到严重破坏。
1996年1月8日，《纽约时报》（New York Times ）报道说，“一次巨大的、造成严重破坏的、被专家们形容为创历史纪录的暴风雪，于昨天袭击了美国东部的大部分地区，其所夹带的漫天大雪，预计在今天结束以前会造成60厘米深的积雪”。暴风雪 （blizzard）是大雪和强风的产物。“96年暴风雪”是由落基山区9150米上空的气团发生撞击，使急流沿着东部海岸转向东北而形成的。与此同时，一个夹带着大西洋湿气流的典型低压系统沿墨西哥湾向北移动。同时，一个高压带随着北极的空气从加拿大南移。这几个气团在美国东北部会合，导致的结果是将近1米厚的积雪使华盛顿、巴尔的摩、费城、纽约和波士顿这类大城市陷入停顿（图4.27［a］）。
图 4.27 风暴。（a）暴风雪使城市交通停顿。（b）在美国，龙卷风最常发生在中部和南部（特别是在俄克拉何马州、堪萨斯州和得克萨斯州的西南部狭长地区）。在这些地区，极地空气经常同暖湿的墨西哥湾空气相遇。（c）俄克拉何马市1999年5月3日的龙卷风是F5级，它扫平了图中所示的这种街区。（［a］© Leland Bobbe / Getty Images, ［b］© Alan R. Moller / Getty Images, ［c］© Jeff Mitchell / Reuters .）
所有风暴中最猛烈的是龙卷风 （tornado）。它也是最小的一种风暴（图4.27［b］），直径通常小于30米。龙卷风孕育于巨大的积雨云中，有时在冷锋前方沿着飑线③ 运动。每当春季或秋季邻近的气团差别最大时，美国中部容易遭受这种漏斗状杀手云的危害。虽然风暴可以达到时速500千米，但是这种风暴规模较小，通常在地面移动距离不到2千米，虽然它是破坏性的，但只是有限的区域受到影响（图4.27［c］）。
藤田级数（Fujita scale）将已报道的龙卷风灾害同风速相对应。强度的分级始于F0——“轻度”龙卷风，对应的风速高达时速116千米，直到F5——“剧烈”，风速高达时速512千米。大多数（74%）龙卷风属于F0和F1，而有25%属于F2和F3。“强烈”龙卷风能对主要的建筑结构造成破坏。“剧烈”龙卷风（F4和F5）只占1%。
4.5 气候、土壤与植被
我们已经追溯了当空气从高压带流向低压区时导致天气变化的几个原因——锋面过境、气浪增强、达到露点，以及海风形成。地球上有些地区经受的这些变化比另一些地区迅速而频繁。
每日的天气状况可以根据本章所述的原则来解释。然而，除非人们明白地球表面的特征，否则就不可能了解天气要素——温度、降水、气压和风。地球上每一个地方的天气预报员必须从当地的自然和人为的环境方面熟悉天气要素。
日常天气状况的复杂性可以用当地气候的表述来概括。一个地区的气候是以每日和每个季节的天气状况为基础所做的概括。一般地说，夏季温暖吗？冬季可能有大雪吗？风通常是来自东南方的吗？气候平均值是典型的每日天气状况吗？或者每日、每周的变化如此巨大，所以应该谈论平均变化而不只是平均值？为了对各地气候差异做出合理的描述，我们必须提出这些问题。
在开始讨论地球上的气候区之前，先描述地球表面的两项主要特征——土壤和植被——是必要的。我们星球的自然地理中，这两大要素与气候变化是密切相关的。当我们观察气候差异时，会立即看到土壤类型和各种植被与温度高低和降水的季节分布相一致。
土壤与气候
土壤是自然环境中最重要的组成部分。众所周知，没有土壤就不可能有生命。土壤在水的储存和净化中起着重要的作用，所以对于植物以及动物和人类的生命至关重要。
土壤的形成
土壤可以定义为一层包含有机质（死亡的植物和动物）、无机质（风化的岩石物质）、空气和水的细粒物质，它位于下伏的基岩之上。岩石的物理和化学碎裂分解作用称为“风化作用”（见第3章），这是成土作用的开始。风化作用使固体的岩石崩解，最终形成细粒的矿物颗粒。它们同位于其顶部的分解了的有机质，经由水、热量和使有机物发生分解的各种生物营力（例如细菌和真菌）的作用而转变成土壤。成土作用是一种动力过程。发生这种过程的物理、化学和生物活动在不断地起作用。
虽然主要土类在地球表面分布面积很广，但是给定地点土壤所具有的个别特性，在短距离内会有显著的不同。这种变化主要是由成土作用所涉及的五个主要因素造成的。
（1）地质因素是母岩（下伏岩石），影响着土壤的深度、质地、排水和营养物质含量。
（2）气候因素指温度和降水对土壤的影响。温度影响生长季的长度、植被腐烂速度和蒸发速率。降水总量和强度影响生长在一个地区的植被类型，因而也影响腐殖质（即已腐烂分解的有机质）的供应。
（3）地形因素指陆地的高度、坡向（坡地的朝向）和坡度。所有这些都影响降水量、云量、风、温度、地面径流，以及排水和土壤侵蚀速率。
（4）生物因素指活的和死亡的动植物，它们给土壤添加有机质，并在营养循环中相互作用。植物从土壤中吸收矿物营养物，然后在死亡时返回土壤。微生物，例如细菌和真菌，协助死亡的有机质分解。而较大的生物，例如蚂蚁和蠕虫，则使土壤混合和通气。
（5）年代因素指上述四个因素相互作用形成某种土壤的时间长度。试回想，成土作用是一种正在进行的，而且是渐变的过程。形成时间较短的土壤保持着母质的许多特征，而形成时间很长的土壤则受到气候和生物之类的成土因素的影响较多。
土壤剖面与土壤层
随着时间的推移，土壤往往发育形成不同厚度的层次。这些层次称为土壤层 （soil horizon），简称为土层。它们在结构、质地、颜色和其他特征上各不相同。土壤剖面 （soil profile）是显示从地面往下到母质的不同层次的土壤垂直横断面（图4.28）。
图 4.28 5个主要生态系统中的简化土壤剖面。土壤层次的数目、组成和厚度因土壤类型而异。这些剖面中对最下部的土层（未变化的岩石），即R层均未予表示。
资料来源：Biosphere 2000: Protecting Our Global Environment, 3d ed. by Donald G. Kaufman and Cecillia M. Franz. (New York: Harper Colins Publishers, 2000), Fig. 16.3, p.313 .
地表层④ ，即O层（O代表有机质organic），主要由新鲜和腐烂的枝、叶、动物粪便、死亡的昆虫等有机质组成。
A层——表层土，是位于O层之下，以矿物质为基础的肥沃土层。植物营养物丰富，生物活动最强、腐殖质含量最高。腐殖质使该层呈现深色。
E层——淋洗层，水渗透过土壤，在称为“淋溶作用”（eluviation）的过程中，从A层底部移走了一些有机质和矿物质, 使E层呈浅色。
B层——淀积层，从E层移来的物质堆积在B层，即淀积层（illuviation）中。此层由于所含有机质少，所以肥沃程度比A层差。颜色或暗或深于E层，这取决于堆积在此层的矿物类型。
C层，风化作用将基岩逐渐变为土壤颗粒的过渡层。土壤越老、气候越温暖潮湿，该层位置就越深和越容易辨识。
R层是最下层，未变化的基岩，R代表“风化层”（regolith）一词。此名称仅限于基岩位于距地面大约两米以内使用。
土壤性状
土壤的四个主要组成要素——矿物、有机质、水和空气——相互作用，就产生了独特的土壤。土壤性状 （soil property）就是使我们能辨别各种土壤类型的特征。
土壤既包含有机物，也包含无机物。无机物是风化作用形成的，由石英、硅酸盐黏土，以及氧化铁和氧化铝之类的矿物组成。当风化作用将岩石粉碎成土壤颗粒时，矿物就被释放出来，滋养植物的生长。
质地是指土壤中矿物质颗粒的大小，它取决于砂粒、粉粒和黏粒的比例。砂粒是最大的颗粒类型，其次是粉粒，再次是黏粒。农业上生产率最高的土壤质地是壤土 （loam）,它包括大约40%的砂粒，40%的粉粒和20%的黏粒。
质地影响着土壤结构。后者取决于单个颗粒聚集成较大土块的方式。土块的大小、形状和排列影响着土壤保持水分、空气和植物营养物的能力。
土壤所含的营养物变化较大。诸如氮、磷和钙之类的化学元素对于植物的生长极为重要，并且维持着土壤的肥力。土壤中营养物不足可以通过人工添加肥料而改善。
如前所述，有机质，或者腐殖质主要来源于死亡和分解的动植物。腐殖质保持水分，给植物供应养料。北美洲肥沃的北美草原，阿根廷的潘帕斯草原和俄罗斯无树草原腐殖质含量最高。
颜色是土壤的另一种性质，腐殖质含量高使土壤呈暗棕色或者黑色。在热带和亚热带地区，铁的化合物可使土壤呈黄色或者浅红色。浅色（灰色或白色）常常表明潮湿地区高度淋洗的土壤和干旱地区的碱性土壤。淋溶土是地下水将可溶性矿物分解和移走所形成的。
第12章将讨论pH等级表，它可以衡量土壤的酸度或碱度。农业上生产力最高的土壤往往是在强酸性和强碱性之间取得平衡的。
土壤分类
多年以来，科学家已经制定出许多土壤分类的方法。最通行的分类是美国农业部所研制的，简称为“土壤系统分类”（Soil Taxonomy）⑤ ，它以土壤的现今特性为根据（见“土壤系统分类”专栏）。该方法将土壤分为12个土纲。之后又细分为亚纲、土类、亚类、土族，以及数千个土系。土纲 （soil order）是具有相似组成、层次、风化程度和淋溶过程的一类土壤最概括性的归类。每一个土纲名词后面的“sol”源自拉丁文“solum”，意即“土壤”。图4.29表示土纲的世界分布。
图 4.29 世界土壤分布。
资料来源：U.S. Dept. of Agriculture, Natural Resources Conservation Service, Soil Survey Division.
专栏 4-3 土壤系统分类
土纲
简要描述
氧化土（oxisols）
红色、橙色和黄色；高度风化，受到淋洗和酸化；肥力低；分布于南美和非洲的湿热带。
老成土（ultisols）
红色和黄色；高度风化和淋洗；同氧化土相比呈弱酸性；肥力低，发育于温暖、潮湿或干旱热带和亚热带。
淋溶土（alfisols）
灰棕色；中度风化和淋洗；肥沃，营养物极丰富；分布于湿润中纬度地区。
灰土（spodosols）
A层浅色沙质，B层红棕色；中度风化、淋洗和酸性；形成于针叶林下。
暗沃土（mollisols）
暗棕色至黑色；中度风化和淋洗；营养物极丰富，是世界上最肥沃的土壤；形成于中纬度地区草地下面。
干旱土（aridisols）
浅色；沙质；通常盐渍化或碱化，干而有机质含量低，但如适度灌溉可获得农业生产力。
始成土（inceptisols）
不成熟、发育差的土壤；形成于高纬度寒冷气候区，尤其是苔原和山地；农业潜力有限，除非在河谷中有季节性洪水堆积下的新鲜沉积层。
膨转土（vertisols）
深色，黏粒含量高；形成于热带与亚热带有明显干、湿季地区的草地下面；肥沃，但难以耕作。
新成土（entisols）
薄层沙质，不成熟，发育差；养分低；形成于苔原、山坡和近代的泛滥平原上。
有机土（histosols）
黑色，酸性，主要由各个腐烂阶段的有机物形成；全年或部分时期积水；分布于高纬度和苔原排水差的地区（泥炭，沼泽湿地，草甸），排水后有肥力。
火山灰土（andosols）
发育在火山成因母质（例如火山灰和玄武岩）上的年轻而不成熟的土壤；有机质含量高 ；酸性。
冻土（gelisols）
形成于多年冻土区。
自然植被与气候
每一种气候都以同自然植被 （natural vegetation）的独特结合为其典型。所谓自然植被，就是生长在人类没有改变或干扰其生长过程的地区的植物。现今已很少残存在人类居住区的自然植被，不但同气候，而且同土壤、地貌、地下水，以及包括动物在内的其他生境特征密切相关。
演替
一个特定地区的自然植被是在被称为演替 （succession）的阶段顺序中发育的，直到同自然环境达到平衡的最终阶段为止。演替通常从比较简单的先锋植物群落——即第一批生物（例如地衣）开始，占据裸露的岩石。它们开始了土壤形成过程。随着时间推移，先锋群落改变着环境，当环境变化比较明显时，在原始条件下不能生存的植物出现了，并且最终战胜了先锋群落。例如苔藓和蕨类代替了地衣（图4.30）。
图 4.30 温带落叶林区理想化的植物演替。在每个演替阶段，通常都有数量日益增多的植物种类。任何地方，独特的植物种类取决于基岩、高度、温度、阳光和降雨等因素的局部差异。
资料来源：Biosphere 2000：Protecting Our Global Environment, 3d ed. by Donald G. Kaufman and Cecillia M. Franz. (New York: Harper Colins Publishers, 2000), Fig. 5.3, p.86.
由于每个演替中的群落通过改变表土、土壤结构和土壤保持水分的能力等方面为后续的群落准备好条件，所以这种植被演替过程便能继续进行。一般而言，每一个后续的群落都呈现出物种数量和植物高度的增加。沿用先前的例子，苔藓和蕨类又可被草类替代。一旦土壤中有足够多的腐殖质积累，后者就又被灌木，以及随后被乔木代替。图4.30所描述的植物演替理想图式需要数百年，甚至数千年才能实现。
植物群落在一个特定区域演替的最终阶段称为顶极群落 （climax community），也就是植物在一个区域同气候和土壤处于平衡的自我延续的组合。然而，顶极群落并不是永久的，它们随着环境状况的改变而变化。火山爆发、森林大火、水灾、旱灾和其他干扰可改变环境，使植物发生变化。
自然植被区
图4.31表示了世界自然植被区的总格局。在全年雨量大而分配均匀的比较炎热的地区，植被类型是热带雨林 （tropical rain forest）。森林通常由生长浓密的乔木组成，形成树叶互相覆盖延绵不断的林冠层。在热带，任何一片小地区的森林都由数百个树种组成。由于林冠层阻挡了阳光的照射，因此林下植物只能稀疏地生存。在热带季节性降雨的地方，就产生了萨瓦纳 （Savanna）⑥ 植被，其特点是低矮的草地，偶尔夹有小片森林或单株的树木。高蒸发率使萨瓦纳植被没有足够的水分生长茂密。
图 4.31 世界自然植被分布。
在夏季炎热、冬季温和潮湿的中纬度地区发育地中海型或查帕拉尔型（Chaparral）植被。以美国加利福尼亚州、澳大利亚、智利、南非和地中海地区为代表。这种植被类型主要由灌木和植株不大的乔木组成，如槲树。这些灌木和小乔木共同组成低矮浓密的植被，雨季翠绿，旱季褐黄。尽管在多砾石和沙土的地区几乎没有植物，但是多数干旱地区还是能发育一些植被，半荒漠植被和荒漠植被由矮乔木、灌木和各种仙人掌组成。
在世界上全年雨量中等的温暖地区，最普遍的植被类型是北美草原（prairie）⑦ 或者草原 （steppe）——例如北美中部，南美南部和亚洲中南部。这些地区是广袤的草地，通常发育腐殖质含量高的土壤。在降雨量较多的温暖地区，自然植被就转变为落叶林。这种类型的树木在寒冷季节落掉树叶，例如栎树、榆树和美国梧桐树等。
在温带以外的北部地区，夏季温和、冬季寒冷，常见的是针叶林。这些地区蒸发率低。通常只有几个树种占优势，例如松树和云杉。再向北，森林让位于苔原植被。苔原植被由很低矮的灌木、苔藓、地衣和草类的复杂混合组成。
4.6 气候区
使天气状况发生差异的两个重要因素是温度和降水。虽然气压也是重要的天气要素，但是如果不用气压计几乎不能察觉气压的差异。因此，我们可以把温度的温暖、温和、寒冷或者严寒当作一个地方或者地区的特征。此外，降水量的大、中、小也是一个地方或地区潮湿程度或干旱程度的良好指标。对于这两种量度，我们将定义比较精确的术语，并且按照温度与降水的各种组合对世界各地区制图。
由于存在极端的季节变化，图4.32表示两种全球气候图：一种是冬季的，另一种是夏季的。本来可以编制出四季中每个季节的气候图 （climograph），还可以编制出全年12个月的气候图。不过，这两张气候图已能对气候差异提供良好而简要的描绘。请记住，夏季世界气候图是北半球6月21日到9月21日的气候和南半球12月21日到3月21日的气候的组合，因为这两个半球的季节是相反的。
图 4.32 这些地图将温度同降水数据相结合，显示气候基本要素的季节性变化。在读图时要记住，图（a）所表示的气候代表北、南两个半球的冬季。这意味着12月、1月和2月的数据用来说明地球上的北纬部分，而6月、7月和8月的数据用来说明南纬部分。此结果是全球冬季的情景——一幅温度变化大且降水量小的冬景。（b）夏季的情景表明全球几乎普遍高温且降水量大。
图4.33描绘了世界上的各种气候，而且是基于图4.32中所表示的信息类型。该图是许多同类气候分类方案中最著名的，称为“柯本气候分类系统”（Köppen climate classification system）。此系统研制于1918年，其依据除了温度和降水等级之外，还有自然植被。
图 4.33 世界气候。
表4.2描述了柯本所划分的多级系统。该系统有六大类，表示为A、B、C、D、E和H。A类是热带气候，B类是干旱气候，C类是中纬度温和气候，D类是中纬度冬季严寒气候，E是极地气候，H是高原气候。
各节标题后面的柯本气候分类系统字母与图4.33和表4.2相关联。标题后的数字与图4.32图例中的数字相对应。第一个数字表示典型的冬季状况，第二个数字代表夏季状况。每一个数字都代表理想化的状况。
气候类型
柯本的分类
温度与降水
土壤，植被与野生生物
热带气候
A
热带雨林气候（1，1）
Af
持久的高温
全年大雨，对流雨
云盖度高
湿度高
树木浓密而树种多
光线透入处丛林发育
多小动物和昆虫
氧化土
萨瓦纳型（稀树草原型）
气候（3，2）
Aw
高温
夏季高日照期大雨，对流雨
冬季低日照期干旱
森林到草地，依赖于降雨量
大型动物
老成土、膨转土和干旱土
季风气候（3，1）
Am
季风,最高温开始于雨季前
半荒漠和干旱气候
B
热荒漠气候（7，4）
BWh
夏季极高温，冬季温暖
降雨很少
湿度低
灌木，发育于砾石或沙地环境
爬行动物
干旱土
半荒漠气候（10，4）与
荒漠气候（4，4）
BS
夏季温暖至炎热
草类和荒漠灌木
BWk
冬季寒冷
夏季有些对流雨
冬季有些锋面性降雪
草地暗沃土
荒漠中的干旱土
中纬度湿润气候类
C与Dfa, Dfb
地中海气候（6，3）
Cs
夏季高温，冬季温和
夏季干旱
冬季锋面性降水
通常湿度低
查帕拉尔型植被（矮小栎树和灌木丛）
淋溶土，干旱土
副热带湿润气候（6，12）
Cfa
夏季炎热
冬季温和
夏季对流性阵雨
冬季锋面降水
落叶林
针叶林，尤其在砂质土壤；灰土
主要为淋溶土
西海岸海洋性气候
（10，6）
Cfb
全年西风
夏季温和
冬季凉爽至寒冷
夏季降雨少
冬季为锋面雨
山区的广大针叶林
平原上为落叶林
灰土
大陆性湿润气候亚类
（10，2；14，2 与 15，6）
Dfa与Dfb
夏季炎热至温和
冬季凉爽至寒冷
夏季对流性阵雨
冬季锋面性降雪
针叶林
灰土
极地和亚北极气候类
E
亚北极气候（16，7）
ET
夏季短，凉爽至寒冷
针叶林（完整大小至矮小)
苔原气候（16，16）,
（16，12）
冬季极端寒冷
苔藓和地衣
极地气候类
E
苔原气候（16，11）
ET
夏季寒冷，冬季极端寒冷
苔藓和地衣，灰土
冰盖气候（16，16）
EF
极端寒冷，有轻度降水
高地气候类
H
根据高度、盛行风、阳坡或阴坡、纬度、谷地或非谷地、粗糙度等有大量的状况变化
热带气候类（A）
热带气候通常使人联想到地球上阳光直射最北和最南两条线——北回归线和南回归线——之间的地区。热带气候的位置已表示在图4.34中。
图 4.34 热带气候的位置。
热带雨林气候（Af：1，1）
该地区横跨赤道，大体上位于赤道低压带内。这些地区具有热带雨林气候 （tropical rain forest climate），这一气候无论冬夏都是温暖、潮湿的（图4.35）。降雨通常来自每日的对流性雷阵雨。虽然大多数时间充满阳光和炎热，但是到下午则形成积雨云，产生对流雨。图4.35（a）中的说明文字解释了如何判读气候图。
图 4.35 （a）本图和下文中的气候图解（气候解析图）展示的是每月的日平均高温或低温，每月的平均降水量和指定月份中任何特定日期的降水概率。对于新加坡而言，8月份平均每日最高气温是30.5℃，最低气温是24℃。月平均降水是21厘米，而且8月份某日的降雨机会是42%。城市名称后面括号中的数字是指冬季和夏季的温度与降水量数据，如图4.32（a）和（b）所示。（b）热带雨林。这里植被的特征是高大、阔叶，以硬木乔木和藤本植物为主。（© Gary Braasch / Peter Arnold ）
热带雨林通常长满了自然植被，目前这些雨林植被依然存在，但是由于南美洲亚马孙盆地和非洲扎伊尔河流域广大地区的人为纵火，此类植被正在迅速减少。森林中以高大茂密的阔叶树和粗大的藤蔓类占主体。在发育千百个树种的热带雨林中，既有幽暗的森林，也有明亮的树林，还有巴尔沙木（balsa wood）之类的海绵状软木和像柚木、桃花心木之类的硬木（图4.35［b］）。雨林从赤道沿着由盛行风带来稳定水分来源的海岸延伸到沿海高地。此外，地形效应也提供足够的降水使茂密的植被在这些森林中发育。
这些地区的土壤是氧化土。由于风化作用迅速而缺乏农作物所必需的大部分土壤养分。只有大量施肥，土壤才能维持农业的持续利用。
萨瓦纳气候 （Aw：3，2）
由于夏季时直射的阳光从赤道向两侧延伸，赤道低压带也随太阳移动。所以，雨林带南北两侧地区在夏季月份虽然酷热，但处于湿润状态，而其余月份因为湿润的赤道低压带已经被副热带高压所取代，所以很干燥。这些地区也因生长在那里的自然植被称为萨瓦纳。
萨瓦纳气候下的自然植被像是一种灌木丛，但是这样的地区现今被认为是树木分布范围很广的一种草地。向高森林覆盖率发展的自然趋势，已被当地农民和猎人定期放火清除草地所减弱。有时，萨瓦纳植被由于其公园状的外观而看似曾被特意设计，如图4.36（a）所示。东非的肯尼亚和坦桑尼亚有一些著名的草地——例如塞伦盖蒂（Serengeti）国家公园——和耐火的树种，那里有诸如长颈鹿、狮子和大象等大型动物出没。南美洲的坎普斯（campos）⑧ 和亚诺斯（llanos）⑨ 是另一类广袤的萨瓦纳地区。
图 4.36 热带萨瓦纳气候下的草地和乔木构成的公园状景观。（a）干旱热带萨瓦纳；（b）湿润热带萨瓦纳。（［a］© Aubrey Lang/Valan Photos, ［b ］© Thomas J. Bassett, Dept. of geography, University of Illinois. ）
萨瓦纳地带较湿润的部分往往覆盖着老成土。这是一种发育在温暖、干湿交替地区森林植被下（图4.36［b］）的土壤，这种土壤对于栽种植物而言养分较差，但对施用石灰和肥料的反应较好。萨瓦纳地带较为干燥的部分，以膨转土为特征。这种土壤形成在温暖气候的草地下。降雨时，地面变得具有可塑性，且部分土壤滑动，在干旱季节形成裂隙。因此，膨转土难以耕作，但可作为放牧场被有效利用。
通常，不同气候类型之间的界限难以区分和辨别，而过渡带却很明显。这类过渡带在平原和高原很典型，而在山区则并不表现出明显的渐变。在茂密的热带雨林和萨瓦纳之间，有不太茂密的森林。
季风气候亚类（Am：3，1）
但是在亚洲有一种特殊情况需要指出。当夏季季风携带饱含水分的空气吹向大陆时，在丘陵、山地和邻近的平原上，雨量显著增大。请注意图4.37中的降水模式。因此，尽管冬季干旱，植被仍然很稠密。丛林和大森林是自然植被。然而，很多地方的这种植被由于历经许多世代被开辟为稻田和茶园而不复存在。
图 4.37 缅甸仰光的气候。（图例参看4.35［a］）
干旱气候类（B）
图4.38显示了这类气候的位置。在有山地阻挡西风的大陆内部，或者远离热带潮湿空气到达范围的陆地，会出现广大的荒漠和半荒漠环境。
图 4.38 草原和荒漠气候的位置。
热荒漠气候 （BWh：7，4）
在萨瓦纳朝向极地的一侧，草类开始变短而荒漠灌丛逐渐明显。那里就是接近副热带高压带的地方，阳光照射强烈，夏季天气炎热，降水很少。请注意图4.39（a）中微不足道的降雨量。确实降水是对流性的，而且是零星的。当环境变得更加干旱时，耐旱的灌丛越来越少。在有些地区，只有砾漠和沙漠存在，如图4.39（b）所示。
图 4.39 （a）埃及开罗的气候（图例参看图4.35［a］）；（b）加利福尼亚死谷。缺乏稳定的植被，沙漠中的沙子不断重新排列成复杂的沙丘群。（© Dietrich Leis Stock Photography ）
世界上巨大的热荒漠——例如撒哈拉沙漠、阿拉伯沙漠、澳大利亚沙漠和卡拉哈里沙漠⑩ ，全都是高压带的产物。这类沙漠最干旱的部分常沿着有寒流出现的西海岸分布。那里的土壤为干旱土，如果能进行灌溉，可有好收成。上文曾经述及寒流和荒漠的关系。
中纬度荒漠和半荒漠气候（BWk：4，4；BS：10，4）
图4.40（a）说明了在这类中纬度干旱气候下典型的温度和降水模式。偶尔有夏季对流性风暴和携带一些水分的锋面系统产生。极端干旱的地区被称为“冷荒漠”。中度干旱的地区被称为草原。虽然图4.40（b）表示有荒漠灌木出现在草原中较干旱的部分，但是草原的自然植被是草类。这一气候区雨量并不丰沛，但是土壤肥沃——因为有草类将养分反馈到土壤中。这里的土壤为暗沃土。其A层呈暗棕色至黑色，属于世界上自然肥力最高的土壤。因此，美国、加拿大、乌克兰和中国的草原形成了世界上产量最高的农业区。草原也有干热的夏季和寒风凛冽、不时有暴风雪的冬季。
图 4.40 （a）伊朗德黑兰的气候（图例参看4.35［a］）; （b）墨西哥北部中纬度干旱气候下的荒漠灌丛。（© Leonard Lee Rue, Jr. / Photo Researchers ）
中纬度湿润气候类（C, D）
图4.41表示几种全属湿润气候的地区，就是在冬季、夏季或者冬夏两季都没有荒漠状态的气候区。此外，冬季温度显著低于热带气候的冬季温度是中纬度湿润气候的特征。如果没有山脉、暖流或寒流，特别是海陆配置的作用，就可以整齐地划出这类气候平行于纬度线的界线。但是这些因素引起了中纬度地区极大的变化。
图 4.41 中纬度湿润气候类的位置。
地中海气候（Cs：6，3）
南、北半球中纬度地带的风通常从西部吹来，因而锋面系统产生大量降水。所以，重要的是要知道：接近陆地的海水是寒冷的还是温暖的。在中纬度地带有几个气候带需要注意，它们全都以夏季的温度为标志，来自大洋的西风所形成那些凉爽地区除外。
在热荒漠向极地的一侧，在副热带高压带和湿润的西风带之间有一条过渡带。这里，气旋风暴只在冬季——当西风带向赤道移动时——带来降雨。由于副热带高压带微微地向极地移动，所以夏季干燥炎热（图4.42［a］），冬季温和。这些情况是地中海气候 （Mediterranean climate）的写照。它往往出现在中纬度大陆西部的海岸。加利福尼亚州南部、地中海地区本身、澳大利亚西部、南非的尖端，以及南美洲的智利中部都以这种气候类型为特征。这些地区降水丰沛，生长着灌木和小型落叶树，例如胭脂栎⑪ （图4.42［b］）。
图 4.42 （a）意大利罗马的气候（图例参看图4.35［a］）; （b）地中海气候区的典型植被，像胭脂栎之类的乔木低矮而稀疏。（© Carr Clifton / Minden Pictures ）
地中海气候区是一条绵延于南欧、近东和北非人烟稠密的地带。同荒漠相比，这里水分充足，植被和土壤类型繁多。空气以晴朗干燥为主；冬季较短而温和，植物和花卉终年生长。即使在炎热的夏季，夜晚通常也是凉爽晴朗的。现在，这个地区的植被大多数是粮食作物。
副热带湿润气候（Cfa：6，12）
在大陆东岸，形成了自赤道型气候向副热带湿润气候 （humid subtropical climate）过渡的地带。对流型的夏季阵雨和冬季的气旋性风暴是降水的来源。如图4.43所示，这种气候的特征是夏季炎热潮湿，冬季温和湿润。在秋季，有时有飓风在热带海水中形成，袭击沿海地区。
图 4.43 澳大利亚悉尼的气候（图例参看4.35［a］）。由于悉尼位于南半球，所以最温暖的日子在1月，最冷的日子在7月。
这一气候通常雨水调匀，从而使诸如栎树、枫树等硬乔木组成的阔叶林能够发育。秋季林木的树叶在脱落前变成橙色和红色。此外，针叶树能同落叶树混合成次生林。
向极地方向的大陆性气候的过渡伴随有日益寒冷的冬季和短促的夏季。沿着这个方向，气旋性风暴也越来越多于对流性阵雨。这种地区就不再具有副热带湿润气候的特征，而呈现为大陆性湿润气候（见“大陆性湿润气候”一节）。巴西南部、美国东南部和中国南部都属于副热带湿润气候。
在副热带湿润气候和大陆性湿润气候区的阔叶林下，发育的是淋溶土。其A层通常呈灰棕色。这种土壤往往富含植物养分。阔叶林落叶形成富含盐基的腐殖质，淋溶土在炎热的夏季保持着水分，使农业能获得高产。