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第二章  全球气候系统
气候是支配陆地生物群系分布的最强状态因子。本章提供了关于气候系统机能运行和其与大气化学组成、海洋及陆地相互作用的一般背景知识。

绪论
    对于地球生态系统的分布，气候起关键性控制作用。温度与水有效性决定了诸多生物和化学反应的发生速率。这些反应速率则控制着关键的生态系统过程，例如植物的有机物生产及其微生物分解。气候同样控制着岩石的风化和土壤的形成，两者轮流影响着生态系统过程（见第三章）。因此，了解气候时空变化的原因对于理解生态系统过程的全球格局是十分重要的。
    气候与其可变异性由下列因素决定:太阳辐射输入量，大气层化学组成与动态变化，以及地球的表面特征。大气层和海洋的循环影响着热与水分的环球传输，并因此强烈影响着气候格局与其时空变异性。本章描述了全球能量预算，并概述了在能量再分配以产生可观测的气候格局与生态系统分布的过程中，大气层、海洋与陆地表面各自所起的作用。

地球的能量收支平衡(budget)
    辐射的收支平衡决定了可用来驱动地球气候系统的能量多少。对地球能量收支平衡中各成分的了解为确定气候短期与长期变化的原因提供了基础。本质上，太阳是地球上所有能量的来源。物体的温度决定了其释放能量的波长。太阳的高温
（6000K）导致波长为300－3000nm的高能短波辐射（图2.1）。这其中包括可见光（占总量39％），近红外线（53％）和紫外线（UV）辐射（8％）。平均31％的短波辐射输入被反射回太空，这种背向反射可由云层（16％）、大气分子，尘，雾（7％）和地表（8％）造成（图2.2）。短波辐射输入的另外20％为大气层，尤其是被大气层上部的臭氧和下部的云与水蒸气所吸收。剩余的49％则以直接辐射或漫射辐射的方式到达地球表面并为其吸收。
     
图2.1 太阳和陆地辐射的空间分布及辐射活性气体和总大气层的吸收光谱。这些光谱显示大气层对陆地辐射的吸收比对太阳辐射的更有效，这解释了为什么大气层是从下部加热的。(Sturman & Tapper 1996,Barry&Chorley 1970)
      Energy:能量
      Solar incoming radiation:太阳输入辐射
      Terrestrial outgoing radiation:陆地输出辐射
      Visible region:可见光区
      Absorptivity:吸收率
      Wavelength:波长
     
图2.2 地球－大气层系统的年度平均全球能量收支平衡。数字表示作为太阳辐射输入被吸收的能量百分比。在大气层顶部，太阳辐射输入（100％即342Wm-2）由反射的短波辐射（31％）和释放的长波辐射（69％）来平衡。在大气层内部，被吸收的短波（20％）和长波（102％）辐射与潜热显热总通量（30％）由释放至太空（57％）和地表（95％）的长波来平衡。在地表，短波（49％）和长波（95％）的辐射输入由长波辐射输出（114％）和潜热显热总通量（30％）来平衡。(Graedel & Crutzen 1995, Sturman & Tapper 1996,Baede et al. 2001)
    Space：太空
    Atmosphere：大气层
    Earth：地球
    Incoming solar radiation:太阳辐射输入
    Outgoing radiation:辐射输出
    Shortwave:短波
    Longwave: 长波
    Convection: 水平对流
    Absorption by H2O,dust,O2：水份，灰尘，氧气对辐射的吸收
    Absorption by clouds: 云层对辐射的吸收
    Absorption of direct solar radiation:对太阳直接辐射的吸收
    Absorption of diffuse sky and cloud radiation: 对天空与云层漫射辐射的吸收
    Emission by H2O,CO2,O3:水，二氧化碳，臭氧释放的辐射
    Emission by clouds: 云层释放的辐射
    Net absorption by clouds, CO2,O3: 云层，二氧化碳，臭氧的辐射净吸收
    Net longwave reradiation: 长波的净再辐射
    Convective mixing:对流混合
    Sensible heat flux:显热通量
    Latent heat flux:潜热通量

在一年或更长的时间尺度上，地球处在一种辐射收支平衡的状态，即地球释放与吸收的能量相等。平均而言，由于地表的相对低温（288K），地球所吸收的能量有79％以低能量的长波辐射（3000－30,000nm）方式释放。剩余的能量由地表传递至大气层可通过水份蒸发（潜热通量）（陆地能量损失的16％）或由温暖的表面向上方覆盖的较凉大气层中空气传递热量（显热通量）（陆地能量损失的5％）（图2.2）。水份蒸发时从地表吸收的热量由于随后的水汽冷凝被释放至大气层，导致云的形成和降水过程。
尽管大气层只传导了短波辐射输入的一半左右至地表，但其却吸收了地表释放的长波（红外）辐射的90％。（图2.2）水汽，二氧化碳（CO2），甲烷（CH4），笑气（N2O）和工业产物如含氯氟烃（CFCs）可有效吸收长波辐射。（图2.1）由这些辐射活性气体吸收的能量会以长波形式向各个方向再辐射。（图2.2）其中直接返回地面的部分有助于地球的升温，即温室效应现象。若没有一个吸收长波的大气层,地表的平均温度将比今日的实际温度低33℃左右并很可能因此不支持生命体。由云层和辐射活性气体吸收的辐射也被释放回太空，以平衡短波辐射输入。（图2.2）
从冰川内含的气泡和1950年代开始制造的大气层探测仪中取得的大气层气体组成的长期记录数据证明：自150年前的工业革命时期开始，主要的辐射活性气体（CO2，CH4，N2O，CFCs）有显著增加。（参见图15.3）人类活动，诸如化石燃料燃烧，工业活动，畜牧业，施肥与灌溉式的农业都助长了这些气体增加。随着这些气体的浓度上升，地球释放的更多长波辐射为大气层俘获，增强了温室效应并导致地表温度上升。
以上简述的全球平均能量收支平衡给了我们对于全球气候系统关键调控因子的一点概念。而地区气候则反映了在能量交换和大气－海洋间热量传输中的空间变异性。地球的赤道部分受热强于两极，且自转时沿着倾斜的地轴。大陆在地球表面呈不均匀分布，而大气层和海洋的物理、化学性质呈现动态与空间的变异。因此，为了更好了解能量的转化过程与结局及其对于这颗行星上的生态系统造成的结果，我们需要更透彻的理解大气层与海洋。

大气层系统
大气层的组成与化学
大气层的化学组成决定了其在地球能量收支平衡中所起的作用。把大气层想象为一个巨大的反应瓶，其中包含着微粒和气体形式的数以千计化合物，进行着快慢不一的反应和分解、沉降的过程。这些反应控制着大气层的组成和它的许多物理过程，例如云的形成。这些物理过程反过来又产生对能量再分配十分关键的动态运动。
地球大气中超过99.9％的体积由氮气，氧气和氩气组成。余下气体成分中最丰富的二氧化碳，仅占大气的0.0367％。（表2.1）这些百分比在全世界都是相当恒定的，并可适用至地表以上80Km的高度。这种同质性反映了这些气体在大气层中具有较长的平均存留时间(MRTs)。MRT的计算方法是总量除以给定时间段内进出大气层的流量。氮气的MRT为13,000,000年，氧气10,000年，而二氧化碳为4年。相比之下，水汽的MRT只有10天左右，所以其在大气层中的浓度高度可变，取决于地表蒸发，降水，和水汽水平传送的地区差异。某些最重要的辐射活性气体，诸如CO2，CH4，N2O和CFCs在大气层中反应速度相对较慢，其存留时间可达几至几十年。其他气体较为活泼，存留时间为几天至数月。活性气体以痕量出现，只占大气层体积的0.001％弱。由于它们的强烈活性而呈现出相当的时空变异性。这些痕量气体间反应的某些后果，诸如烟雾，酸雨和臭氧损耗已经威胁到了生态学各系统的耐受度。（Graedel & Crutzen 1995）
大气层中某些气体对生命体至关重要。光合生物在光线存在的条件下以二氧化碳（CO2）为原料生产有机物，是所有动物和微生物的最终食物资源基础。（参见第五至七章）大多数生物体也需要氧气来进行呼吸代谢。氮气（N2）占了大气层的78%。大多数生物体无法利用氮气，但固氮细菌可将其转化为生物可利用的氮，并最终为所有生物用来制造蛋白质。（参见第八章）其他气体，例如一氧化碳（CO），一氧化氮（NO），N2O，CH4和挥发性有机化合物，如萜类和异戊二烯，都是植物与微生物活动的产物。有些气体，像对流层中的臭氧（O3），是大气层中生源性（生物产生的）和人为产生的气体所共同参与的化学反应的产物，并在高浓度时能伤害植物，微生物和人类。

表2.1大气层主要化学成分
 

成分  化学式       浓度(%)a
氮气    N2      78.084
氧气    O2      20.946
氩气 Ar      0.934
二氧化碳 CO2  0.037

a 数据来自 Schlesinger (1997)＆Prentice et al. (2001).

大气层还含有悬浮物，即悬浮在空气中的微小颗粒。有些悬浮物颗粒来自火山爆发和被风扬起的灰尘与海盐。其他的则由来自污染源和焚烧生物燃料的气体所反应产生。有些悬浮物是吸湿性的，也就是说，它们对水分有种亲合力。悬浮物参与气体反应，并可成为云凝结核，水汽在其周围凝结形成云滴。悬浮物和气体，云一起决定了大气层的反射能力（反射率）并因此对大气能量收支平衡施行主要控制。悬浮物对短波辐射输入的散射（反射）减少了到达地表的辐射量，从而使气候趋向于变凉。举例来说，1991年菲律宾的Pinatubo火山喷发所释放到大气中的硫，导致了一次暂时的全球性大气降温。
云对地球能量收支平衡有着复杂的影响。相对于较暗的地表，所有的云都有较高的反射率并反射更多的短波辐射输入。然而，和水汽高效吸收长波辐射相比，碰撞云层后被吸收的地表长波辐射绝大多数又被重释放了。上述第一个过程（反射短波辐射）通过将能量输入反射回太空而产生降温效应。而第二个过程（吸收长波辐射）由于阻止能量逃逸回太空而使地球系统保持了更多能量，因此具有升温效应。这两种效应的平衡取决于云层的高度。对短波辐射的反射在高处云层的平衡中占支配地位，导致降温；与此同时在低处云层中通常对长波辐射的吸收和重释放占支配地位并产生一个净升温的效果。

大气层结构
大气压力与密度自地表开始随高度递减。大气层的平均垂直结构根据温度曲线的特征被分为四个相对独立的层次。大气层是高度可压缩的，重力使其大部分质量集中在地表附近。气压由上方的大气质量决定，随高度呈指数递减，并通常紧密伴随着空气密度的垂直递减。气压，密度和高度之间的关系可以下列流体静力学公式描述：
                                    (2.1)
式中P为气压，h为高度，ρ为密度，g为重力加速度。这个公式表明气压的垂直变化是密度和重力加速度（一个随纬度变化的“常数”）平衡的产物。当我们从地表上升至更低的气压与密度，垂直气压梯度也随之减少。另外，因为热空气密度小于冷空气，其气压随高度下降的速度也就相应地较冷空气为缓慢。
对流层是大气最低的一层，并含有大气的绝大部分质量。（图2.3）对流层主要是由地表的潜热、显热通量与长波辐射从底部加热的，因此温度随高度上升而下降。
在对流层上方是平流层，和对流层不同，它是从上方加热的。平流层上部臭氧对紫外线（UV）辐射的吸收使空气升温。臭氧集中于平流层中，这是因为在使氧气分子（O2）分解为原子氧（O）所必需的短波紫外线的利用率,和对氧气分子和原子氧间发生足够的碰撞以产生臭氧来说必要的足够高的分子密度，这两者之间存在一个平衡。平流层臭氧对紫外线辐射的吸收导致温度随高度上升。同时臭氧层也保护了地球表面的生物区系免受紫外线伤害。生物系统对紫外线辐射是敏感的，因为后者会损害贮存着驱动细胞活动信息的DNA。由于对臭氧有破坏作用的CFCs的生产与释放，平流层中的臭氧浓度不断下降，尤其是在两极地区。其后果导致臭氧“空洞”，在这些地区透射到地表的紫外线辐射增加。对流层与平流层之间缓慢的混合使CFCs和其他化合物到达并积聚在富含臭氧的平流层，在这里它们有很长的存留时间。

图2.3 大气的平均热结构显示地球主要大气分层中的垂直梯度。（Academic Press；Schlesinger 1997）
Height：高度
Temperature：温度
Troposphere：对流层
Tropopause：对流层顶
Stratosphere：平流层
Stratopause：平流层顶
Mesosphere：中间层
Mesopause：中间层顶
Thermosphere：热层
Mt.Everest：珠穆朗玛峰

在平流层之上是中间层，这里温度再次随高度上升而下降。大气层的最上层，热层，从大约80km高开始一直延伸至太空。热层只占大气总质量的一小部分，基本由氧（O）和氮（N）的原子组成，它们可以吸收极短波长的能量，导致温度又一次随高度上升。（图2.3）中间层和热层对生物圈相对而言影响较小。
对流层是大多数天气现象发生的大气层次，包括雷暴雨，暴风雪，飓风和高、低气压系统。因此对流层是大气层中直接回应并影响生态系统活动过程的部分。对流层顶是对流层与平流层之间的边界。在热带地区，它位于大约16km高处，此处的对流层温度最高因此气压随高度下降地最慢（见公式2.1），而极地的对流层顶则在9km高处，是对流层温度最低的地方。对流层顶的高度还随季节变化，冬季时低于夏季。
行星边界层（PBL）是对流层最低的部分，受大气层与地表的混合影响。PBL中的空气受到产生对流湍流的地表加热，及空气运动时与地表摩擦相关联的机械湍流这二者作用而混合。在白昼PBL的高度很大程度上由于对流湍流而上升。当大气层受风暴干扰时，PBL与游离的对流层间混合更为迅速。例如，亚马孙盆地（Amazon Basin）上空的边界层在正午前通常会不断上升，直到正午时被对流运动干扰。（图2.4）晚上没有太阳能驱动对流混合，PBL会变薄。PBL中的空气与游离对流层相对隔离，因此其功能就像地表上方笼罩的一口箱子。因此PBL中水汽，二氧化碳和其他化学组份的变化情况就可以作为地表发生的生物学与生理化学过程的指示器。（Matson ＆ Harriss 1988）举例来说，在城区内PBL常比其上方更稳定的洁净空气含有更高浓度的污染物。在夜晚地表释放的气体，诸如自然生态系统中的二氧化碳或城市环境中排放的污染物，常常会达到更高的浓度，因为它们在一个更薄的边界层中被浓缩了。

图2.4亚马孙盆地没有雷暴雨的一天中从早晨6:00到中午行星边界层高度的增加。地表温度的增加驱动了土壤水分蒸腾和对流混合,导致边界层高度不断增加,直到上升的空气降温至足够凉以使水汽冷凝并形成云层。（经允许按Ecology：Matson ＆ Harriss 1988 重绘）
Local time:地区时间
Height above canopy:林冠上方高度
Previous day’s cloud layer:前日的云层
New cloud layer：新的云层

大气环流
大气环流的基本原因是地表受热不均匀。因为地球是球形的，赤道比极地接收了更多的太阳辐射输入。在赤道的正午，太阳的光线几乎是垂直入射地面的。而高纬地区的低太阳入射角使光线在更大的地表区域展开（图2.5），导致单位面积的地表区域接收的辐射较少。而且，高纬地区的光线还必须以更长的路线穿越大气，所以在到达地表之前会有更多的太阳辐射输入被吸收、反射或散射掉了。地球的这种受热不均导致热带的对流层温度高于极地，并由此驱动大气环流。

图2.5 不同纬度光线输入的大气层与角度效应。与光线平行的箭头显示太阳辐射必须穿越的大气层厚度；与地表平行的箭头显示给定量的太阳辐射分布的地表范围。高纬的生态系统接收到的辐射少于赤道，因为高纬处的辐射穿越大气的路线更长，而散布的地面更广。
Atmosphere：大气层
Sun’s rays ：太阳光线
Axis：地轴
Earth：地球

大气环流包括垂直与水平两部分。（图2.6）通过潜热、显热通量与长波辐射进行的地表向大气的能量传递产生了地表的强烈加热。这种升温使地表空气膨胀,密度小于周围空气，于是开始上升。在其上升过程中，大气压随高度增加而下降，导致空气持续膨胀（见公式2.1），使其分子平均动能下降，因此上升的热空气逐步降温。干绝热直减率是指一团空气在大气层中垂直移动并不发生与周围空气的能量交换时所历经的温度变化，约为9.8℃Km-1。降温也会导致冷凝与降水，因为冷空气保持水汽的能力低于暖空气。冷凝反过来又会释放潜热，从而减缓上升空气膨胀时的降温速度。这种潜热释放使上升空气比周围空气更暖，于是持续上升。其结果是湿绝热直减率在地表附近为4℃Km-1，在对流层中部上升至6-7℃Km-1。上升空气中所含水分越高，就会释放越多的潜热来驱动对流上升，这有助于形成热带潮湿地区的强烈雷暴雨和深厚边界层。平均直降率随不同地区而变化，由地表加热强度决定，而平均值为6.5℃Km-1。
赤道的地表空气上升最强，因为赤道加热强烈，并且潮湿空气上升冷凝后释放了大量潜热。这些空气将一直上升至对流层顶。赤道空气的膨胀同时产生了水平气压梯度，导致赤道空气在高处沿对流层顶由赤道向极地流动。（图2.6）这些向两极流动的空气由于向太空释放长波辐射而降温。而且，这些空气在向两极的运动中被集中至较小体积，因为由赤道至两极的地球半径和地表大小都在缩小。降温与体积缩小使空气密度增加，产生的高气压令上层空气下降，迫使地表空气回到赤道以补充上升了的赤道地表空气。哈得莱（Hadley）于1735年提出的这种大气环流模型认为在南北半球，由赤道大气的受热上升和两极大气的沉降所驱动，应各自存在一个巨大的环流。费雷尔（Ferrell）在观察的基础上于1865年提出了我们今天仍在使用的概念模型，虽然实际的动态变化要复杂得多。这个模型将大气环流描述为在每个半球各存在一系列的三个环流。（1）哈得莱环流（Hadley cell）由赤道大气的膨胀上升所驱动；（2）极地环流（polar cell）由极地冷缩空气的沉降所驱动；（3）两者中间的费雷尔环流（Ferrell cell）间接地由大气的动力学过程驱动。（图2.6）事实上与其说费雷尔环流是一个永久性的大气稳定特征，不如认为它是中纬地区天气系统在长时程上形成的平均传输过程。这些中纬天气系统的混沌运动产生了一个向两极的净热传输效果。这三个环流将大气细分为三个独立部分：赤道与南北纬30°之间的热带气团；南北纬30°－60°之间的温带气团；以及南北纬60°与两极之间的极地气团。（图2.6）这些环流的纬度位置对应于地表受太阳加热的纬度变化会发生季节性移动。

图2.6 地球的纬向大气环流由赤道的上升空气和两极的沉降空气所驱动。这些驱动力和科里奥利力一起产生了大气垂直环流的三个主要部分（哈得莱，费雷尔与极地环流）。由于强烈的加热，赤道地区的空气变暖上升。到达对流层顶后，这些赤道空气向两极运动至南北纬30°，在这里它们下降后即可回到赤道从而形成哈得莱环流，也可继续向两极运动。极地的冷稠空气发生沉降并向赤道移动直至它们在南北纬60°附近与向两极运动的空气相遇。在这里空气上升后即可向两极运动以补充极地上空沉降的空气（极地环流），也可向赤道运动以形成费雷尔环流。同时，本图还显示了大气环流的水平格局，由地表盛行风构成（热带的偏东信风带和温带的西风带），这些地区间的边界既有上升气流的低压带（热带辐合区（ITCZ）与极锋），也有沉降气流的高压带（副热带高压带和两极）。
Cold subsiding air:沉降冷空气
Warm rising air:上升暖空气
Polar front:极锋
Subtropical high pressure:副热带高压
ITCZ：热带辐合区
Westerlies:西风带
NE tradewinds:东北信风带
SE tradewinds:东南信风带
Hadley cell:哈得莱环流
Ferrell cell :费雷尔环流
Polar cell:极地环流

地球的自转导致风向在北半球向右偏移，而在南半球向左偏移。地球与其大气每天绕地轴自转一周，自转方向为自西向东。因为赤道地区的大气比高纬大气更远离地轴，所以大气绕行地球的线速度有一个相应的极向递减。当一团空气南北向运动时趋向于保持原有角动量（Ma），正如当你在冰封的路面上试图刹车或启动时车子会趋向于保持原有动量。
            Ma＝mvr               (2.2)
式中m为质量，v为速度，r为自转半径。若空气的质量保持恒定，则速度与自转半径呈倒数相关。例如我们知道溜冰者可以通过收臂来增加旋转速度，就是因为这样减少了有效半径。从赤道向极地移动的空气绕地轴的自转半径变小。因此，当它向两极移动时为了保持角动量，会相对于地表更快的运动（即自西向东运动）。（图2.6）相反，向赤道移动的空气绕地轴的自转半径增加，为保持角动量，它相对于地表减慢运动（即自东向西运动）。这样就造成空气相对地表在北半球向右偏移而在南半球向左偏移（图2.6），从而形成大气水平环流在北半球的顺时针格局和南半球的逆时针格局。这种造成空气相对于地表改变方向的角动量守恒，以科里奥利力（Coriolis force）之名著称。科里奥利力是一种伪力，只是因为地球在自转，而我们又以地表为参照系观察运动所以才会出现。类似的科里奥利力还在洋流中起作用，产生北半球的顺时针海水环流和南半球的逆时针环流。
大气的垂直与水平运动之间的相互作用产生了地球的盛行风（即最常出现的风向）。当哈得莱环流的空气沿对流层顶向两极移动时，受科里奥利力作用朝西偏移－那就是说它从西吹来（图2.6）。这阻止了向两极运动的空气像Hadley的单环流模型假设的那样到达两极，并导致空气在南北纬30°附近积聚形成高压带，使空气下沉。一些下沉的空气回到赤道地表，从而完成哈得莱环流。（图2.6）极地－赤道温度梯度与科里奥利力产生的运动之间的相互作用解释了为什么每个半球存在三个大气环流而不是像Hadley假设的那样只有一个。在大气主要环流之间的边界层存在相对较陡的温度与气压梯度，和科里奥利力一起，在对流层上部很大的一个高度范围内产生强风，亦即副热带和极地的喷射气流。科里奥利力解释了为什么这些气流是西风（即自西向东吹）。
在地球表面，盛行风的方向视空气运动朝向或背离赤道而定。在热带，哈得莱环流中的地表空气从南北纬30°流向赤道。在北半球，这种气流受科里奥利力作用而向右偏移形成东北信风（即从东北方向吹来的地面风）。南纬30°朝向赤道的气流则偏移向左，形成东南信风。这些赤道风系以吹东风占优势。从南北半球吹来的地表气流汇聚的地区被称为热带辐合区（ITCZ），此处的上升气流产生一个微风和高湿度的区域（图2.6），被早期航海者命名为赤道无风带。南北纬30°的下沉气流也产生相对较弱的风，这个区域被称为副热带无风带。南北纬30°－60°之间地表的向两极气流受科里奥利力作用向东偏移，形成盛行西风带，即自西吹来的地表风系。
ITCZ和每个环流的位置会发生季节性漂移，因为地球与其绕太阳公转的轨道平面呈23.5°倾斜，导致太阳辐射输入最大的地区从夏至冬不断变化。这种环流的位置变化有助于形成气候的季节性。
地球表面的海陆不均匀分布产生了地表加热的不均匀格局，改变了气候的普遍纬度趋势。在南北纬30°处，较凉的海洋上空的大气比较暖的陆地上方空气温度更低，密度更高，因此发生更强烈的下沉。海洋上空的强烈下沉气流产生了大西洋、太平洋和南半球海洋上空的高压带（前二者分别称为百慕大高压和太平洋高压）（图2.7）。北纬60°上升气流处，在冰岛和阿留申群岛上空存在非永久性的低压带（分别称为冰岛低压和阿留申低压）。这些低压实际上是中纬度风暴路径的时间平均，而不是大气环流的稳定特征。在南半球，南纬60°处鲜有陆地；因此，此处由一条贯通的低压槽,代替了若干独立的低压中心。由于下沉气流造成的气压梯度与科里奥利力之间的相互作用，北半球高压中心的下沉空气呈顺时针螺旋外流，而在南半球则是逆时针方向（图2.7）。而对于低压中心，在北半球风呈逆时针螺旋涌入，在南半球则为顺时针方向。低压中心的空气上升以平衡高压中心的下沉空气。这些垂直与水平运动的长时程平均效果造成了被描述为费雷尔环流的垂直环流（图2.6）和通常在气象图上可以观察到的高、低压中心水平格局（图2.7）。
这些对预想中东西向盛行风系的偏离在行星尺度上被组织起来，以行星波而知名。这些波同时受到海陆加热对比与诸如落基和喜马拉雅山脉这样大型山脉的位置所影响。这些山脉的阻碍迫使北半球的西风带垂直上升并转向北方。而在山脉的下风处,空气下沉并向南移动,形成气槽,这很像在快速流动的河水湍流中由河床的岩石位置控制着驻波的出现。由于极地空气的向南运动，槽中的气温相对较低，而嵴部的气温较高。例如，在北美洲东部落基山脉下风区上空的气槽导致了北美东部气温较低，并且极地森林界线偏南。尽管行星波有其偏好位置，但它们并不是固定的。行星波的数量与位置变化会改变地区气候格局。这些环流格局的阶跃变化被称作气候类型。
行星波与主要的高、低压中心的分布解释了大气层水平运动的许多细节，进而解释了生态系统的分布格局。举例来说，主要高、低压中心的位置解释了湿度温和的空气向南北纬60°大陆西海岸的运动，此处正是世界上温带雨林出现的地方（例如美国西北部与智利西南部）（图2.7）。而南北纬30°的副热带高压中心使极地冷空气沿大陆西海岸向赤道移动，造成此处的干燥的地中海式气候（图2.7）。而在同纬度的大陆东海岸，副热带高压使赤道暖湿气流向北移动，产生潮湿的亚热带气候（图2.7）。



图2.7 一月（A）和七月（B）的地表平均风向格局与海平面气压分布。图中H:高压中心;L：低压中心
January：一月
July：七月
Latitude:纬度
Longitude:经度
Siberian high:西伯利亚高压
Aleutian low:阿留申低压
Pacific high:太平洋高压
ITCZ：热带辐合区
Bermuda high：百慕大高压
Icelandic low:冰岛低压
Thermal low:热低压
彩色插图
插图1 地球主要生物群落的全球分布与各群落代表性地点月平均温度和降水的季节格局。（Bailey 1998）气候数据为选定地点2000年全年完整记录的月平均值。
Temperature：温度          Precipitation：降水
Jan：一月       Jul：七月      Dec：十二月
Ice：冰   Temperate grassland:温带草原   Desert and arid shrublands:沙漠与干旱灌丛
Tundra:冻原  Temperate forest:温带森林  Tropical and subtropical forests:热带亚热带森林
Boreal forest:北方针叶林  Mediterranean shrubland:地中海式灌丛 Savanna:热带稀树草原

 插图2 年平均温度与年降水量的全球格局。（New et al. 1999）温度在赤道处最高，在两极与海拔高处最低。
 Temperature in Degrees Celsius:摄氏温度
 Annual Precipitation in Centimeters:年降水量（厘米）

 插图3 净初级生产力的全球格局。（Foley et al. 1996, Kucharik et al. 2000）生产力格局对降水的相关性大于温度，其中包括湿度在调节生物圈生产力中所起的很强作用。
 Net Primary Productivity:净初级生产力

 插图4 根据观察与模型模拟为基础的物种丰度全球分布。气候被作为一种过滤器来减少分配策略的数量。（Kleiden ＆ Mooney 2000）
   全球生物多樣性：維管植物的物種數
生物多样性分区（DZ）：每10,000Km2中物种数
海水表面温度
Cold current:寒流    Ice：冰

海洋
 海洋结构
海洋包含相当稳定的分层结构，各层之间的垂直混合受到限制。在太阳从底部加热大气层的同时它也在从顶部加热海洋。因为热水的密度低于冷水，所以海洋保持着相当稳定的分层，不会轻易混合。最上部温暖的那层表层水直接与大气层相互作用，根据风力驱动的混合深度可延伸至75－200m不等。绝大部分的初级生产，腐食生产和分解都发生在表层水中（参见第十章）。海洋环流与大气环流的另一个主要区别在于，海水的密度是由温度与盐度同时决定的，因此和暖空气不同，温暖的海水是可以下沉的，只要它足够咸。
在温暖的表层海水和中层深度（200－1000m）更凉的较咸海水之间存在相对较陡的温度梯度（温跃层）和盐度梯度（盐跃层）。（图2.8）这两种垂直梯度使表层水密度低于深层水，产生稳定的垂直分层。因此深层海水与表层水的缓慢混合要经历成百上千年。尽管如此，这些深层海水在元素循环，生产力和气候中都起着关键作用，因为它们在长时程上是驱动海洋生产的碳汇与营养源。（参见第十、十五章）涌升区的深层海水快速涌向海洋表层，为高水平的初级、次级生产力（无脊椎与脊椎海洋动物）提供支持，也是许多世界主要渔场的所在地。

图2.8 典型的海洋温度与盐度曲线。温跃层（T）和盐跃层（H）是温度和盐度随深度相对变化最快的区域。这两个转变区域通常近似的重合。
Temperature：温度
Salinity：盐度
Depth：深度
Surface water:表层水
Intermediate water:中间层水

海洋环流
 海洋环流在地球气候系统中起着关键作用。在从赤道向两极的纬向热传递中，海洋环流平均占40%，而剩余的60%由大气层传递。海洋在热带是占优势的传热者，而大气层在中纬地区起的作用更大。海水的表面洋流由海面风系驱动，因此其全球格局（图2.9）通常与地表盛行风格局（图2.7）相近。但由于受科里奥利力作用，这些洋流要比风偏转20－40°。这种偏转和大陆边缘的影响使洋流比驱动它的风更圆（术语称之为海水回旋）。在赤道地区，洋流自东部来的信风驱动由东向西流动直至到达大陆，在这里洋流分裂并沿大洋的西部边界向两极流动，将热带的温暖海水带向更高纬度。在流向两极的途中，洋流受科里奥利力作用而偏转。当海水到达高纬地区，其中一部分回到了沿海盆的东部边缘朝向热带的表层洋流（图2.9），而另一部分继续流向两极。
 
图2.9 主要的表层洋流。暖流由实线表示，寒流由虚线表示。
     N. Pacific Drift：北太平洋漂流
     Gulf Stream：墨西哥湾流
     North Atlantic Drift：北大西洋漂流
     Kuroshio C. ：黑潮暖流
     Humboldt C.：洪堡寒流
     Benguela C.：本格拉寒流
     West Wind Drift：西风漂流
     Longitude：经度
     Latitude：纬度

 深层海水显示了一种和风力驱动的表层洋流相当不同的环流格局。在两极地区，尤其是在南格陵兰和南极洲的冬末，冷空气使表层海水降温，密度增加。海冰的形成过程中通过冰的结晶将盐分排出（排盐），增加了表层海水的盐度，因而也增加了其密度。这些冷盐水的高密度使其下沉。这种下降造成南极底层海水离开南极；北大西洋的深层海水离开格陵兰岛，从而驱动了全球中层与深层海洋的温盐循环，最终在各主要海盆之间实现海水的转移（图2.10）。高纬度的高密度寒冷海水的下沉是由低纬度海盆东部边缘深层海水的涌升来平衡的，该处的表层洋流受科里奥利力和东部吹来的信风影响而偏移离岸。温暖的表层海水向两极的净移动则平衡了寒冷的深层海水向赤道的移动。由于温盐循环控制着纬向热传递，所以其强度的变化对气候有重要影响。另外，温盐循环还将碳带至海洋深处，在那里碳将存留数世纪。（参见第十五章）

   图2.10 世界主要海盆中表层与深层海水的环流模式。
          Cold Salty deep current:盐度较高的深层寒冷海水
          Warm shallow current:温暖的浅层海水

  海洋的热容量很高，其升温降温速度比陆地慢得多，因此有缓和邻近陆地气候的作用。举例来说，大不列颠和西欧的冬季气温比相同纬度的北美东岸温和得多，这就是北大西洋暖流（墨西哥湾流向北极的延伸）在起作用（图2.9）。相反，涌升寒流或者由极地向赤道移动的洋流会在夏季为附近的大陆地块降温。例如在美国西海岸由北向南流动的加利福尼亚寒流使加利福尼亚北部的夏季气温低于同纬度的美国东海岸地区。海岸的上风位置受典型的向岸盛行风的强烈影响，因此比支配性的大陆气团下风处的海岸位置具有更温和的气温。北美东海岸的纽约城因此就比内陆城市例如明尼阿波利斯有着相对温和的冬天，但其冬季气温仍低于大陆西岸的城市。这种温度差异在决定全球不同地区产生何种生态系统上起着关键作用。

地形的气候效应
 陆地、水域和山脉的空间分布改变了气候的普遍纬度趋势。水域相对陆地更高的热容量从地区到大陆尺度影响着大气环流。举例来说，东亚地区季节性反转的风向（季风），就是很大程度上由陆地与邻近海域的不同温度反应所驱动的。在北半球的冬季，陆地比海洋更冷，引起了稠密冷空气向南穿越印度流向海洋（图2.7）。但在夏季，陆地比海洋更热。陆地上空的加热使空气上升，反过来从海面上吸入潮湿空气。上升的潮湿气流中水汽积聚，产生大量降水。信风在夏季的北移增强了向岸气流，而印度北方的山脉地形增强了垂直流动，增加了转变为降水的水汽比例。这些风向的季节性变化共同产生了可预测的温度降水季节性模式，强烈影响着生态系统的结构与功能。
 在数公里的尺度范围内，海陆的热差异产生了大陆风与海风。在白天陆地上空的强烈加热导致空气上升，从海洋吸入冷空气。陆地上方的空气上升增加了一定气压产生的高度，导致这些上层空气由陆地向海洋流动。其结果使海洋上空大气质量增加，从而升高了海面气压，使海面空气流向陆地。这样导致的环流和哈得莱环流与亚洲季风遵从同样的原理。（图2.7）而在夜晚，海洋比陆地温暖，海面空气上升，地表风从陆地吹向海洋，使环流反向。海风的净效果是对靠近海洋或大型湖泊的陆地缓和其极端气温并增加降水。
 山脉可通过数种类型的地形影响（即山脉的出现造成的效果）来对地方性的大气环流与气候起作用。当风携带空气沿山脉上风面上升时，空气受冷降温，水汽凝结并形成降水。因此上风面往往寒冷潮湿。当空气沿山脉下风面下移时其湿度较低，产生雨影区，即山脉下风面的低降水区。落基山脉的雨影区向东延伸1500km，导致从科罗拉多州（300mm）到伊利诺斯州（1000mm）的东西向年降水量强烈梯度。（参见图14.1）（Burke et al. 1989）在世界主要山脉的下风面常常能立刻发现沙漠与沙漠化草原（干草原）。山脉系统还可以通过将穿越山谷的风渠限化来影响气候。加利福尼亚州南部的内陆沙漠上空的高气压形成了吹向太平洋的干燥暖风，当其经过漏斗状山谷时被集中，就形成了Santa Anna风系。该风系产生极端干燥的环境，促使猛烈的野火发生。
 斜坡地形在从蚁丘到山脉的各级尺度产生独特的小气候格局。朝向赤道的 坡面（北半球的南坡与南半球的北坡）比其背坡接收到更多辐射，因此环境条件更为温暖干燥。在寒冷或干燥的气候中，朝向赤道坡面上的温暖小气候为增强生产力，分解及其它生态系统过程提供了条件；而在干燥气候下，这类坡面上更干旱的环境则限制了生产。和斜坡与方位（斜坡朝向的罗盘方向）相关联的小气候变异性使一种生态系统类型的群丛可以在其主要分布区之外数百公里的地方存在。在气候快速变化的时期这些局外居群（outlier population）是移植个体（colonizing individuals）的重要资源，因此对于理解物种迁移和生态系统的长时程动态十分重要。
 地形还可以通过高密度冷空气的排流来影响气候。当空气在夜晚降温时，其密度上升，趋于向下风处的山谷吹去（下吹风），并在该处积聚。这样就产生了强烈的逆增气温（冷空气在暖空气之下，与对流层中气温随高度上升而下降的典型模式相反的一种垂直气温分布曲线；图2.3）。逆增气温主要发生在夜晚与冬季，因为此时没有足够的太阳辐射加热来产生对流混合。云层趋向于抑制冬季与夜间的逆增气温形成，因为它们增加了对地表的长波辐射释放。阳光加热的增强或者多风的环境，诸如与强锋面系统的通路相伴，都会打断逆增气温。逆增气温对气候相当重要，它会增强低地生态系统所经受的季节性与每日极端气温。在寒冷的气候下，逆增气温急剧缩短了植物生长的无霜期长度。

植被对气候的影响
  植被通过对地表能量收支平衡的作用来影响气候。气候对地表含水量与植被的地区变异相当敏感。反射率（入射的短波辐射中为地表反射部分所占比例）决定了地表吸收太阳能的量，这些能量随后可作为长波辐射和湍流通量传输给大气层。水的反射率一般较低，因此湖泊与海洋吸收了可观的太阳能。在另一个极端，冰与雪的高反射率使其吸收的太阳能极少，有助于形成令它们持久存留的环境条件。植被的反射率居中，其数值通常从草地（有高反射性的死叶长期存在）至落叶林再到暗针叶林依次递减（参见第四章）。近代土地利用的变化通过暴露的裸地区域的增加已经充分改变了地方性的反射率。土壤的反射率由土壤类型和湿度决定，但一般高于植被，尤其是在干燥气候下。因此过度放牧会增加反射率，减少能量吸收和向大气层的能量传输。其所导致的降温与沉降会降低降水量和植被从过度放牧中恢复的能力。（Charney et al. 1977）诸多陆地表面向气候反馈的巨大数量级显示，陆地表面的变化是地方性气候变化的重要组成部分。（Chase et al. 2000）
  由土壤或植被表面吸收的能量以长波辐射和潜热、显热的湍流通量的形式传输给大气层。这些途径中能量的划分产生重要的气候效果。（参见第四章）显热通量与长波辐射在能量传输发生的地方直接加热大气层。潜热通量将水汽传输至大气层，水汽所贮存的能量当其凝结形成云层或降水时得到释放。通过凝结传输到大气层的能量一般在水分蒸发点下风方向一定距离处才会释放。生态系统结构影响着显热与潜热传输到大气层的效率。风吹过高而不平的树冠层，产生机械湍流，增加了从地表向大气层的热传输效率（参见第四章）。相反，平坦的地表由于只能通过水平对流而无机械湍流，因此向大气层的传热效率低，较易升温。
 植被结构对能量与水分的交换效率起作用，从而影响着区域性气候。亚马孙盆地25－40％的降水来自陆地土壤蒸散的再循环水分（Costa & Foley 1999）。气候模型的模拟显示，如果亚马孙盆地完全由森林变为草原，南美洲的气候会永久性地变为更热而干燥。（Shukla et al. 1990）浅草根比较深的树根吸收水分少，导致低蒸腾速率。（图2.11）因此草原更多的以显热的方式释放吸收的太阳辐射，直接加热大气。模拟结果同时显示广泛分布的由森林向草原的转变造成大气变热与干燥化，削弱了毗邻海洋的水汽传送，造成永久性的降水减少——一种更适宜草原而非森林持续生存的环境条件。这些模拟的工作很好地探索了植被效应对于已相当了解的过程产生的效果。但仍有许多因素无法确定。例如，云量的变化对辐射强度既可产生正效应也可有负效应，视云层的性质与高度而定。由于这些模型在模拟云层产生过程上效果很差，因此其模拟结果应被视作对我们已知过程净效果的一种综合途径，而非对未来的预测结果。
  
图2.11对如果南美洲的雨林被草原替代后，蒸散，地表气温和降水量所会发生的变化，运用普通的环流模型得到的模拟结果。(Shukla et al. 1990)
Evapotranspiration:蒸散
Surface temperature:地表温度
Precipitation:降水量
Forest:森林
Pasture:草原

  在高纬地区，树木覆盖的景观由于其低反射率在融雪前比冰雪覆盖的苔原吸收了更多的太阳辐射。模型模拟结果显示6000年前林木线的北移可能降低了区域性反射率并增加了能量吸收，足以解释当时发生的一半气候变暖现象。（Foley et al. 1994）温暖的区域气候反过来更适宜于树木在林木线处的繁殖和移植生长（Payette & Filion 1985），为区域变暖提供了正反馈机制。（参见第十二章）因此关于未来气候对植被影响的预测也必须考虑到生态系统对气候的反馈作用。
  反射率，潜热、显热通量之间的能量划分和地表温度同样影响着传输到大气层的长波辐射量。（图2.2）这是由于长波辐射对地表温度的依赖性。当地表吸收大量辐射输入（低反射率），缺乏水分以蒸发，和/或表面平坦无法向大气层有效传输潜热、显热的湍流通量时，地表温度趋向于升高。（参见第四章）举例来说，沙漠，由于其干燥平坦的表面导致地表温度高，而且缺乏水分以支持可使土壤降温的蒸发，所以会净损失大量的长波形式的能量。

气候的时间变异性
 长时程变化
  长时程气候变化主要由太阳辐射输入和大气层组成的变化所驱动。地球的气候是一个反复变化的动态系统。在气候中会产生频繁的，有时是突然的变化，这一点可由一系列剧烈的冰期（图2.12）和海平面变化来体现。火山喷发与小行星撞击通过影响太阳能的吸收与反射而有助于这些变化的产生。造山运动、山脉的侵蚀和大陆飘移改变了大气与海洋的环流模式。但造成地球气候演化的根本原因还是太阳辐射输入的变化。随着太阳的成熟，其辐射输入在过去的40亿年间不断增加（图2.13）（Schlesinger 1997）在更短的时间尺度上，太阳辐射输入主要由于地球轨道的可预测变化而改变。（图2.14）

图2.12 地球史上的地质时间分期，显示强烈影响生态系统过程的主要冰河事件（由粗实线表示）和生态学事件。注意时间尺度的变化。（Ma＝一百万年）地质学上最近的世（人类世）随着1750的工业革命而开始，以人类在生物圈中占统治地位为特征。（Sturman & Tapper 1996）
ERA:代
PERIOD:纪
AGE:时间
EPOCH:世
MAJOR EVENTS:主要事件
AGE OF HUMANS:人类时代
AGE OF MAMMALS:哺乳类时代
AGE OF DINOSAURS:恐龙时代
PRECAMBRIAN:前寒武纪
PALEOZOIC:古生代
MESOZOIC:中生代
CENOZOIC:新生代
Quaternary:第四纪
Tertiary:第三纪
Cretaceous:白垩纪
Jurassic:侏罗纪
Triassic:三叠纪
Permian:二叠纪
Carboniferous:石炭纪
Devonian:泥盆纪
Silurian:志留纪
Ordovician:奥陶纪
Cambrian:寒武纪
Proterozoic:原生代
Archaean:太古代
Anthropocene:人类世
Holocene:全新世
Pleistocene:更新世
Pliocene:上新世
Miocene:中新世
Oligocene:渐新世
Eocene:始新世
Paleocene:古新世
Breakup of Pangaea:泛大陆分裂
Final assembly of Pangaea:最后一次泛大陆组合
Extensive coal formation:煤炭广泛形成
First land plant:最早的陆生植物
Primitive fish:原始鱼类
First life:最早的生命
Formation of the oceans:海洋形成
Formation of the Earth:地球形成

图2.13自太阳系产生开始地球接收的阳光通量（相对于现在的太阳辐射）（Graedel & Crutzen 1995）
 Solar flux:阳光通量
 Time：时间（单位：十亿年前）

图2.14 导致冰期模式的三种轨道参数的长时程变化。
 Eccentricity：偏心率
 Percent：百分比
 Precession：岁差
 Earth-sun distance in June:六月地球－太阳距离
 Less:少
 More:多
 Tilt:倾角
 Degrees:角度
 Time:时间（单位：千年前）

  三种类型的地球轨道变化影响着地表接收的太阳辐射量。这些变化可用三种参数来描述：偏心率（地球绕太阳轨道的椭度），倾角（地球自转轴与公转平面的夹角）和岁差（以恒星为参照系观察到的地球自转轴的“摆动”，决定着一年中冬至夏至与春分秋分的发生时间）。现在的地球轨道近乎圆周（最小的偏心率），导致与地球－太阳距离相关的太阳辐射输入季节变化相对较小。（Sturman & Tapper 1996）倾角决定着季节现象的强度。现在地球的倾角适中（23.5°），提供了中度的季节性。地球的岁差将冬至和夏至置于十二月和六月，使北半球的冬季相对温和而南半球的夏季较暖。而在过去的地质时期冬至夏至曾发生在一年中的其他日期。这些轨道参数（偏心率，倾角和岁差）各自的周期大约为100,000，41,000和23,000年。根据对海底沉积物与冰核的同位素分析测定，它们合在一起产生的太阳辐射输入的米兰科维奇循环，与过去800,000年中冰期与间冰期的循环相关联。
冰及其内陷空气泡的化学组成提供了冰形成时的古气候记录。Vostok冰核于1980和1990年代在南极洲的Vostok站钻孔得到，显示了过去400,000年间可观的气候变化在很大程度上与米兰科维奇循环相关。（参见图15.2）对该冰核与其它冰核中气泡的分析显示过去的气候变暖事件与二氧化碳、甲烷的浓度上升有联系，为辐射活性气体在过去的气候变化中所起的作用提供了间接证据。最近的人类世中这些气体增加的独特特征在于这种增长发生在地球气候已相对较暖的间冰期。Vostok的记录显示目前大气层中的二氧化碳浓度比过去400,000年间的任何时候都要高。对来自格陵兰的冰核进行精细尺度分析显示，从冰期到间冰期的巨大气候变化可在数十年乃至更短的时间内发生。气候系统如此迅速地转变到新状态，可能与温盐循环强度的突然变化有关，后者驱动着海洋中由赤道向两极的热传送。
从存活和死去树木得到的年轮记录提供了过去数千年的气候信息。年轮的宽度给出了温度与湿度的记录，而木质的化学组成则反映了木质形成时期的大气层特性。在湖泊沉积物的低氧环境下保存的花粉为过去10,000年乃至以上的气候与植物类群提供了一部历史。（图2.15）各个地点的花粉记录组成的网络可以用来构建过去不同时期的物种分布图，并可以提供气候变化之后的物种穿越各大陆的迁移历史。（COMMAP 1988）其它的代表性记录提供了对温度（摇蚊的物种组成），降水（湖泊水平面），pH和地球化学的估量。

图2.15 明尼苏达州西北部一沼泽中的花粉曲线显示过去11,000年间主要树种的变化。（McAndrews 1966）
Time:时间（单位：千年前）
Pollen abundance:花粉多度（占树木花粉总量的百分比）
Drier, cooler climate:寒冷干燥气候
Moister climate:潮湿气候
Drier climate:干燥气候
Warming trend:变暖趋势
Birch:白桦
Alder:桤木
Fir:冷杉
Pine:松
Elm:榆
Oak:橡木

  综合古气候代表记录指出在所有的时间尺度上气候都有其固有的可变性。必须看到，目前由于人类活动而产生的大气、海洋及其它环境变化，是覆盖在自然气候变异性上的附加效应，后者起源于地表特征和地球轨道几何性质的长时程变化。
 地球现在的气候比最近1000年间，也许更长时间内的任何时候都要温暖。（图2.16）这种变暖趋势在地球表面尤为明显，造成巨大的生态效应。（图2.17）有些近期的升温反映的是太阳辐射输入的增加，但大部分升温是由人类活动导致的大气中辐射活性气体浓度增加所引起的。（图2.18）气候模型和最近的观察显示升温现象在远离海洋缓和效应的大陆内部和在高纬地区最为显著。高纬变暖反映了一种正反馈。随着气候变暖，冰雪在一年中更早融化，使得反射性的冰雪覆盖层被低反射率的陆地或水面所代替。这些较暗的表面吸收了更多辐射并将能量传送给大气层，使气候变暖。那些产生更暗或更干燥表面的地表变化同样有助于向大气传输更多热量从而使地表气候变暖。
  
 图2.16 过去1000年间平均地表温度的时间进程。数据代表年际温度差异（反常）的连续40年平均值和1902－1980年间平均气温。注意1998年是最近的千年中最热的一年。（Mann et al. 1999）
   Temperature anomaly:气候反常
   Year:年

 图2.17 地球气候变暖的证据库。平流层臭氧的减少使其吸收的能量减少，从而使平流层降温，允许更多能量穿透到达地面。地表附近升温最显著，已经导致地表空气与海洋的升温和冰川与海冰的融化。（Folland et al. 2001）
  图中文字：
  海洋           陆地             海洋
平流层下部：★★自1979年来降温0.5－2.5℃
对流层   上部：★自1979年来几乎不变
        下部至中部：★★自1979年来升温0.0－0.2℃
                    ★自1960年来升温0.2－0.4℃
地表附近：
★1990年代是千年中             ★★北半球春季冰雪覆       ★自1950年代北极夏  
最热的十年，1998年             盖率：比1966－1986          海冰厚度减少40％   
是北半球最热的一年              平均低10％                 春夏海冰范围减少
★★自19世纪末海洋气温         ★★★20世纪山脉冰川       15％
上升0.4－0.7℃                   大幅后退
★★★自19世纪末海水表面       ★★自1950年来陆地夜    ？自1978年来南极海冰
温度上升0.4－0.8℃               间气温增加的速率是        无显著变化
★全球海洋（至300米深）          白昼气温的2倍
热容量自1950年代每             ★自19世纪末中高纬度
十年增加0.4℃                   湖泊与河流中的冰减
                               少（冰封期减少两周）
                               ★★★自19世纪末陆地气温
                               升高0.4－0.8℃
       ★★★确定事实（可能性>99%）
       ★★相当可能（可能性≥90％但≤99％）
      ★较可能（可能性＞66％但＜90％＝）
      ？中等可能（可能性＞33％但≤66％）


随着气候变暖，空气保持水分的能力增加，因而加强了海洋与其它潮湿表面的蒸发。在上升气流导致水分凝结的地区会有更多的降水。大陆内部和山脉背风面的雨影区较不可能产生降水的大量增加。其结果是，土壤含水量与向河溪的径流在海岸与山区增加，而在内陆地区减少。气候系统的复杂调控和非线性反馈使气候的细节问题凸显，并成为活跃的研究区域。

 年际气候变异性
 大部分气候的年际变化与大气层－海洋系统的大尺度变化相关。叠加在长时程气候变异性之上的就是数世纪来被农民，渔夫和博物学家注意到的年际变化。其中某些变化存在重复性的地理与时间模式。其中一个受到相当关注的现象是厄尔尼诺/南方振荡（ENSO）（Webster & Palmer 1997, Federov & Philander 2000）ENSO事件是大尺度上大气－海洋相互作用的一部分，将赤道太平洋的海水温度变化（厄尔尼诺）与大气层的气压变化（南方振荡）耦合起来。上世纪平均每3－7年发生一次ENSO事件，有较强的不规则性。（Trenberth & Haar 1996）例如，1943－1951年间没有该事件发生，而1988－1999年则发生了3次主要事件。
  在大多数年份，东面吹来的信风将太平洋温暖的表层海水推向西部，因此西太平洋的温暖表面海水层比东太平洋更深。（图2.9；2.19）其结果导致西太平洋的温暖海水与低压中心相结合，造成印度尼西亚的强水平对流和高降水量。东太平洋表层海水的离岸运动造成离开厄瓜多尔和秘鲁海岸的深层寒冷海水的涌升。这些富含营养的寒冷海水维持着一个高产渔场（参见第十章），并使上层空气下沉，导致高压中心形成和低降水量。但有时太平洋高压中心与印度尼西亚低压中心都被削弱，东来的信风也减弱了。于是表层温暖海水向东移动，在东太平洋形成深厚的温暖海水层。这会减弱乃至完全停止寒冷海水的涌升，造成厄瓜多尔和秘鲁海岸的大气水平对流并形成降雨。相反，西太平洋的寒冷海水抑制了水平对流，导致印度尼西亚、澳大利亚和印度的干旱。这种格局通常被称为厄尔尼诺。而“正常”格局相对较强的时期则称为拉尼娜。这种海洋－大气层系统变化的触发因素仍属未知，但可能包括被称为开尔文波的大尺度海浪，其在热带地区太平洋来回穿行。

图2.18 造成地球气候在1750－2000年间变暖的主要气候系统变化。有些变化导致净升温，有些则导致净降温。气候变暖的最大独立原因是大气层二氧化碳浓度的增高，这主要是化石燃料燃烧的结果。（Ramaswamy et al.2001）
Radiative forcing:辐射强度
Cooling:降温
Warming:升温
Level of scientific certainty of the impact:影响的科学确信度
High:高
Medium:中等
Low:低
Very low:很低
CFCs: 含氯氟烃
N2O:笑气
CH4:甲烷
CO2:二氧化碳
Stratospheric ozone:平流层臭氧
Tropospheric ozone:对流层臭氧
Aerosols:悬浮物
Sulfate:硫酸盐
Fossil fuel burning:化石燃料燃烧
Black carbon:碳黑
Organic carbon:有机碳
Biomass burning:生物可燃部分燃烧
Mineral dust:矿尘
Tropospheric aerosol indirect effect:对流层悬浮物间接效应
Aviation-induced:航空产生效应
Contrail:凝结尾迹
Cirrus:卷云
Land-use (albedo):土地利用（反射率）
Solar:太阳辐射

 ENSO事件有着广泛的气候，生态系统和社会后果。强厄尔尼诺时相导致秘鲁鳀类渔业的急剧减产，以及海鸟与海洋哺乳类的繁殖失败和死亡。与ENSO循环相联的极端降水在远离热带太平洋的地区也很明显。厄尔尼诺事件带给亚马孙盆地炎热、干燥的天气，潜在影响着树木生长，土壤碳储量和发生火灾的可能性。温暖的热带海水向北延伸至北太平洋，为加利福尼亚的海岸带来雨水，并引起阿拉斯加冬季的气温升高。从对ENSO的研究中得到一项重要教训：地球部分地区的强烈气候事件，由于和大气环流与洋流相联系的动态相互作用（术语称之为遥相关），可以产生全球性的气候后果。
 北美太平洋（PNA）格局是气候变异中的另一个大尺度格局。PNA正向模式的特征是：北美西部高于平均值的大气压力伴随着温暖干燥的气候；北美东部平均值以下的大气压力和低温。PNA（或类PNA）格局的变异和ENSO的时相有着松散的联系。另一个大尺度气候格局是北大西洋振荡（NAO）。NAO的正向时相与冰岛低压和百慕大高压系统之间气压梯度的加强相关。（图2.7）这增加了通过风和洋流向高纬度的热传输，导致斯堪的纳维亚与北美西部的升温和加拿大东部的降温。尽管对启动这些气候特征的因素还了解很少，这些格局本身和其生态系统效应正在变得更可预测。相比任何线性的气候趋势，未来的气候变化更可能是和这些大尺度气候格局的特定时相出现频率的变化相关。例如，气候变暖可能会增加ENSO事件和NAO正向时相的出现频率。


图2.19 “正常”年份与厄尔尼诺年份南美与印度尼西亚之间热带太平洋海水与大气的沃克循环（Walker circulation）。在正常年份，东来的强烈信风将海洋表层海水向西推动，产生东南亚离岸处的深厚温暖海水层和高降水量以及南美离岸处的寒冷海水涌升流与低降水量。在厄尔尼诺的年份，东风变弱使表层海水可以自西穿越太平洋向东移动，导致东南亚表层水温和降水量的降低以及南美表层水温和降水量的升高。
“Normal” conditions(La Nina event) 正常条件（拉尼娜事件）
El Niño event 厄尔尼诺事件
Westerly aloft 高处的西风
Easterly trades 东来信风
Thermocline 温跃层
Low pressure 低气压
High pressure 高气压
Moderate high pressure 温和高气压
Weak winds 微风
Cold upwelling 寒冷涌升流
Warm upwelling 温暖涌升流

季节与每日变化
太阳辐射输入的季节与每日变化对气候与生态系统有深远但可预测的影响。气候系统可能最容易观察到的变化就是季节和每日变化的模式。地球自转轴相对于绕太阳公转的轨道平面呈固定的23.5°角。这种地轴的倾斜导致白昼长度和太阳辐射率（即单位时间内地球表面接收到的太阳能总量）的强烈季节性变化。在春分秋分，整个地球表面都接收大约12小时的日照。（图2.20）在北半球的夏至，太阳光线在该半球主要为直射，使白昼长度最大化。而在北半球的冬至，太阳光线在该半球主要为斜射，使白昼时间最短。南半球的夏至冬至各比延期6个月。随着纬度增加，辐射输入的变化显著性渐增。因此太阳辐射率和白昼长度的季节差异在热带的环境中相对较小，而在南北极最大。在南极圈和北极圈内，夏至时有24小时的光照，而冬至则一整天没有太阳升起。热带全年温度与光照的同质性其高度的生产力和多样性。在较高的纬度，温暖季节的长度强烈影响着生活型和生态系统的生产力。

  图2.20 地球绕太阳的公转轨道，显示受热最强的区域（ITCZ）一月在赤道南部，七月在赤道北部，而三月和九月在赤道上。
Sun 太阳
January 一月
March 三月
July 七月
September 九月

在给定的气候和生物过程发生速率下，光照和温度的变异在决定生长的植物类型上也起着重要作用。许多生物过程是依赖于温度的，在低温下发生速率也变慢。白昼长度的每日变化（光周期）提供了重要的信号使生物体为气候的季节变化作准备。

生态系统分布与结构和气候的关系
气候是决定全球生物群落分布的主要决定因素。生态系统的主要类型（插图1）和生产力显示出和气候变量诸如温度与湿度有着可预测的关系。（Holdridge 1947，Whittaker 1975）（图2.21，插图2）因此，对气候地理格局的形成原因的了解，如本章中出现过的，允许我们根据地球主要生物群落的生产力和多样性特征去预测它们的分布。（插图3和4）

图2.21 主要生物群落按年平均气温与降水量排序的分布。（Whittaker 1975）
Air temperature 气温
Precipitation 降水量
Tundra 苔原
Boreal forest北方针叶林
Woodland or grassland 林地或草地
Savanna 稀树大草原
Desert 沙漠
Temperate forest 温带森林
Temperate wet forest 温带湿树林
Tropical dry forest 热带干树林
Tropical wet forest 热带湿树林

热带湿树林产生在北纬12°至南纬3°，与ITCZ相对应。白昼长度与太阳入射角几乎显不出季节差异，导致恒久的高温。高太阳辐射量与ITCZ中辐合的东来信风产生强烈的对流上升，导致高降水量（每年175－400cm）。相对少雨的时期很少持续超过1－2个月。热带干树林在热带湿树林的南北两侧产生。它具有更为明显的雨季和旱季，因为ITCZ有季节性的朝向（雨季）和远离（旱季）它的移动。热带稀树大草原在热带干树林与沙漠之间产生。这些稀树大草原是温暖的，降水量低且有高度季节性。南北纬25－30°的亚热带沙漠由于哈得莱环流下降分支的沉降气流而产生温暖干燥的气候。
中纬沙漠、草地和灌丛带在内陆地区产生，尤其是在山脉的雨影区。其降水量低且不可预测，冬季温度低，比热带沙漠的温度变化更极端。随着降水量的增长会呈现从沙漠到草地再到灌丛带的梯度转变。温带湿树林在南北纬40－65°的大陆西海岸产生，此处的西风带吹过相对温暖的海洋，提供了大量的水分资源，并且与极锋相关的移动低压中心也产生高降水量。冬季温和，夏季凉爽。温带森林在中纬度有足够降水以维持树木生长的地区产生，极锋自夏至冬在这些树林南北移动，造成强季节性的气候。地中海式灌丛带位于大陆西岸。在夏季，副热带海洋高压中心和沿岸的寒冷涌升洋流产生温暖而干燥的气候。在冬季，随着风和气压系统向赤道移动，极锋产生的暴风雨提供了不可预知的降水。
北方针叶林（泰加林）在北纬50－70°的内陆产生。冬季气候由极地气团控制而夏季气候由温带气团控制，产生寒冷的冬季和温和的夏季。与海洋水汽源的距离导致降水量低。低于零度的年平均气温导致限制排水的永冻土（永久冰冻的土地），并在低地地区产生排水不畅的土壤和泥炭地。北极苔原是冬夏都在极锋以北的地区，其产生的气候太冷，不能维持树木生长。夏季短暂而寒冷，限制了生物活动，并使能存活的生活型受限。
植被结构在生物群落之间与内部都随气候而变化。每种生物群落类型都有可预测的占优势的植物生长形式。举例来说，热带湿树林中阔叶常绿树种占优势，而对于生长有阶段性过冷或过于干燥的地区，落叶林占优势。在更极端的环境条件下，则各自出现苔原或沙漠。生物群落不是有着明确界限的离散单元，其结构沿气候梯度呈连续变化。例如在热带沿水分梯度，植被从最潮湿地区的高大常绿树种变化至开始出现季节性干旱地区的常绿、落叶树种混生。（Ellenberg 1979）（图2.22）随着气候变得更为干燥，乔木与灌木的体形减小，因为对光线的竞争较少而对水分的竞争更强。这导致生长在干燥环境下的多年生草本植物占优势的缺乏灌木的沙漠。在极端的干旱下，占优势的生活型变为一年生植物和球茎类（在旱季地上部分死亡的多年生草本植物）。在其它纬度，沿水分梯度存在所产生生活型，生长型和叶型的类似梯度。
某些生态系统内部生长型的多样性几乎可以和生物群落间优势生长型的多样性一样大。举例来说，在热带湿树林中，在温暖潮湿气候下的连续季节性生长产生了具有浓密树冠的巨树，以在光线竞争中截获更大部分的辐射输入。于是光线成为生态系统内部多样性的主要驱动者。能到达林冠层并接近阳光的植物能有效地与高大乔木竞争。这类生长型包括藤本植物，它们寄生于大树上以获得支持力，因此不必将碳投入到强壮茎干的生长中。以这种方式藤本植物可以快速生长到林冠层。附生植物在热带湿树林的林冠层中也很常见，它们在该处可接收到大量光线，但其根系局限在林冠层内，因此生长常受到水分限制。因此附生植物进化出不同的特化器官以捕获水分和营养。而适应于林冠层下的弱光环境，广泛存在缓慢生长的各种亚林冠乔木，灌木和草本植物。（图2.22）因此光线很可能是热带潮湿地区的浓密森林中结构多样性的普遍驱动者。

图2.22 沿热带的一个温度保持相对恒定的降水量梯度，占优势生活型的变化。（Ellenberg 1979）
Canopy height 林冠高度
Vegetation 植被
Life forms 生活型
Evergreen forest 常绿林
Evergreen seasonal forest 常绿季相林
Half-evergreen forest 半常绿林
Drought deciduous forest 干旱落叶林
Trees 乔木
Soft-leaved evergreen 软叶常绿
Hard-leaved evergreen 硬叶常绿
Epiphytes 附生植物
Vines 藤本植物
Shrubs 灌木
Drought deciduous 干旱落叶
Perennial herbs 多年生草本
Annuals and bulbs 一年生植物与球茎类

那么，什么决定着那些水分而非光线成为限制因素的地区的结构多样性呢？沙漠，尤其是温暖的沙漠，有着巨大的植物类型多样性，包括常绿与落叶的小型乔木和灌木，肉质植物，多年生草本植物和一年生植物。这些生长型在垂直方向并不呈现可良好定义的划分，却显示出和水分可利用量相关的水平格局。对水分的竞争的结果是出现了对有限水分供应多样化的获取，贮存和使用策略。这导致了范围广泛的生根策略和逃避与耐受干旱的能力。
物种多样性从赤道向高纬递减，并在很多情况下随海拔从低到高递减。物种丰富的热带地区在10,000Km2的区域内可供养5000以上的物种，而在北极高纬地区同样的区域内只有少于200种生物。（插图4）许多动物团体显示出近似的多样性纬度格局，部分是因为它们依赖于植物多样性的基础。气候，物种辐射可获得的进化时间，生产力，干扰频度，竞争相互作用，可利用的土地面积和其它因素都被假设为有助于全球的多样性格局形成。（Heywood & Watson 1995）与全球多样性格局相关最明显的是某些尺度上的气候与相关的生态系统过程。仅包含气候因素的模型，作为某地区可能产生植物功能类型的过滤器，可以再现结构与物种多样性的全球普遍格局。（Kleiden & Mooney 2000）勿庸置疑，物种多样性地理格局的实际原因要复杂得多，但这些模型和其它分析显示人类造成的气候，土地利用的变化和外来物种入侵会改变多样性的未来格局。

总结
辐射输入输出之间的平衡决定了地球的能量收支平衡。大气层将大约一半的太阳短波辐射输入传给地表，而吸收了地球释放的长波辐射输出的90％。这使得大气层基本上是从底部被加热，并由此产生大气对流运动。因为热带从太阳吸收的能量比释放到太空的多，而极地流向太空的能量损失多于对太阳辐射的吸收，所以产生了大气环流的大尺度格局。这些环流将热量从赤道传向两极以均衡这种不等性。在此过程中，它们在每个半球产生三个相对独立的气团：热带气团（南北纬0－30°），温带气团（南北纬30－60°）和极地气团（南北纬60－90°）。主要的高压区域有四个(两极和南北纬30°)，这些地区的空气下沉，降雨量低。副热带高压带是地球上主要沙漠所在的区域。主要的低压区域有三个（赤道和南北纬60°），其空气上升，降水量高。这些地区维系着赤道的热带雨林和北美西部与南美南部的温带雨林。在从赤道向两极的热量传输中，洋流占到了40％。这些水流由表面风系和高纬度的寒冷高盐海水沉降流所驱动，而由低纬地区的涌升流来平衡。
区域的和地方的气候格局反映了地球表面的异质性。海陆的不均匀加热通过形成盛行高压与低压的区域改变了气候的普遍纬度格局。这些气压中心和主要山脉的位置指引着风暴轨迹，这些风暴强烈影响着区域气候格局。海洋和大湖还能使相邻陆地的气候温和化，因为它们的高热容量使其升温降温比陆地慢的多。这些热反差产生季节性风系（季风）和日间风系（海风与大陆风），影响着相邻陆地。山脉还产生降水量和截获阳光辐射量的异质性。
植物对气候的影响是通过改变地表反射率，后者决定着地表对辐射输入的吸收量和以长波辐射与显热、潜热的湍流通量形式释放到大气层的能量值。长波辐射和显热通量直接加热大气层，而潜热向大气层传送水汽，影响地方性的气温与提供降水的水汽资源。
气候在所有的时间尺度上都是可变的。气候的长时程变化很大程度上由太阳辐射输入与大气层组成的变化所驱动。叠加在这些长期趋势上的是可预测的气候季节与每日模式。还有和诸如厄尔尼诺/南方振荡之类现象相关的重复模式。这些振荡导致在几年至数十年的时间尺度上气候地理格局的广泛变化。未来的气候变化可能反映这些大尺度气候模式的频度变化。

复习问题
1． 描述地表与大气层的能量收支平衡。地表通过哪些主要途径吸收能量？大气层呢？云层和辐射活性气体在决定这些途径相对重要性时所起的作用？
2． 为什么对流层底部最暖而平流层顶层最暖？这些大气层分层各自如何影响生态系统的环境？
3． 解释太阳如何不均匀加热地球及其导致的大气环流如何产生主要的气候纬度分区，诸如以热带雨林，亚热带沙漠，温带森林和北极苔原为特征的地区。
4． 地球的自转（及其结果科里奥利力）和地球表面分裂为陆地和海洋是怎样影响气候的全球格局的？
5． 地球大气层的化学组成怎样影响气候？
6． 是什么导致表层洋流的全球格局？为什么深层海水的洋流与表层不同？深层与表层洋流连接的本质是什么？
7． 洋流在全球，大陆与地方尺度上如何影响气候？
8． 地形在大陆与地方尺度上如何影响气候？
9． 导致气候长时程变化的主要原因是什么？你预测100年后的未来气候会和今日有何不同？10,000年后，20亿年后呢？解释你的答案。
10． 解释印度尼西亚，秘鲁和加利福尼亚的气候年际变化是如何相互联系的。这些模式会影响北美东部或欧洲么？如果会的话，怎样影响？
11． 解释每种主要生物群落类型全球分布的气候基础。用全球风系和洋流图解释这些分布。
12． 描述你出生地的气候。用你对全球气候系统的理解解释为什么在该处会有这种特定气候。

扩展阅读
Ahrens, C. D. 1998. Essentials of Meteorology: An Invitation to the Atmosphere. Wadsworth, Belmont, California.
Bradshaw, M. and R. Weaver. 1993. Physical Geography. Mosby Press. St. Louis.
Graedel, T.E. and P.J. Crutzen. 1995. Atmosphere, Climate, and Change. Scientific American Library. New York
Oke, T. R. 1987. Boundary Layer Climates. Second Edition. Methuen, London.
Skinner, B. J., S. C. Porter, and D. B. Botkin. The Blue Planet: An Introduction to Earth System Science. Second Edition. Wiley, New York.
Sturman, A. P., and N. J. Tapper. 1996. The Weather and Climate of Australia and New Zealand. Oxford University Press, Oxford