熱帶林生態系 永續社林雨莊編譯
熱帶林生態系 永續社林雨莊編譯
一般來說，降雨量多寡主要受到冷或溫暖的洋流的影響，冷洋流帶來乾燥少雨，溫暖洋流帶來豐富的降雨。還有迎向風的山坡多雨，山的背風側少雨。但是赤道地區是地球上最多雨的地方之一，溫暖海水蒸發，帶來旺盛的對流雨。例如，巴西貝倫(Belém)在北緯1.45°，一年平均下雨量約為2,438mm。卡宴(Cayenne)是法屬圭亞那的首府，位於南美的東北部，距赤道稍遠，位於4.9°N，但甚至更濕潤，年平均降雨量為3203mm。相比之下，舊金山在北緯37.78度，一年平均降雨561mm。
這三個城市都靠近大海。當然，舊金山和卡宴都在海岸帶，但是貝倫區位於內陸幾公里處，儘管它位於寬闊的托坎丁斯河旁邊。顯然，離大海的距離不可能使其中兩個城市比第三個城市多雨。實際上，正是由於高溫和大量水的共同作用，赤道降雨才產生。
當地球繞太陽繞軌道運動時，其軸的傾斜意味著第一個半球然後另一個面向太陽。在向太陽傾斜並享受夏天的半球中，太陽在天空中的升起高於冬天。但是，在舊金山，太陽永遠不會直接高過頭頂。在北半球的仲夏節，正午太陽到達天空的最高點時，太陽直接在熱帶的巨蟹頭頂上空-這是南半球的仲冬日。仲夏節(也稱為夏至)過後，太陽似乎在朝相反的半球移動時朝著赤道移動。它在春季和秋季的春分點穿過赤道，在這一天太陽在地球上空精確地停留在地平線上方12個小時，而在地球下方在地平線上停留12個小時。
北回歸線以南熱帶地區和南回歸線以北熱帶地區(北緯23.45°和南緯23.45°之間)。想像一下，圍繞太陽的地球軌道標誌著一個以太陽為中心的平盤的邊緣，這個假想的盤被稱為黃道平面。地球軸從垂直於該平面的線傾斜23.45° 。這就是為什麼兩個熱帶地區都在這裡，以及為什麼位於南北回歸線之間的區域接收的陽光比地球上任何其他地方都多。
到達大氣層的一些陽光被雲層和淺色的表面反射回太空，但一半以上的光通量過空氣被表面吸收。然後，變暖的表面會加熱與之接觸的空氣。隨著溫度的升高，空氣膨脹。這使其密度降低，並使更濃，更冷的空氣沉入其下方，並將其向上推動。
水會蒸發到地表附近的暖空氣中，但是隨著空氣的上升，它會逐漸變涼，水蒸氣開始凝結成液滴-雲團。冷凝通過釋放潛熱來加熱空氣。潛熱是水分子需要吸收的能量，以使其脫離與水分子結合在一起的鍵，這些鍵將它們像冰一樣鎖在水或高流動性小的小組中，就像液態水一樣。能量是從周圍的介質中吸收的，但它不會改變水本身的溫度。潛在的意思是“隱藏”。當水蒸氣凝結，冰融化以及冰直接昇華成水蒸氣時，釋放出的潛熱量完全相同。
由於釋放潛熱而變暖，使空氣繼續上升，更多的水蒸氣凝結。雲朵變得更大，雲滴變成雨滴。由於熱帶地區的陽光比其他任何地方都多，因此那裡的這一過程比世界上任何其他地方都更加活躍。
上升的空氣也遠離熱帶地區。空氣的這種運動將熱量從赤道區域一直傳到兩極，並使較冷的空氣流向赤道。這種恆定的運動被稱為大氣的整體環流。
即使收到大量陽光，但如果沒有幾乎無限量的水供應，熱帶地區將不會有潮濕的氣候。赤道橫跨太平洋，印度洋和大西洋。它遍及南美和非洲，但在大多數情況下都跨越溫水。因此，幾乎所有地方蒸發都很劇烈，衛星照片通常顯示出密集的雲塊，在靠近赤道的地球周圍形成一條帶。正是這些雲層使赤道地區城市貝倫，卡宴和赤道地區的大多數其他地方降雨較高。
圖3-1 行星風向圖
赤道上方的恆壓區始終處於赤道之上，儘管赤道上方的雲層形成了一條皮帶，儘管雲層之間有很多晴朗的天空。赤道波谷並不精確地位於赤道，而是隨著季節在大約25°N和15°S之間移動。隨著海面溫度的變化，它每年都在變化，並且總是與最高的地表溫度一致。因此，赤道波谷也與熱赤道相吻合，即地球周圍溫度最高的線。它的平均位置以及赤道的位置約為5°N。地球上最溫暖的區域不是地理赤道，而是熱赤道。
沿著赤道低谷的壓力很低，因為那是從兩個半球流向赤道的風匯合的地方。在風會聚的地方，空氣被向上吹掃，正是它們的會聚產生了較低的表面壓力。風匯聚的帶稱為熱帶輻合帶 (ITCZ)。
會聚的風稱為“貿易風”，這個名字在1650年首次被用來描述任何“吹動貿易”的風，即沿著同一條路不斷吹動。貿易是“跟蹤”的詞。自18世紀初以來，術語“貿易風”一直局限於熱帶貿易風。它們在兩個半球，北半球的東北和南半球的東南從大約30度的緯度吹來。它們不會在熱帶地區到處吹或一直吹，但是它們是地球上最可靠的風。
是航海員發現並命名了貿易風。在帆船時代，它們顯然很重要，但危險卻潛伏在它們的北部和南部。在南北緯30° 左右，在順風產生的地方，有時甚至根本不吹風，船舶可能會蒙上陰影。水手們稱這為馬緯度。船上經常載有馬匹，如果給船貼水，飲用水供應可能會減少。然後，一些馬匹可能會死亡並被扔到船上。在ITCZ內部的赤道附近也有類似的危險，那裡的平靜區域被稱為低迷。這些更加危險，因為它們的位置變化莫測，但是在七月和九月之間，低迷有時會一直延伸到整個大西洋，這使得航行的時機變得至關重要。直到現代，水手們都無法使海水可飲用。
貿易風的可靠性使科學家感到好奇。最早嘗試做出解釋的是英國天文學家愛德蒙·哈雷，1686年； 1735年，英國氣象學家喬治·哈德利(George Hadley)提出了哈雷解釋的改進版本。哈德利建議，溫暖的空氣從赤道上方升起，在高空移動到北極和南極，然後沉入地面並流回赤道。哈德利建議，隨著其移動，地球的自轉會將空氣偏轉到西方，因此隨著東北風和東南風的傳播，它接近赤道。現在我們知道，在赤道上方上升的空氣不會直接一直流到兩極。哈德利(Hadley)提出的環流只發生在熱帶地區。
但是，哈德利在貿易風方面幾乎是正確的。在19世紀，美國氣候學家威廉William Ferrel完成了解釋。由於地球的自轉，科里奧利效應導致移動的空氣(和水)在北半球向右擺動，在南半球向左擺動，但在赤道附近完全沒有影響。費雷爾發現，風的偏轉不是地球的旋轉，而是風的相對渦旋，這是空氣和水運動繞垂直軸旋轉的趨勢。有時，貿易風越過赤道。發生這種情況時，相對渦旋作用相反，風從西北或西南吹來，而不是從東北或東南吹來。
他們之間的埃德蒙·哈雷(Edmond Halley)，喬治·哈德利(George Hadley)和威廉·費雷爾(William Ferrel)幾乎成功地解釋了貿易風的原因。在1923年，吉爾伯特·沃克 (Sir
Gilbert Walker)發現了另外一個原因，不僅是因為貿易風的可靠性，還因為另一個令人奇怪的事實，即貿易風在大西洋，太平洋和印度洋的東側特別可靠。在哈德利牢房東側的高壓和低壓的驅動下，它們在北半球以約18 km/h的平均速度吹氣，在南半球以22 km/h的平均速度吹氣在西邊。
在穿越海洋的漫長旅途中，商風聚集了大量的水分。當它們在ITCZ中匯聚時，上升的空氣接近飽和。這就是為什麼在上升的空氣塔中形成的雲層達到如此高度的原因，也是為什麼赤道上空的降雨如此之高的原因。
沃克環流是太平洋赤道上的一股大氣環流。這股環流令南美洲的秘魯及厄瓜多對出太平洋表面的海水輻散，從而造成海底較冷的海水上昇。這股上昇流帶來豐富的養份，令漁獲增加。沃克環流是雅各布·皮葉克尼斯為了紀念沃克的開創性工作，將此環流命名為沃克環流。
吉爾伯特·沃克（Sir Gilbert Walker）是英國氣象學家，曾任印度氣象局局長， 1923年他提出了對哈德利環流的修正，後來發現是正確的。空氣在赤道上空上升，在高空離開赤道，在北緯30°和南緯30°附近下沉到地面，在低層返回赤道。這種環流由哈德利細胞組成，其中夏季約有四個，冬季約有五個。沃克認為，除了這種經向（南北）氣流外，還有一個小而連續的緯向（東西）運動。緯度運動也形成細胞，稱為沃克細胞。如圖所示。沃克環流中的空氣在印尼附近以及西太平洋和東印度洋上空上升。高聳的雲層在上升的空氣中形成並產生强降雨。在高空，上升的空氣分成兩股，向東和向西流動。來自鄰近細胞的溪流匯合併下沉。在地表，空氣再次散開，來自相鄰氣流的彙聚空氣上升。沃克環流在熱帶南美洲、非洲和印尼產生低壓和强降雨區域，以及高壓和低降雨區域
圖3-2 沃克環流
圖3-3 哈德里環流
靠近赤道，全年天氣變化不大。例如，在巴西鄰近赤道的貝倫市，2月是最冷的月份，平均白天溫度為30°C，最溫暖的月份是10月，那時平均白天溫度為32°C。“夏季”和“冬季”之間的差異僅為1.7°C。在圭亞那鄰近赤道的卡宴市(Cayenne)，差異為3.9°C。這些差異遠小於白天和晚上的平均溫度之間的差異，貝倫市的平均溫度為8–9°C，而卡宴的平均溫度大約為6–9°C。在每日溫度範圍遠大於季節性溫度變化的地方，不可能有真正的夏季和冬季。
但是，全年的降雨量都有差異。在貝倫，9月，10月和11月比其他月份乾燥，從8月初到11月底，卡宴的降雨很少。這是區別，區別在於赤道雨林的氣候，每個月至少有一半的天下雨，而熱帶雨林的幾個月中的降雨頻率比那少。貝倫(Belém)屬赤道降雨，為最佳氣候，卡宴屬熱帶雨林氣候，11月平均降雨僅11天，8月為9天，9月和10月為4天。
到8月，ITCZ(熱帶輻合帶)已越過赤道進入南半球。隨著它的消失，匯合處上升的空氣中形成了巨大的雲層，傾盆大雨將森林浸透了。隨後，卡宴(Cayenne)處於4.9°N，超出了這些風暴的範圍，其降雨量急劇減少。如圖所示，ITCZ向南美洲的南部移動很遠，而貝倫(Belem)在1.45°S處距離它足夠遠，可以減少降雨，但減少幅度很小。該地圖將ITCZ顯示為一條銳線，但這具有誤導性。這是一條寬闊的帶子，儘管隨季節而變化，但全年仍在某些地區或非常接近這些地區。貝倫(Belém)就在這樣的區域，但卡宴卻不在。一年一度留在ITCZ內的地方為赤道雨林氣候，而與之相鄰的地方則在ITCZ以外的地方，有幾個月處於熱帶雨林氣候。
這種局限性意味著，已經限於低地的真正熱帶雨林僅佔地球總土地面積的7％。它從來沒有像某些人想像的那麼廣泛。該森林約三分之二是赤道雨林，其餘為對流雨林。
在熱帶雨林的邊緣與南北回歸線間的的熱帶地區，氣候確實有四季。它們的特徵不是溫度的大變化，而是降雨的變化。而不是溫帶緯度的寒冷和溫暖的季節，兩個熱帶季節是乾濕的。巴西的Sena Madureira位於南緯9.1°，靠近亞馬遜盆地邊緣，冬季距ITCZ足夠遠，可以經歷明顯的干旱季節。該地圖顯示了其位置，以及貝倫和卡宴的位置。Sena Madureira的年降雨量約為2062mm，在12月至3月之間(南半球夏季)，每個月至少有一半的時間降雨。冬天下雨少得多。在七月和八月，這是最乾旱的月份，總共只有十天下雨，這些月份的降雨量只有 68mm。
濕季和乾季之間的差異隨著距赤道的距離而增加，但實際上隨著距ITCZ(熱帶輻合帶)的距離而增加。澳洲達爾文的緯度為12.47°S，就在ITCZ的夏季極限之內。在十月和四月之間，它接收到約1,448mm的雨水，但是在冬季(五月至九月)中，它只有33mm的雨水。通常在7月完全沒有降雨，而8月的降雨量很少。在季風氣候的地區，乾濕季之間的對比最為極端。
圖3-4 熱帶幅合帶
赤道和熱帶雨林生長在溫暖潮濕的氣候中，這是由於其低緯度和與ITCZ(熱帶輻合帶)相關的高降雨造成的。熱帶低地的大多數地方氣候溫暖，但並非所有的地方都潮濕，因為該地區迎上了冷洋流。例如，澳洲的大部分地區都位於熱帶地區內部，但內部的很大一部分是沙漠。撒哈拉沙漠的南部位於熱帶地區，西南非的納米布沙漠和智利的阿塔卡馬沙漠的北部地區也是如此。阿塔卡馬(Atacama)是世界上最乾燥的沙漠，那裡的年平均降水量約為10mm，以霧而不是雨的形式到達。一個世紀以來最多一年下雨兩次。
撒哈拉沙漠和澳洲沙漠的低降雨是熱帶輻合帶(ITCZ)的結果。空氣在會聚時上升，失去了大部分水分，並離開赤道。在兩個半球的緯度大約為30°時，這種非常乾燥的空氣會遇到向赤道運動的空氣，並一直沉入地面。它下降時會變暖，以非常乾燥的高溫空氣到達地面。沉降的空氣會產生一個永久性的高表面壓力區域。空氣從高壓中心向外流動，從而防止潮濕的空氣進入該地區，並產生在熱帶地區延伸良好的沙漠氣候。
乾燥的美國西南部、西南非的納米布沙漠和智利的阿塔卡馬沙漠不同。這兩個沙漠都位於各大洲的西海岸，迎向冷洋流，儘管沿海山脈將阿塔卡馬最乾燥的部分與海洋分隔開來。儘管整個熱帶地區的風通常來自東部，雖然在海岸附近，每天的海風要強大得多。由於白天陸地的升溫速度比大海快，夜間的降溫速度更快，因此白天的海浪和夜晚的海風都在吹。下圖顯示了這種情況。
海風應該會在陸地上帶來潮濕的空氣，但是帕拉爾河到海岸的卻是一股洋流，流著冷水-秘魯(或洪堡)洋流流向智利海岸，而本格拉洋流流向納米比亞海岸。空氣越過水流被冷卻。它的一些水分凝結形成霧，但更重要的是，冷空氣仍靠近表面。它不會上升產生可能會下雨的雲。
加拉帕戈斯群島距離厄瓜多爾海岸約1,046公里，並且在0.5°S時幾乎在赤道上也有這種氣候。它們直接位於秘魯洋流中，儘管被大片海洋包圍，但它們每年僅收到102mm的降雨，所有降雨均在1月至4月之間。在這種條件交匯中，他們並不孤單。加那利群島距離北非海岸約100公里，位於寒冷的加那利海流中。主要城市拉斯帕爾馬斯(Las Palmas)每年僅降雨229mm。
殘留在海洋上任何時間的空氣都會聚集水分。由於海洋的升溫和降溫速度比陸地慢得多，因此夏季的海洋空氣要比陸地的空氣涼爽，但在冬季更溫暖。殘留在大陸上的空氣具有完全不同的特徵。天氣乾燥，夏季炎熱，冬季寒冷。在這兩種情況下，給定高度的空氣中的溫度和水分含量在整個所謂的空氣質量中的每個位置都大體相同。
空氣質量有不同的類型。大陸氣團遍布大洲，海上氣團遍布海洋。它們的溫度根據其形成的緯度而變化，但是影響熱帶的氣團是熱帶的或赤道的，因此它們可以分為大陸性熱帶(縮寫為cT)，海上熱帶(mT)，或海洋赤道(mE)。沒有大陸赤道類型，因為海洋覆蓋了大部分的赤道地區。
空氣團一旦形成，便從其發育的源區移開，將溫暖或涼爽，潮濕或乾燥的天氣帶到它們穿越的土地上。大陸空氣帶來極高的夏季和冬季溫度，以及通常乾燥的條件。這是大陸性氣候。海上空氣帶來溫和的冬季，涼爽的夏季，並且全年降雨分佈均勻。這是海洋性氣候。
當空氣質量在大陸或海洋上移動時，其特性可能會發生變化。從太平洋到達北美的海上空氣失去了水分，並在到達大西洋時變成了大陸性空氣。到歐洲時，它已經再次成為海上航空。由於空氣質量變化，氣候具有大陸性和海洋性。氣候科學家可以根據影響它們的氣團記錄或它們的年度溫度範圍和緯度來計算特定地方氣候的大陸性和海洋性。
在世界上的溫帶地區，雨水經常以毛毛雨或陣雨的形式降下。靠近熱帶輻合帶(ITCZ)，天氣不是那樣。暴雨會帶來大部分降雨，平均每周至少有一場大雷雨。
產生雷暴需要非常特殊的條件。必須使幾乎充滿水分的暖空氣上升，而大約16公里高的強風將上升的空氣吹走。
沿著ITCZ，兩個半球的貿易風相遇，暖空氣會聚並上升。這是非常潮濕的空氣，因為風在溫暖的熱帶海洋表面傳播了很長的距離。這些條件非常適合產生可能引發風暴的高聳雲層。
由於空氣的高溫，水在熱帶地區迅速蒸發，而空氣的高溫通過與海洋和陸地表面的接觸而被加熱。隨著溫度的升高，空氣膨脹並變得密度較小。在高密度的空氣中，涼爽的空氣消退並在其下方移動，將溫暖的空氣向上推動並依次變暖。在稱為對流的過程中，暖空氣不斷上升，冷空氣在下降，該過程將熱量從吸收了太陽熱量的表面傳遞到更高水平的空氣。
隨著空氣的上升，其溫度下降。遇見時，水蒸氣分子運動得更慢，彼此花費更多的時間。當空氣達到露點溫度時，水蒸氣開始凝結，該溫度隨空氣中水蒸氣的量而變化。凝結開始的高度(因此也就是雲底的高度)稱為提升凝結水位。
冷凝釋放出潛熱，因為形成了氫鍵，水分子在斷裂並蒸發後會吸收吸收的熱能。潛熱加熱周圍的空氣。它膨脹和上升得更高，引起更多的冷凝，更多的潛熱釋放等。據說這種空氣非常不穩定。
高空風將上升的空氣從雲頂吹走，向上吸引更多的空氣，並幫助雲繼續生長。雲層中的溫度很高，即使在赤道上也是如此，以至於許多雲滴都低於冰點溫度，但仍保持液態。他們是過冷的。雲層還包含冰晶。風將其中一些帶離了雲層頂部。它們進入乾燥的空氣時會蒸發，但通常會形成鐵匠的鐵砧形狀。
雲層出現在很大的時候，這種類型的雲稱為積雨雲。空氣以最高160 km/h的速度向上流動。冰晶和雨滴向下降落，將冷空氣拖入其中並產生下流。隨著它們的下落，雨滴與越來越多的雲滴融合在一起，因此，當它們從雲層的底部墜落時，它們就會變大。烏雲密布，正在下大雨。當冷的下行氣流降為上行氣流時，它僵住了，冷卻上升的空氣並最終阻止其上升。然後，雲可能會在短暫但強烈的陣雨中釋放仍保留的所有水分。
在雲變成雨之前，大型積雨雲經常產生雷聲和閃電。閃電是一種電火花，在雲內部，兩個相鄰雲之間或云與地面之間的電荷區域之間閃爍。閃光燈將其周圍的空氣加熱得如此強烈，如此之快(不到一秒鐘就達到了30,000°C)，以至於空氣爆炸。雷聲是爆炸聲。在全世界範圍內，任何時候都發生約1,500次雷暴。其中許多是在熱帶地區。
科學工作者仍在努力探索暴風雲的一部分如何獲得正電荷，而另一部分如何獲得負電荷。這種電荷分離可能有幾種可能的方式。
圖3-5 白天海洋風與夜晚陸地
季風
在大多數熱帶地區，永久位於熱帶融合區之內的地區，氣候或多或少是季節性的。但是，季節不是通過溫度變化來區分的，而是通過降雨的分佈來區分的。而不是溫暖的夏天和寒冷的冬天，有一個旱季和雨季。這種類型的季節性在世界上具有季風氣候的那些地區最為極端。
季風的意思是“季節”。這個季節帶來的天氣與上一季節大不相同。實際上，有兩個季節或季風，一個是乾燥的，另一個是濕潤的，其特徵是風向的變化。
印度西海岸的氣候說明了季節性差異的劇烈程度。在十月至五月期間，孟買平均降雨量為104mm。夏季季風始於6月，從那時起到9月底，平均降雨量為1,707mm。位於喜馬拉雅山山麓的索赫拉(Cherrapunji)是地球上最多雨的地方之一-但僅一年中的一部分時間。在十月和三月之間，它接收到約838mm的降雨，而在四月和九月之間，則接收到9,957mm的降雨。如果水沒有流走，夏季季風將足以淹沒索赫拉到約10m的深度。在五月和八月之間，幾乎每天下雨。台灣島也受東北季風與西南季風交互影響，東北季風使北台灣冬季也濕潤多雨，降雨豐枯季比僅6：4；西南季風使南台灣冬春乾旱，降雨豐枯季比達9：1。
在冬季，中亞的土地失去了夏季吸收的熱量，並且隨著溫度下降，寒冷的地面將其上方的空氣冷卻。冷空氣沉降，產生大面積的高氣壓。空氣從高壓區域向外流動，並向南升起，穿過喜馬拉雅山脈。隨著空氣在山脈南側平息，其溫度升高。暖空氣比冷空氣能夠容納更多的水蒸氣，因此，空氣的相對濕度(水蒸氣的量佔在該溫度下使空氣飽和所需的量的百分比)降低了。沉降使空氣極其乾燥。空氣沉降也會在地面產生高壓。因此，下沉在山脈南側的空氣產生了從東北方向吹來的風，給印度次大陸帶來了非常乾燥的溫暖天氣。
印度洋的水氣比中亞的土地溫暖，因為海洋的冷卻速度比陸地慢。溫暖的空氣從海上升起，產生一個低表面壓力的區域，該區域從印度上空較高壓力的區域吸入空氣。同時，上升的空氣在中部大陸向東北方向移動，並向高壓區消退。因此，該循環包括乾燥的空氣以較低的水平向西南方向移動穿過印度，以及空氣以相反的方向以高水平移動。
在夏季，陸地變暖的速度要比海洋變暖的快，情況正相反。空氣上升到中亞上方，產生較低的表面壓力，並被從印度洋上空吸入的潮濕空氣代替。喜馬拉雅山脈誇大了這種影響。它們形成了屏障，阻止了夏季風向北移動，但與此同時，青藏高原上的空氣被強烈加熱，從而推動了環流。
熱帶熱幅帶ITCZ在夏季向北移動至25°N至30°N之間。ITCZ和喜馬拉雅屏障的結合所產生的壓力分佈會產生從東到西吹來的高水平風(東風急流)。東風急流加劇了東南亞，阿拉伯海和非洲之角的降雨。這些地圖說明了亞洲夏季和冬季季風之間的差異。
從印度洋向東北移動的潮濕空氣隨著從印度海岸到達內陸的高處而上升。它變得高度不穩定-也就是說，一旦開始上升，它就會繼續上升(請參見專題欄“流失率和穩定性”)-產生高聳的烏雲，帶來了夏季風。
較少的極端季風季節也影響熱帶非洲和南美亞馬遜河流域的東部，夏季季風發生在11月，12月和1月。美國西南部和歐洲部分地區也經歷了溫和的季風季節。
圖3-6 亞洲季風圖
厄爾尼諾El
Niño
每隔兩年到七年，熱帶地區大部分地區的天氣都會發生根本性的變化。乾旱困擾著通常潮濕的地方，而乾旱地區充斥著降雨。
這種變化最早是在秘魯沿海記錄的。那裡的天氣通常很乾燥，但是變化帶來了大雨，這意味著農民可以期待豐收，隨後的一年裡每個人都有很多食物。它帶來了什麼是真正的充足。人們認為這是聖誕節時從上帝那裡得到的禮物，他們稱其為西班牙文“男孩”(ElNiño )。
厄爾尼諾事件是由氣壓分佈的變化引起的。科學家在從澳洲達爾文市和南太平洋中部島嶼塔希提島的氣象站接收到的測量數據中觀察到它出現發展跡象。通常，達爾文的壓力低，大溪地的壓力高。這推動了沃克的環流(請參見第52頁的專題欄)，並且從南美海岸向海上吹的風增強了橫跨熱帶南太平洋的貿易風。順風帶動南赤道洋流，這是洋流，將溫暖的水從南美引向印度尼西亞。溫暖的水在印度尼西亞周圍形成了一個深層，但在南美附近卻很淺。同時，空氣匯聚到印度尼西亞附近的低壓區域。該低壓區是由該區域中的熱量產生的。空氣上升，空氣中的水分從溫暖的海洋中蒸發掉。高高的雲層在上升的空氣中生長，帶來大雨。另一方面，南美沿海地帶則天氣乾燥，因為空氣通過與冷水接觸而被冷卻並沉降，因此幾乎沒有對流將水分帶到陸地上。這是赤道南太平洋兩側陸地上的正常天氣模式。
這種變化稱為南極振盪，因為它發生在赤道以南，始於壓力分佈。達爾文的壓力上升而塔希提島的壓力下降，而沃克環流減弱或逆轉方向。作為回應，貿易風和南赤道海流減弱或改變了方向。溫暖的地表水不再被驅離南美而流向印度尼西亞，強烈的南方濤動可能使之反過來流動。印度尼西亞周圍的溫暖水層變薄，南美海岸以外的地方則變深。然後在東部形成高聳的雲層，給南美洲帶來大雨，空氣的沉降為印度尼西亞帶來晴朗的天空和乾旱。這是厄爾尼諾現象。
結束時，該模式可能會越過通常的狀態，進入一種壓力加劇的狀態，從而導致貿易風吹得比平時更猛，洋流更強烈地流向印度尼西亞。這就是所謂的拉尼娜(LaNiña)，它使通常的天氣變得更加極端—印度尼西亞被雨水淹沒，南美沿海地帶甚至比平常更乾燥。ElNiño和LaNiña 的完整週期被稱為ElNiño-南方濤動(ENSO)事件。
厄爾尼諾現象引起的大雨和洪水氾濫到美國的海灣諸州，而乾旱常伴有野火，影響南部非洲，印度南部和斯里蘭卡，菲律賓，澳洲和中美洲以及印度尼西亞。
圖3-7 厄爾尼諾氣候異常
新幾內亞是位於赤道以南的一個大島。它擁有世界上最大的沼澤之一。低地的年平均降雨量為3,700mm，平均溫度約為30°C。這是一片低地的雨林，一年四季都有積雪覆蓋。
雪位於高山的頂部，並且如地圖所示，新幾內亞的中心沿其整個長度分佈著一系列高山。這些山中最高的是賈亞山，也稱為本扎克亞(Puncak Jaya)。
賈亞山(Mount Jaya)有三個高峰：賈亞克蘇瑪金字塔4,884m，昂加普拉4,862 m和梅倫4,808 m。直到最近，這三個區域都永久被冰覆蓋，但是在過去的一個世紀中，這種情況一直穩定地消失，這可能是因為降落在冰川上的雪地上的積雪減少了。賈亞山(Mount Jaya)是最高的山峰，但其他幾座山峰卻高達4,000m，而且大雪常常在清晨落在他們身上，儘管當天晚些時候會融化。
從地表到對流層頂，空氣溫度隨著高度的升高而降低，對流層頂是標誌著大氣下部區域(對流層)頂部的邊界。在赤道，對流層頂的高度約為16公里，那裡的溫度約為–65°C。如果白天海平面溫度為30°C，則每升高100公尺，它將降低約0.65°C。在4,000公尺處，白天的溫度約為6.4°C，夜間溫度會降至零度以下。
如果潮濕的空氣越過山脈而被迫上升，則會冷卻(請參見專題欄“絕熱冷卻和變暖”在第57頁)，並且水蒸氣可能會凝結。因此，由於雲量低和降雨增加，與低地相比，雲將形成，氣候通常會變得更濕。新幾內亞部分山區的年平均降雨量達到5,000mm。
每天的溫度範圍大於整個赤道地區的季節範圍，山區的日溫度範圍比海平面的日溫度範圍大得多。厄瓜多爾赤道國海邊城市瓜亞基爾(Guayaquil)，北緯2.2度，海拔4.02公尺。其平均溫度介於白天最高32°C和夜晚最低18°C之間。這是14°C的溫差範圍。厄瓜多爾的高山城市基多，緯度為南緯0.2°，海拔是2879 公尺。那裡的溫度範圍在23°C和7°C之間，平均16°C。
基多的溫度範圍比瓜亞基爾的溫差範圍寬，這是因為兩個地方的空氣密度不同。空氣一直被上方的空氣重量壓縮，一直到達大氣層頂部。因此，與靠近大氣層頂部的較高水平的空氣相比，海拔較高的空氣承受的空氣重量更大。在海平面上，空氣密度約為每立方公尺1.23 kg /m 3 。基多的空氣密度約為1 kg /
m 3 。白天，山脈在山區的升溫速度與在海平面的升溫速度相同，但在夜晚，較低的空氣密度使熱量散發更快，因此溫度降低。
低氣壓也使水更容易蒸發。在高山基多，水的沸騰溫度為91°C，而不是100°C。當云層清除後，地面乾燥的速度將比海平面更快。
任何在山上行走的人都知道，氣溫隨著海拔的升高而降低。山區氣候比低地氣候涼爽。但是，這只是最明顯的區別。晚上的溫度比白天的最高溫度下降得低得多。生活在山區的動植物必須在寒冷的夜晚生存。山區氣候也較為濕潤，特別是由於霧(實際上是低雲)造成的每個表面都被濕氣覆蓋。對此，海邊低地的瓜亞基爾的年平均降雨量約為991mm，而山上基多的平均降雨量為1,118mm。但是，當霧消散時，地面乾燥的速度比較低水平的地面快。
新幾內亞島上的賈亞庫蘇馬金字塔錐點(Jayakesuma
Pyramid)位於海拔4,884m，永久冰雪覆蓋了部分地區。植物斑塊很小，但這不足為奇：高峰不高到全年都被雪覆蓋。
儘管新幾內亞的山脈不多，但許多山脈確實有永久性的積雪。在炎炎夏日中雪的下緣被為雪線。其海拔高度隨緯度而變化。南北半球之間也有差異。在新幾內亞的緯度(0°–10°S)，雪線高約5,310
m。在南極洲，雪線全年都在海平面上。
空氣溫度隨著高度的升高而降低，並且與周圍空氣的溫度無關，上升的空氣以穩定的速度冷卻。這稱為絕熱冷卻。沉降空氣的升溫速度相同。
全世界，氣溫隨著高度的升高而下降的速度大致相同，但是靠近赤道的海平面的空氣要比加拿大等國家的空氣溫暖。因此，儘管空氣在各處以相同的速度冷卻，但是從不同的起始溫度開始冷卻。
空氣溫度隨著高度增加而降低的速率稱為流逝速率。通過比較海平面和較低大氣層頂部的實際溫度來計算。其平均值為海拔每升高100公尺降低0.65°C，但由於地表性質和季節性大氣變化而局部變化，各個地方略有不同。1月的赤道約為0.69°C/每升高100公尺，7月約為0.67/每升高100公尺。在北極，一月份的速率為0.94°C/每升高100公尺，七月為每0.45°C/每升高100公尺。北半球的土地比南半球的土地多得多，這也影響了失誤率。
表中給出了兩個半球熱帶地區雪線的平均高度。靠近赤道，南半球的雪線比北半球的雪線高，但是在熱帶地區以外的任何地方，北半球的雪線都更高。
圖3-8 台灣高山雪線
颶風是地球大氣能產生的最大，最猛烈的風暴。在最猛烈的颶風中，它帶來的持續風速超過120 km/小時，帶來的風速超過249 km/小時，陣風要強得多。降雨是暴雨，並導致洪水，滑坡和泥石流。龍捲風會產生更強的風，但是颶風會影響更大的區域，無論如何，它們通常會引發龍捲風。
如果這些風暴在大西洋和加勒比地區發展，則被稱為颶風。在太平洋，它們被稱為颱風，在印度洋北部和孟加拉灣，它們是旋風，在其他地方也有幾個本地名稱。科學家把它們全部稱為熱帶氣旋。它們僅發生在熱帶地區。
熱帶氣旋可以跨越965公里，這意味著氣旋影響的範圍比德克薩斯州大。在中央眼周圍發現了最強的風，但是在旋風分離器邊緣吹來的大風也很容易造成損害。
當這些風暴之一襲擊熱帶森林時，樹木經常被連根拔起。風可以使植物碎屑亂扔數百平方英里。靠近海岸，在旋風和颶風陸上強風的眼低壓的組合導致一個風暴潮，其中大潮上升高得多的比平常。這可能會淹沒低窪的土地，水的力量會使連樹如紅樹林都連根拔起。
這些風暴的影響是巨大的，但是熱帶森林在其整個歷史上都經受了熱帶氣旋的襲擊。大而成熟的樹木被連根拔起，但是這在森林冠層中形成了空隙，使陽光可以到達森林地面。樹木的幼苗被周圍生長的樹木遮擋在風中，迅速生長。同時，席捲至地面的植物材料會迅速分解，從而提供養分來刺激年輕植物的生長。幾年之內，森林中的空白就填補了。由於暴風雨，不同植物物種的比例可能會發生變化，但整個森林都在恢復。
熱帶氣旋是由於遠在海上的大氣乾擾而開始的。空氣壓力低，北半球逆時針旋轉，南半球順時針旋轉。朝中心匯聚的空氣上升並冷卻，產生雲。在此階段，它被稱為熱帶乾擾，可能持續不超過幾個小時。但是，如果存活時間更長，則其中心壓力可能會降低，並且風會增加；那是熱帶低壓。如果持續加劇直到風速超過60 km/小時，它就會變成熱帶風暴並被命名。當持續風速超過120 km/小時，它便成為熱帶氣旋，並保持相同的名稱。
水從溫暖的海洋中容易蒸發，因此上升的空氣溫暖而潮濕。由於地球的自轉，會聚的空氣在北半球向右擺動(在南半球向左擺動)。這就是所謂的科里奧利效應，它決定了整個旋風的轉向。隨著空氣的上升，它所攜帶的水蒸氣會凝結，釋放熱量並導致空氣繼續上升。空氣高度不穩定。
從上方看，一個成熟的熱帶氣旋包括一層螺旋形的雲層，有時高聳至18公里，其中的熱空氣在上升。在中央有一個睜大的眼睛，空氣在此沉陷。眼睛內部的空氣要比周圍雲層中的空氣溫暖，風溫和，天空晴朗。那也是氣壓最低的地方。在最猛烈的風暴中，持續風速超250公里/小時，眼睛的地面大氣壓比平均海平面壓力低10％以上。在眼睛周圍，眼牆包含最大的雲層。那是發現最強風的地方。隨著距眼睛的距離增加，氣壓升高而風速降低。
熱帶氣旋的能量來自水蒸氣的冷凝。因此，它們需要溫暖的海水才能為它們提供充足的水分，並且僅當大面積海面溫度至少為27°C時才能夠發育。距離赤道20度以上的海洋永遠不會溫暖。在赤道和北緯20°至南緯20°之間，海洋在整個夏天變暖，但是在夏天晚了，才足夠溫暖，足以形成熱帶氣旋。因此，熱帶氣旋的季節從夏末持續到深秋。
旋風必須旋轉。科里奧利(Coriolis)效應設定轉向，但在赤道不存在。因此，最初的下凹距離赤道必須不超過5°。這些要求意味著熱帶氣旋僅在5°至20°N和S之間發展，並且僅當海面溫度為27°C或更高時才發展。除南大西洋外，所有熱帶海洋都滿足了必要的條件，在南大西洋除外，直到2004年為止，熱帶氣旋還沒有形成，因為熱帶輻合帶永遠不會移動到大西洋南部。但是，在2004年3月，狂風吹過的藤莖在3月28日橫越巴西聖卡塔琳娜州海岸，在南大西洋上空產生了約每小時145公里/小時的風。這非常不尋常，並且南美熱帶森林僅在該大陸的最北端(北哥倫比亞，委內瑞拉和圭亞那以及蘇里南和法屬圭亞那地區)就有遭受颶風破壞的危險。熱帶氣旋永遠不會到達亞馬遜盆地。
一旦形成，熱帶氣旋就會以時16-24 km/小時的速度向西移動。然後他們離開赤道並加速，有時達到48 km/小時。當它們離赤道越遠時，它們會遇到更強的科里奧利效應。這使他們更加搖擺。熱帶氣旋一旦越過海岸就開始減弱，因為它與提供能量的溫暖海域失去了聯繫。
空氣溫度隨著高度的增加而降低(或下降)。這樣做的速度稱為失敗率。儘管所有空氣中都包含一些水蒸氣，但沒有被水分飽和的空氣(所有水分都以蒸氣而不是液滴或冰晶形式存在)被稱為乾燥。當乾燥空氣絕熱冷卻時，每上升100公尺，它就會以0.98°C的溫度冷卻。這被稱為乾絕熱失效率(DALR)。
當上升空氣的溫度充分下降時，其水蒸氣將開始凝結成液滴。冷凝在露點溫度開始，達到該溫度的高度稱為提升冷凝水平。冷凝水釋放出潛熱，使空氣變暖。潛熱是一種能量，當液態水汽化或冰融化時，它允許水分子彼此分離。它不會改變水或冰的溫度，這就是為什麼它被稱為潛伏的意思，即“隱藏”。當水蒸氣凝結和液態水凍結時，釋放出相同量的潛熱，使周圍環境變暖。因此，上升的空氣隨後以較慢的速度冷卻，稱為飽和絕熱流失率(SALR)。SALR視凝結率而變化，但平均為每100公尺降低0.65°C。
溫度隨空氣中未升高的高度而降低的實際速率稱為環境失效速率(ELR)。通過比較表面溫度，對流層頂的溫度，赤道上為–65°C。和對流層頂的高度(在赤道上方16 km)進行計算。
如果ELR小於DALR和SALR兩者，則上升的空氣將比周圍的空氣冷卻得更快，因此它將始終更冷並且趨向於降低到更低的高度。據說這種空氣是絕對穩定的。
如果ELR大於SALR，則在DALR處以及隨後在SALR處上升和冷卻的空氣將始終比周圍的空氣暖和。因此，它將繼續上升。這樣，空氣絕對不穩定。
如果ELR小於DALR但大於SALR，則上升的空氣將比周圍的空氣冷卻得更快，而保持乾燥，但一旦上升到高於冷凝凝結液位，則冷卻的速度將更慢。起初它是穩定的，但在升高的凝結水位以上會變得不穩定。據說這種空氣有條件地不穩定。它是穩定的，除非滿足條件(上升到其凝結水位以上)，然後它變得不穩定。
穩定的空氣帶來穩定的天氣。不穩定的空氣產生的堆積雲cumu桿菌屬類型。這些雲層的底部處於上升凝結水位，而云層頂部處於上升的空氣損失了足夠多的水蒸氣以使其再次乾燥的高度，因此DALR正在冷卻。但是，如果空氣足夠不穩定，則云可能會成長為高聳的積雨雲。赤道空氣通常不穩定。
空氣穩定性。如果環境耗散率(ELR)小於乾燥耗散率(DALR)和飽和耗散率(SALR)，則空氣是穩定的。如果ELR小於DALR和SALR，則空氣絕對不穩定。如果ELR小於DALR但大於SALR，則空氣有條件地不穩定。
圖3-9 失效性與穩定性
在地球表面上移動但未牢固附著的任何物體均不會沿直線移動。如圖所示，它在北半球偏向右側，在南半球偏向左側。結果，移動的空氣和水在北半球趨向於順時針路徑，而在南半球趨向於逆時針路徑。
法國物理學家加斯帕德·古斯塔夫·德·科里奧利(Gaspard-Gustave de Coriolis，1792-1843年)於1835年發現了這種現象的原因，並將其稱為科里奧利效應。發生這種情況是因為地球是一個旋轉的球體，並且當物體在表面上方移動時，其下方的地球也在移動。該效果曾經被稱為科里奧利“力”，但仍縮寫為“ CorF”，但它不是力，沒有向側面推動或拉動移動物體的作用。
地球每24小時繞其軸旋轉一圈。這意味著表面上的每個點都在不斷移動，並且每24小時返回到其原始位置(相對於太陽)。但是，由於地球是一個球體，因此表面上的不同點的移動距離不同。如果您很難想像紐約和波哥大-或不同緯度的任何其他兩個地方-以不同的速度穿越太空，請考慮一下如果不這樣做會發生什麼：世界會崩潰。
考慮表面上的兩個點，一個在赤道上，另一個在40°N處，這是紐約市和馬德里的近似緯度。赤道(緯度0°)長約40,033公里。那就是赤道上的一個點必須在24小時內行駛多遠，這意味著它以大約1,668公里/小時的速度運動。在40°N，平行於赤道的周長約為30,663公里。該點的行進距離較短，因此移動速度約為1,277公里/小時。
假設您計劃從紐約以南的赤道上的點將飛機飛往紐約(可能會忽略風)。如果您向北行駛，則不會到達紐約。在起飛前坐在跑道上的赤道處，您已經以地球自身的速度以1,668公里/小時的速度向東行駛。當您向北飛行時，您下方的地表也會向東移動，但越遠，速度越慢。如果從0°到40°N的路程需要6個小時，那麼相對於您下方地表的位置，到那時，您還將向東移動9,654公里。但是，表面本身也將在紐約移動約7,562公里。因此，您將不會結束於紐約，而應到達紐約以東2,092公里的地方，穿過大西洋。該圖說明了這一點。
科里奧利效應的大小與人體移動的速度及其緯度的正弦成正比。對以160公里/小時的速度運動的人體的影響比對以16公里/小時的速度運動的人體的影響大10倍。由於sin 0°= 0(赤道)和sin
90°= 1(赤道)，所以科里奧利效應在兩極處最大，在赤道處為零。
科里奧利效應。在北半球，包括空氣和水團在內的運動物體向右偏轉，在南半球向左偏轉。虛線表示初始路徑，黑色線表示偏轉的(實際)路徑。科里奧利效應的後果。一架飛往紐約並向北飛行的飛機會在將其帶出大西洋的路徑上向右偏轉。
圖3-10科里奧利效應