一架海岸警衛隊直升機在卡特裡娜颶風過後從屋頂援救一個災民。（c 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）——新奧爾良市，位於卡特裡娜颶風的路線上。由於大多數居民遵從了颶風前的撤退命令，因此城市大部分地區已經渺無人煙。當颶風來襲時，留下來的居民大都是窮人和無車族。時速大約200千米的大風襲擊了城市，拔倒樹木和電線桿。大風掀起的海水淹沒了沿海地帶。
乍看起來，新奧爾良市似乎可以避免比預想大得多的毀壞，但是最糟糕的情況仍然出現了。好幾處地方——海堤、密西西比河河堤以及龐恰特雷恩湖（Lake Pontchartain）的湖堤坍塌了，堤壩出現災難性的潰決。兩天以後，洪水持續上漲並湧進城市。新奧爾良市大約80%被1—3米的洪水淹沒。據信，風暴在田納西州上空減弱以前，在新奧爾良以及路易斯安那、密西西比和亞拉巴馬州的其他城市中，有將近1200人被淹死（圖4.1）。
圖 4.1 2005年8月卡特裡娜颶風的路徑。
風暴結束後，新奧爾良市被摧毀了。卡特裡娜颶風已被證明是美國歷史上最嚴重的一次自然災害。所有維持城市功能的系統——上下水道、電力網、交通網、電話網——全被損壞。三個星期以後襲擊了墨西哥灣的瑞塔颶風更是雪上加霜。雖然瑞塔颶風的襲擊偏向西部，但是新奧爾良再次遭受洪水災害。兩次颶風之後一個多月，大多數居民仍未被允許返回，因為城市的大部分地區沒有電力，飲用水也沒有恢復供應。
重建新奧爾良需要數十億美元。在重建開始以前，有許多任務必須先行完成：清除碎屑渣土，排走洪水，維修河堤、海堤，清洗有毒物質，重建電力和下水道系統。
像卡特裡娜颶風這樣的風暴無論發生在亞洲還是北美洲，都會造成重大破壞，影響颶風路徑上的每個人的生命。熱帶風暴是天氣現象的一種極端類型。大多數民眾都是「天氣觀察員」，他們懷著很大興趣關注電視上的天氣預報，圍繞天氣事件計劃他們的生活。本章是自然地理學中與天氣和氣候有關的一章，涉及處理諸如卡特裡娜颶風這樣的隨機產生的極端天氣事件中存在的正常的、模式化的現象。
一個天氣預報員要描述某一範圍內（例如一個都市區）當前的狀況，並預報未來的天氣狀況。如果構成天氣 （weather）的要素（如溫度、風和降水）是按給定的時間段（如每一小時）記錄下來的，就能編製出天氣狀況的報表。從長期收集的數據中找出各種趨勢，我們就能表示出典型的天氣狀況。這種狀況的特徵就描述了一個地區的氣候 （climate）。天氣是下層大氣的瞬間情況，而氣候則是對一個地區或一處地方在一個時期內典型天氣狀況的描述。地理學家分析各個地方天氣和氣候的差異，是為了瞭解氣候要素如何影響人類在地球上的居住地。
在地理學中，我們特別關注我們周圍的自然環境。這就是地球大氣層最下部的對流層 （troposphere）吸引我們注意的原因。這個圈層伸展到地面以上大約10千米，幾乎包含了地球上全部的空氣、雲和降水。
在本章中，我們試圖回答通常由下層大氣特徵所產生的問題。通過平均的或平均變量的觀點來討論這些問題，我們試圖提供一個地球氣候差異的情景，這種情景對於瞭解人類利用土地的方式非常重要。概括地說，氣候是瞭解世界人口分佈的關鍵。一般而言，人們很難生活在非常寒冷、炎熱、乾旱、或者潮濕的地區。人們還受到大風暴或洪水的負面影響。在這一章，我們首先探討構成天氣狀況的要素，然後描述地球上的各種氣候。
4.1 大氣溫度
也許，關於天氣的最基本問題就是：「為什麼各地溫度各不相同？」要回答這個問題，需要討論許多概念來幫助我們專注於地球表面熱量聚集的方式。
來自太陽的能量，稱為「太陽能」，這些能量主要在地球表面轉變成熱，然後進入大氣層。並不是地球的每一部分，或者它上空的大氣層都接受同樣數量的太陽能。任一給定地點，所得到的太陽輻射量——日射 （insolation）, 受控於來自太陽的輻射強度和時間。它們取決於太陽光線射到地球的角度和白天日照的時數。這2個基本因素，加上以下5個變量，決定了任何給定位置的溫度：
空氣中的水汽量；
雲量（或總的覆蓋度）；
地球表面的類型（陸地或水）；
海拔高度；
空氣運動的強度和方向。
下面將簡述這些因素。
地軸傾斜
地球的軸——假想的南北極連線，總是處於同樣的位置。它傾斜於鉛垂線約23.5°（圖4.2）。地球每24小時繞地軸自轉一圈，如圖4.3所示。地球自轉的同時，又每年沿著近似圓形的軌道環繞太陽緩慢地公轉（圖4.4）。如果地球不是偏離鉛垂線而傾斜，那麼在一年的公轉過程中，在給定緯度上所接受的太陽能是沒有變化的。太陽光線將直射赤道。隨著太陽離赤道的距離增大，射向地球的太陽光線的角度也在增大，因此減小了太陽能的強度，並使氣候產生了隨緯度變化的規律性變化（圖4.5和圖4.6）。
圖 4.2 地球相對於太陽的位置變化。圖為北半球在夏季的位置（即南半球在冬季的位置）。
圖 4.3 地球24小時繞軸自轉的過程。
圖 4.4 地球每年繞太陽公轉的過程。太陽距離地球大約1.496×108 千米，在圖中未按比例畫出，太陽的體積要比地球大得多。
圖 4.5 注意下方的兩個圖，當地球旋轉時，北極區在6月份沐浴於24小時陽光照射下，而南極區處於黑暗狀態。赤道以北在6月經受的太陽光線最強烈，而赤道以南是在12月。上方兩個地軸不傾斜的圖中則不存在這種情況。
（a）
（b）
圖 4.6 （a）假想的太陽光線在春分和秋分，以及夏至和冬至時的情況。（b）假想來自太陽的三束相等的光線在春分、秋分時射向地球的不同緯度。隨著離赤道的距離增大，太陽光線變得比較分散。這表明太陽光線的強度在高緯度地帶變弱。
但是，由於地軸是傾斜的，太陽能入射的最高位置在一年中就會有所變化。當北半球向太陽傾斜時，太陽的直射光線向北可以遠達北緯23.5°（北迴歸線），這大約出現在6月21日，也就是北半球的夏至點和南半球的冬至點。大約在12月21日，當太陽光線直射點到達南緯23.5°（南迴歸線）附近時，就預示著南半球夏季和北半球冬季的來臨。在一年中的其他時期，地球相對於太陽的位置直接導致太陽光線從大約北緯23.5°向南緯23.5°移動，然後再返回。大約在3月21日和9月21日（春分點和秋分點），太陽光線垂直射向赤道。
地軸傾斜也意味著晝夜長度在一年中會發生變化。地球的一半總是在接受光照，但是只有陽光直射赤道時，全年的每一個白晝才是12小時。隨著太陽離赤道的距離增大，白晝或黑夜的時間也隨之變長，這取決於陽光直射赤道以北還是以南。在夏季，白晝長度從北極圈向北極逐漸增加，在北極達到最大值——24小時。而在同一時期，黑夜時間的長度從南極圈到南極增加，最終可達到24小時。
由於極地夏季白晝有24小時，看起來應該有充分的太陽能可資利用。但是，由於太陽的入射角極為狹小（太陽在天空中的位置低），因此所有太陽能分攤在寬廣的地面上。相比之下，南北緯15°—30°之間的地區，夏季白晝時間較長且陽光入射角接近90°，兩者結合使這兩個地區有大量的能量可供利用。
反射與逆輻射
大部分可能被吸收的太陽輻射，實際上都被反射回外太空，或者擴散到大氣層中，這一過程稱為反射 （reflection）。由懸浮的稠密水分微粒或冰粒聚集而成的雲，反射了大量的能量。淺色的地面——特別是積雪，也反射大量的太陽能。
太陽能量經逆輻射和反射而消失。在逆輻射 （reradiation）過程中，地球表面起著能量交換器的作用。如圖4.7所示，被吸收到陸地和水中的能量以地面輻射的形式返回到大氣層中。在晴朗的夜晚，沒有雲的遮擋或擴散運動，地球把白天吸收和儲存的能量以熱的形式逆輻射出去，溫度就會持續下降。
圖 4.7 設定來自太陽的輻射是100%，被地球吸收的部分（50%）最終被釋放到大氣層中，然後被逆輻射到太空。
地球表面某些種類的物質——特別是水，儲存太陽能的效率較高。由於水是透明的，太陽光線能穿透到水面以下很大深度。如果有水流存在，熱量的分散效率甚至更大；另一方面，陸地是不透明的，所以來自太陽的全部熱量都集中在地表。由於陸地表面有較多的熱量，所以其對能量的逆輻射要比水快。空氣是被地球逆輻射的過程所加熱，而不是被來自太陽的能量穿過空氣時直接加熱的。由於陸地的受熱和變涼比水快，因此，極端炎熱和寒冷的溫度都是在陸地上，而不是在海洋上記錄到的。
陸地附近如果有巨大水體，其溫度變化就比較和緩。請注意圖4.8，與離赤道同樣距離的其他地方（除海岸帶）相比，沿海地區夏季溫度較低而冬季溫度較高。受到水調節作用影響的陸上地區被認為是海洋性環境，而沒有受到附近水體影響的地區則被認為是大陸性環境。
圖 4.8 在特定的緯度，冬季水域比陸域溫暖，而夏季水域比陸域涼爽。等溫線是相同溫度的連線。１
溫度每日以週期性方式變化。在一天中，入射的太陽能超過反射與逆輻射失去的能量，溫度就開始上升。地面儲存的一些熱量，使溫度繼續上升，直到太陽光線的角度變得窄小，所吸收的能量不再超過反射和逆輻射過程失去的能量。並非全部熱量損失都發生在夜裡，只有漫長的黑夜才能耗盡所儲存的能量。
直減率
可以想像，當我們垂直離開地面向著太陽運動時，溫度就會升高。但是對流層裡並非如此。地球吸收熱量並且將其逆向輻射出去。因此，溫度通常在地面最高，隨著高度增加而降低。請注意圖4.9，溫度直減率 （lapse rate，溫度在對流層裡隨著高度而變化的速率）大約平均每1000米為6.4℃。例如，丹佛與派克斯峰（Pikes Peak）之間的高差大約是2700米，通常產生17℃的溫差。在9100米高度飛行的噴氣式飛機所穿行的大氣的溫度大約比地面低56℃。
圖 4.9 典型條件下的溫度直減率。對流層頂是對流層和平流層之間的過渡帶。它標誌著溫度不再隨高度而下降。
然而，正常的直減率並非一成不變。急劇的逆輻射有時能使地球表面以上的溫度高於地面本身的溫度。這種特殊狀況——高度較低處的空氣比高空的空氣涼爽——稱為逆溫 （temperature inversion）。逆溫現象很重要，因為它影響空氣的運動。地面上通常向上升的暖空氣，可能被逆溫層更暖的空氣所阻隔（圖4.10），地面的空氣因此被封蓋。如果空氣中充滿了汽車尾氣或煙塵，就會發展成嚴重的煙霧（見「多諾拉悲劇」專欄）。洛杉磯由於被群山環抱，常常出現逆溫現象，導致陽光變暗形成陰霾（圖4.11）。
圖 4.10 逆溫。（a）溫暖、下沉的空氣層形成蓋層，在接近地面處暫時封蓋了較冷的空氣。（b）注意溫度隨著距離地面的高度升高而降低，直至溫暖的逆溫層，在逆溫層溫度上升。
圖 4.11 洛杉磯地區的煙霧。在逆溫層以下，停滯的空氣充滿了逐漸增多的主要由汽車尾氣產生的污染物。另見圖12.14。
空氣運動對溫度的影響將在隨後的「氣壓與風」一節中詳加闡釋。
專欄 4-1 多諾拉悲劇
1948年10月下旬，一場濃霧降落在賓夕法尼亞州的山谷城鎮多諾拉（Donora）。充滿水分的空氣因被四周的群山及逆溫現象所封蓋，而停滯在山谷中。逆溫使地面與上部較輕而暖的空氣蓋層之間隔著較冷的空氣，該區域逐漸充滿了來自城鎮中鋅廠的煙氣和廢氣。5天之內，煙霧濃度不斷增加；從鋅廠排放出的二氧化硫，經過與空氣接觸，不斷地轉變成致命的三氧化硫。
不論老年人或是青年人，不論有無呼吸病史的人，都向大夫和醫院報告感到呼吸困難和難以忍受的胸部疼痛。在煙霧產生將近一周以後，雨水將空氣沖洗乾淨以前，有20人死亡，數百人住院。一次通常無害的、水分飽和的逆溫，由於自然的天氣過程與人類活動悲劇性的結合，轉變成致命的毒害。
4.2 氣壓與風
關於天氣與氣候的第二個基本問題是氣壓 （air pressure）。各地氣壓的差異是如何影響天氣狀況的？回答這個問題之前首先需要解釋為什麼氣壓會產生差別。
空氣是一種氣態物質，它的重量影響著氣壓。如果能在地球表面切取16.39立方厘米的空氣並連同其上方所有空氣一起稱重，那麼在海平面標準狀況下，其總重量應該大約為6.67千克。實際上，如果你想到該空氣柱的尺度，就不會覺得它很重——2.54厘米×2.54厘米×9.7千米，或大約6.2立方米。然而，距地面4.8千米以上的空氣重量遠小於6.67千克，因為這裡的空氣相對較少。所以，很顯然，在越接近地球表面處，空氣就越重，而氣壓也越高。
這是一條自然規律，即對於同樣體積的冷空氣和熱空氣來說，冷空氣比較稠密。這條規律的例證就是充填了較輕氣體的熱氣球能夠升空。寒冷早晨以空氣相對較重為特徵。但是到了下午，溫度上升，空氣就變得較輕。
各種類型的氣壓計可用來記錄氣壓的變化。以毫米汞柱２ 或毫巴表示的氣壓讀數，連同所記錄的溫度，都是每一份氣象記錄的標準組成部分。某一給定地點的氣壓隨著地面變熱或變冷而變化。氣壓計記錄著空氣變熱而發生的氣壓下降和空氣變涼而發生的氣壓上升。
為了使空氣運動對天氣的影響可視化，可以將空氣設想為兩種密度不同的液體（分別代表輕空氣和重空氣），例如汽油和水。如果將液體同時放入一個容器中，較輕的液體將移動到上方而較重的液體移動到下方，請以此來想像空氣的垂直運動。較重的液體水平地沿著容器底部擴散，在各處形成同樣的厚度。這種流動就代表著空氣或風在地球表面的水平運動。空氣力圖使由於變熱和變冷過程所產生的不平衡氣壓達到平衡狀態。空氣從重（冷）空氣位置向輕（暖）空氣位置運動。因此，兩個地方之間的氣壓差異越大，風就越大。
氣壓梯度力
由於地球表面自然環境——水、積雪、深綠色的森林、城市等，以及影響能量吸收和保持的其他因素的差異，逐漸形成了高、低氣壓帶。有時，這些高、低氣壓帶覆蓋了整個大陸。但是，它們通常要小得多——寬數百千米，這類地區內部，短距離內會有微小的差異。當氣壓差發生在兩個區域之間，氣壓梯度力 （pressure gradient force）就使空氣從高壓區域吹向低壓區域。
為了平衡已形成的氣壓差，空氣要從較重的高壓區域流向低壓區域。較重的空氣停留在近地表處，當它移動時就產生了風，並迫使暖空氣向上運動。風速同氣壓差成正比。由氣壓差引起的風導致氣流從高壓帶流到低壓帶。如果高、低氣壓帶之間的距離較短，氣壓梯度就急劇升降，風速就大。當不同的氣壓帶彼此相距較遠時，壓差不大，空氣的運動就比較和緩。
對流系統
房間內接近地板處的溫度要低於天花板處，因為暖空氣上升而冷空氣下降。下降的冷空氣和上升的暖空氣的環流運動被稱為對流 （convection）（圖4.12）。在地面受熱的暖空氣上升，並被上面的冷空氣所替代，就產生了對流風系統（convectional wind system）。
圖 4.12 對流系統。下降的冷空氣流向低壓處。降水最常發生在低壓帶，當暖空氣上升時，空氣變冷，並且空氣的水分變得過飽和，形成降水。
陸風與海風
對流系統的最好例子就是陸風 （land breeze）與海風 （sea breeze）（圖4.13〔a〕）。在接近大片水域的地方，陸地與水體之間白天的受熱差異巨大。結果，陸地上的較暖空氣垂直上升，只能被來自海上的較冷空氣所替代。在夜裡，情況正好相反。海水比陸地溫暖，因為陸地上大部分熱量已經被逆輻射散失，結果就有陸風吹向海洋。這兩種風使海岸帶氣候溫暖，十分宜人。
圖 4.13 由於受熱和變冷的差異而發生的對流風效應。（a）陸風和海風；（b）山風和谷風。
山風和谷風
聚集在山區雪地上的沉重的冷空氣受重力作用而下降到較低的谷地，如圖4.13（b）所示。結果，谷地變得比坡地寒冷得多，進而發生逆溫。因為山風 （mountain breeze）帶來的冷空氣會在谷地造成霜凍，所以坡地是山區農業最適宜的地方。在工業集中、人煙稠密的狹窄谷地，空氣污染特別危險。山風通常在夜晚出現，而谷風 （valley breeze）由於是山區暖空氣沿著坡地向上運動產生的，所以通常出現在白天。加利福尼亞州南部的峽谷是強烈的山風與谷風活動區。此外，那裡在乾旱季節還是林火蔓延的危險區。
科裡奧利效應
在從高壓向低壓運動的過程中，風的前進方向在北半球向右偏轉，而在南半球向左偏轉。這種偏轉作用被稱為 科裡奧利效應 （Coriolis effect）。如果沒有這種效應，風將嚴格地沿著特定的氣壓梯度的方向運動。
用一個熟悉的例子來說明科裡奧利效應對風的影響。設想有一排溜冰者彼此手拉手做圓形滑行，其中一個溜冰者距離圓心最近。這個溜冰者緩慢地旋轉，而最外側的溜冰者為了保持直線隊形，必須非常快速地滑行。地球以類似的方式圍繞地軸旋轉，赤道地區就要用比兩極地區快得多的速度旋轉。
接下來，假設位於圓心的溜冰者直接向這一排末端的溜冰者扔一個球，當球到達時，它將從溜冰者的後面穿過。如果溜冰者沿逆時針方向滑行——如同從北極位置觀察地球運動那樣——位處北極點上的人看來皮球好像是傳向外側溜冰者的右方。如果溜冰者沿順指針方向滑行——如同從南極位置觀察地球運動那樣——則皮球好像傳向左方。因為空氣（就像這個皮球）並非牢牢地附著在地球上，因此也彷彿發生偏轉。空氣保持自己的運動方向，但是地面從空氣下面移開。由於空氣的位置是以它相對於地面的表面測量的，因此空氣就好像偏離了自己的直線路徑。
如圖4.14所示，科裡奧利效應和氣壓梯度力產生的是風的螺旋形運動，而不是簡單的直線形運動。旋風是許多風暴的基本運動形式，對於地球的空氣環流系統非常重要。這些風暴形式稍後將在本章討論。
圖 4.14 科裡奧利效應在北半球對空氣流動的影響。直線箭頭指示因氣壓差造成一個高壓區向外吹風應遵循的路徑，或一個低壓區向內吹風應遵循的路徑。彎曲的箭頭表示科裡奧利效應明顯的致偏效應。彎曲箭頭在圖中所指示的風向始終受來源方向控制。
摩擦效應
風的運動受到地球表面摩擦力的拖曳而減慢。這種效應在地面最強，向上逐漸減小，直到地面以上1500米處才不起作用。摩擦力不僅使風速降低，而且會改變風向。風的運動既未遵循完全受氣壓梯度力控制的路徑，也未遵循受科裡奧利效應控制的路徑，摩擦效應 （frictional effect）使風沿著一條中間路徑運動。
全球大氣環流模式
地球上的赤道地區是低壓地帶。在這一地區，強烈的太陽加熱造成對流效應。從圖4.15可以看出，溫暖空氣如何上升，其趨向於從赤道低壓向南、北方向運動。赤道空氣上升後，變冷並最終變得稠重。近地面較輕的空氣支持不了冷而重的空氣，因此沉重的空氣下降，形成地面的高壓帶。這些亞熱帶高壓區域大致位於赤道以南和以北30°。
圖 4.15 （a）地球為均質表面狀態下的行星風系和氣壓帶。高、低氣壓帶代表地球表面的氣壓狀態。風向帶是地球表面盛行風的運動帶，反映了氣壓梯度和科裡奧利效應。地球表面陸地和水面的反差在北半球特別明顯，使這種簡單的模式發生複雜的扭曲。（b）地球表面隨高度增加而形成的風系總體模式。空氣下降時形成高壓，空氣上升時——例如在赤道——形成低壓。
當這種變冷的空氣到達地球表面時，分別向南、北方運動。然而，科裡奧利效應改變了風向，在北半球的熱帶形成了東北信風帶，在中緯度地區形成了西風帶（實際上是西南風帶）。這些名稱指的是風吹來的方向。美國的大部分地區位於西風帶內，也就是空氣總是從西南橫貫全國吹向東北。在西風帶北部的海洋上空，也有一系列上升氣流區，為副極地低壓 ，這些區域往往寒冷多雨。副極地低壓區通過極地東風帶與極地高壓相連。全球環流的總體模式受到地方風向的改變。
應當明瞭的是，這些風向帶的移動是同太陽垂直光線的位置變化相一致的。例如，赤道低壓狀態最明顯的位置是在北半球夏季緊靠赤道的區域和南半球夏季時緊靠赤道的地區。大氣環流將在「降水類型」一節做較詳細的討論。
最強的高空氣流是急流 （jet stream），位於9—12千米的高處。這種氣流的運動速度在南、北半球從西向東都達到160—320千米／時，以波浪起伏的形式環繞全球，當它們向西運動時先向北，然後向南流動。在北半球的任何時間都有3—6個波形，但波形並不總是連續的。這些波狀氣流，或可稱之為「波浪」，控制著地球表面氣團的流動。比較穩定的波狀氣流有可能形成日復一日類似的天氣狀況。這些波狀氣流往往將極地的冷空氣同熱帶的暖空氣分隔開。在北半球，當一股波狀氣流遠遠插入南方時，冷空氣就向赤道運動，而暖空氣則向極地運動，從而將惡劣的天氣變化帶到中緯地帶。急流在冬季表現得比夏季明顯。
沒有任何地方像南亞和東亞人煙稠密地區那樣更能感受到季節變換對人類的深刻影響。夏季，來自印度的西南風從溫暖的印度洋上空攜帶了大量水分到達陸地。當風越過沿海山地和喜馬拉雅山麓時產生了季風雨。季風 （monsoon）就是按季節改變風向的風。夏季的季風給東南亞的大部分地區帶來大量的雨水。
在亞洲的南部和東部，農業經濟——特別是稻米生產，完全依賴夏季的季風雨水。如果風向由於幾個可能原因中的任何一個而轉換延期，或者降雨顯著超過或少於最適當的數量，就會導致糧食歉收。1978年夏季的季風雨時期過長，在印度東部和東南亞造成災難性的洪水災害、糧食歉收和生命的損失。
向來自北方、橫貫全區的冬季季風的過渡，是逐漸發生的。這一過程在9月份首先見於北部。到了1月，次大陸大部分變乾燥。然後，南部地區從3月開始，每年循環發生。
4.3 洋流
表層洋流大體上同全球的風向模式相一致，因為是地球上的風驅動洋流運動。此外，正如氣壓差引起風的運動一樣，海水的密度差異也引起了海水的運動。當海水蒸發時，不會蒸發的鹽分和其他礦物質殘渣被留下，使海水密度變大。高密度的海水存在於高壓區，那裡下沉的乾燥空氣能迅速地吸取水分。在低壓區，雨水豐富，海水密度低。風向（包括科裡奧利效應）和海水密度差異使海水在寬廣的路徑上從大洋的一個海域向另一海域運動（圖4.16）。
圖 4.16 世界上主要的表層洋流。注意加勒比海墨西哥灣和大西洋熱帶的溫暖海水如何向北歐運動。
地表的空氣運動和海水的表層運動有一個重大的差別：陸地是海水運動的障礙，使洋流偏離，有時迫使洋流向主要洋流相反的方向運動；而空氣在陸地和海洋上是自由運動的。
洋盆的形狀也對洋流的模式產生重大影響。例如，北太平洋洋流從西向東運動，流到加拿大和美國西岸，然後被迫向北和向南分流——雖然主要的洋流是沿著加利福尼亞海岸向南運動的寒流。然而在大西洋，如圖4.16所示，洋流受到海岸形狀的影響（遠遠深入大西洋的新斯科捨和紐芬蘭），向東北方向偏轉，然後徑直橫穿大西洋，穿過不列顛群島和挪威，最後到達俄羅斯最西北的海岸。這種溫暖海水向北方陸地大規模運動的現象被稱為北大西洋漂流 （North Atlantic drift），對於那些地區的居民有巨大的意義。如果沒有這股暖流，歐洲北部將會寒冷得多。
洋流不僅影響鄰近海洋的陸地的溫度，還影響那裡的降水。鄰近陸地的寒流只是使緊靠水面的空氣變得寒冷，而其上部的空氣是溫暖的。該區域很少有機會發生對流，因此不會有水汽流向附近的陸地。世界上的沿海荒漠通常與寒流相毗鄰。而另一方面，暖流——例如印度沿岸的洋流——則向鄰近的陸地供給水分，尤其是盛行風吹向陸地時（見「厄爾尼諾」專欄）。
上文曾經提出過關於氣壓差以何種方式影響天氣狀況的問題，現在可以根據冷暖空氣在一年的不同季節和一天內的不同時間在地球表面的運動來回答。然而，要對不同類型天氣狀況的原因做出比較完整的回答，需要對各種地方接受降水的敏感性做出解釋，因為降水和風的模式是高度相關的。
專欄 4-2 厄爾尼諾
厄爾尼諾（El Nino）是多年以前由漁民創造的一個術語。他們發現，厄瓜多爾和秘魯沿海的冷海水通常每隔三四年在聖誕節前後顯著變暖。因此，將其命名為厄爾尼諾——西班牙文的「嬰兒」，意指聖嬰耶穌。在這段時期，漁獲量顯著減少。如果那時漁民們能識別今天海洋學家和氣候學家所認識的科學聯繫，他們就能意識到厄爾尼諾帶來的一系列其他影響了。
在1997—1998年冬季，一次異常強烈的厄爾尼諾現象造成了巨大的災害和數百人的死亡。美國西海岸，特別是加利福尼亞州，被雨量達兩三倍甚至四倍於常年的雨水所淹沒。在11月到翌年3月的冬季裡，聖弗朗西斯科降水量達到1022.4毫米，而正常的降水量是416.3毫米。1998年2月的380毫米降水量是聖弗朗西斯科150年以來該月所記錄到的最大雨量。墨西哥的療養城阿卡普爾科（Acapulco）受到猛烈的暴雨和風暴潮的摧殘。南美洲的許多國家，特別是厄瓜多爾、秘魯和智利，遭到洪水和泥石流的破壞。而南美洲東部、澳大利亞和亞洲的一些國家，特別是印度尼西亞，則飽受旱災和火災的煎熬。由厄爾尼諾產生的比平常更強勁的南支急流，孕育了數十個龍捲風，在亞拉巴馬、佐治亞和佛羅里達導致100多人死亡。
太平洋中部上空的風通常從東向西吹、經寒流吹向東亞的溫暖海面，而在厄爾尼諾發生期間，風速會減慢，甚至逆轉。這種現象每2—7年發生一次，但強度不同。例如，在1986—1987年發生過一次厄爾尼諾，而1991—1992年又一次發生的厄爾尼諾形成的不太溫暖的海水並沒有引起極端的情況。而1982—1983年和1997—1998年的厄爾尼諾現象屬於有記錄以來最極端的情況。兩次厄爾尼諾現象之間出現的寒冷海水峰值稱為拉尼娜 （La Nina）現象。最近一次大的拉尼娜發生在1988年，該年的標誌是北美的大部分地區發生乾旱。
厄爾尼諾狀況是氣壓和海洋溫度之間相互作用的一個例子。大氣和海洋相互激勵。在正常狀態下，橫貫大洋的溫度反差有助於驅動風，進而風也持續將海水向西推動，維持著海水溫度的反差。但是，當一種稱為南方濤動 （southern oscillation）的現象出現時，東太平洋就會變暖，使赤道與地球兩極之間的溫度反差加強。澳大利亞附近的氣壓上升，風的作用轉弱，因此厄爾尼諾就在南美沿海發生。海水溫度差異越大，加上來自太平洋的水汽，天氣狀況就越發惡劣。
（a）上圖表明南太平洋的正常狀態。信風將溫暖的表層海水向西吹送，使冷海水到達南美沿岸的海面。下圖表明當厄爾尼諾發生時，風從澳大利亞附近將溫暖的海水向東吹到南美海岸。
（b）拉尼娜狀況、正常狀況和厄爾尼諾狀況下的海水表面溫度（℃）。注意溫暖海水變化的規模，特別是在東太平洋。資料來源：(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 大氣層中的水分
空氣包含著水汽（我們對它的感覺就是濕度），它是所有降水的來源。降水 （precipitation）是大氣層中降落到地球表面的任何形式水的顆粒——雨、凍雨、雪、雹。上升的空氣由於上面的氣壓小而容易膨脹。當來自下部的暖空氣在對流層中擴散成巨大體積時，空氣就變得較冷。比起暖空氣，冷空氣不易保留水汽（圖4.17）。
圖 4.17 空氣中的水分含量和相對濕度。空氣中的實際水分（水汽）除以其最大水汽含量（×100）等於相對濕度。實線表示不同溫度下的空氣中最大水汽含量。
當空氣中含有大量水汽，且又存在著叫作凝結核的微粒，水汽就會凝結（從氣體變成液體），形成微滴。空氣中幾乎總會存在塵埃、孢粉、煙塵和鹽分結晶之類的顆粒。最初，細微的水滴往往太輕，不能落下。當許多小水滴結合成大水滴時，由於變得太重，所以大水滴不能懸浮在空氣中，就成為雨水降落。當溫度低於冰點時，水汽不再形成水滴，而是形成冰晶，由此產生雪（圖4.18）。
圖 4.18 溫暖的空氣在上升時變冷。在它變冷的過程中，其中的水汽凝結成雲。如果空氣變得過飽和，就會發生降水。
大量的雨滴或冰晶形成雲，由輕微向上運動的空氣所支持。雲的形狀和高度取決於空氣中的水汽、溫度和風的運動。高壓帶的上升空氣往往產生無雲的天空。一旦有溫暖潮濕的空氣上升，就形成雲。最引人注目的雲的形成可能就是圖4.19所示的積雨雲。這是一種鐵砧形的雲，常常伴有暴雨。低矮的灰色層雲較常見於涼爽的季節，而不是出現在較溫暖的月份。最高的窄條狀的卷雲完全是由冰晶構成的，在任何季節中都有可能出現。
圖 4.19 雲的類型：（a）晴天積雲；（b）積雨雲；（c）層雲；（d）卷雲。（〔a〕c Roger Scott, 〔b〕c The McGraw-Hill companies, Inc./ BarryBarker, photographer, 〔c〕c A. Copley / Visuals Unlimited, 〔d〕c NOAA. ）
相對濕度 （relative humidity）是空氣中水分含量的百分比量度，以相對於當前溫度下所能存在的最大水汽含量的水汽量表示。當空氣變暖時，它所含有的水汽量就增加。如果相對濕度是100%，空氣就完全被水汽飽和。在炎熱的日子，相對濕度為60%意味著空氣極端潮濕並且令人非常不適。然而，在一個寒冷日子裡60%的讀數則表明，雖然空氣含有較大數量的水汽，但是水汽在絕對數量上要比一個炎熱濕悶日子少得多。這個例子說明，相對濕度只有在我們考慮到空氣溫度的情況下才有意義。
早晨地面上的露水意味著夜晚的溫度曾經降低到水汽發生凝結的程度（圖4.17）。凝結時的臨界溫度稱為露點 （dew point）。地球表面形成霧或者多雲的天氣意味著已經達到露點，相對濕度可能已達100%。
降水的類型
當大量空氣上升時，就可能發生降水。降水有三種類型：１對流性降水；２地形性降水；３氣旋性或者鋒面性降水。
第一種類型——對流性降水 （convectional precipitation）產生於上升、受熱和充滿水分的空氣。空氣在上升時變冷，達到露點後發生凝結和降水，如圖4.20所示。這是熱帶和大陸性氣候夏季風暴，形成陣雨的典型過程。通常，地面在早晨和午後受熱。聚集的熱空氣開始上升，首先形成積雲和積雨雲，最終出現閃電、雷鳴和大雨。在風暴移動的過程中，可能在很短的時段內就影響到地面的每個角落。這類對流性風暴常出現在午後或傍晚。
圖 4.20 對流性降水。當充滿水分的暖空氣上升時，就可發展成積雨雲和對流性降水。在雲雨系統內下落的顆粒在上部高處的寒冷空氣中產生下降氣流。
如果快速上升的氣流使空氣在雲內發生迅速的環流，就會有冰晶在雲的頂部附近形成。當這種冰晶增大到足以降落時，含有水分的新的上升氣流能迫使它向上倒退，使冰晶增大。這種過程可能反覆進行，直到向上氣流不能再支撐冰粒，冰粒便以冰雹的形式降落到地面。
第二種類型——地形性降水 （orographic precipitation）。如圖4.21所示，地形性降水是由於丘陵或山脈阻擋了富含水分的風，暖空氣被迫上升而形成的。這種類型的降水在丘陵或山脈位於海洋或大湖的下風向時最常見。水面上空的飽和空氣被吹到岸上，在陸地高起處上升。接著發生空氣變冷、水汽凝結和降水過程。山地的迎風坡——朝向盛行風的山坡——接受大量的降水。相背的山坡被稱為「背風坡」或者「雨影區」，且毗連的下風區往往異常幹旱。越過丘陵和山脈的空氣下降和變暖。如我們所見到的，下降的空氣並不產生降水，溫暖的空氣反而從它所越過的地面吸收水分。有時在很短的距離內雨量就有巨大的差別，圖4.22華盛頓州地圖所描述的就是這種情況。
圖 4.21 地形性降水。地面風在位於其路徑上的丘陵或山脈附近上升到較高的高度。如果這種由於地形而上升的空氣變得足夠冷，就會產生降水。下降的空氣在高地屏障的背風坡變得較暖，其保持水分的能力增加，將吸收而不是釋放水分。
圖 4.22 華盛頓州1985年11月以英吋為單位的降水。充滿水汽的太平洋空氣先被迫上升，越過1500—2100米的奧林匹克山，然後下降到皮吉特灣（Puget Sound）低地，再上升到2700—4300米的喀斯喀特山脈（Cascades Mt.），最後下降到華盛頓州東部的哥倫比亞高原。
資料來源：From Robert N. Wallen, Introduction to Physical Geography. Copyright c 1993. McGraw-Hill Company, Inc., Dubuque, Iowa. All Rights Reserved. Reprinted by permission.
第三種類型——氣旋性降水 （cyclonic precipitation）或者鋒面性降水 （frontal prec-ipitation），通常見於中緯度地區冷、暖氣團相遇處。雖然不是頻繁出現，但這種類型的降水也發生在熱帶颶風和颱風發源地。為了瞭解氣旋性或者鋒面性降水，首先要觀察氣團的性質和氣旋發展的方式。
氣團 （air mass）是形成在一個源區上空、溫度和濕度特徵相似的一大團空氣。源區 （source region）包括大面積的均一的地面和相對穩定的溫度，例如加拿大北部和俄羅斯北中部的寒冷大陸區，以及接近赤道的熱帶溫暖海洋水域。圖4.23所示的就是北美的源區。一個氣團可以在數天或一周的時間裡形成。例如在加拿大北部的秋季，當廣大的亞極地景觀覆蓋著積雪時，寒冷、稠密而乾燥的空氣就在冰凍的陸地上空形成。
圖 4.24 在此圖中，北半球的一個冷鋒剛通A城上空，正向B方向運動。不同氣團的會合線稱為鋒線。暖鋒正在離開B，向C城運動。風向用箭頭表示，氣壓表示為等壓線——相同氣壓點的連線。等壓線表明，最低氣壓出現在暖鋒同冷鋒的相交處。
這種極地大陸氣團開始向南方較輕而溫暖的空氣運動。舌狀空氣的前緣稱為鋒 （front）。在這種情況下，鋒面將干冷的空氣同它路徑上的其他空氣分隔開。如果有一個暖濕氣團位於一個極地氣團的前方，濃密的冷空氣將緊貼地面，並迫使其上部的較輕空氣上升。上升的濕空氣凝結，從而發生鋒面性降水。另一方面，上升的暖空氣在冷空氣上方的運動將冷空氣向後推，再次引起降水。在第一種情況下，當冷空氣向暖空氣運動時，就形成積雨雲，降水時間短而雨量大。當鋒面通過時，溫度略有下降，天空晴朗，空氣明顯變得乾燥。在第二種情況下，當暖空氣運動到冷空氣上部時，便形成鋼灰色的雨層雲，降水穩定而持續時間長。當鋒面通過時，地區的空氣特徵是溫暖而悶熱。圖4.24是對鋒面運動的概括。對於作為區域特徵的氣團將在第13章中進一步討論。
圖 4.23 北美洲氣團的源區。美國和加拿大位於差別懸殊的氣團源區之間，經受無數雪暴和天氣變化。另見圖13.6。（From T. McKnight , Physical Geography: A Landscape Appreciation, 4th ed. Copyright c 1993. Adapted by permission of Prentice Hall, Englewood Cliffs, New Jersey ）
風暴
兩個氣團相接觸（鋒面），就可能產生風暴。如果溫度和濕度的反差足夠大，或者兩個相接觸的氣團的風向相反，就會在鋒面處形成如圖4.25所示的氣浪。氣浪一旦形成，就會增大。在鋒面的一側，較冷的空氣沿著地面運動；而在鋒面的另一側，暖空氣向上運動，並且運動到冷空氣的上方。上升的暖空氣形成一個低壓中心。在北半球，環繞低氣壓地區逆時針方向運行的風帶來大量的降水。以低氣壓區為中心的大型大氣環流系統，稱為中緯度氣旋 （cyclone），它能發展成風暴。
圖 4.25 冷暖空氣在北半球中緯帶沿低壓槽相遇時，就可能形成氣旋式風暴。（a）氣浪開始沿極鋒形成；（b）冷空氣開始轉向南，而暖空氣向北移動；（c）冷空氣通常運動得比暖空氣快，隨後冷空氣越過暖空氣並迫使它上升，而在此過程中，風暴加強；（d）最終，兩部分冷氣團合併，暖空氣在頂部形成袋狀氣團，並將它從能量源區和水分源區移走。當冷鋒再形成時，氣旋性風暴消失。
通常，在北半球溫暖海水上空的低壓帶，會形成一種強大的熱帶氣旋，稱為颶風 （hurricane）。在颶風形成過程中，海面上暖濕空氣上升，有助於從海面吸收水分，由此形成高大的積雨雲。從這類塔狀雲產物釋放出來的能量對增長中的風暴中心進行加溫。風暴的特徵是中心有一個明顯的平靜的核心，稱為風眼（圖4.26〔a〕）。位於西太平洋的颶風專稱為颱風 （typhoon）。
圖 4.26 （a）一個成熟颶風的特徵。積雨雲的螺旋帶產生大雨。空氣在颶風中心附近的雲中上升。從中心下降變暖的空氣形成的風眼，在地面上是一個靜風的小區域。強烈的對流循環造成了颶風眼外面的強風。（b）一般颶風的路徑。（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 ）
圖4.26（b）表示世界上颶風通常的路徑。這種風暴中的風按逆時針方向運動，在中心附近聚合，在數條同心圓帶內上升。強風（速度每小時大於119 千米）和湧入沿海低地的風暴潮會造成巨大損失。在颶風的中心，即颶風眼，空氣下降，形成和緩的微風和相對晴朗的天空。在陸地上空，這種風暴因失去溫暖海水的能源而迅速減弱。如果颶風繼續移動到較冷的北方海水區，就會被其他的氣團推移或封阻，失去能源而衰減。表4.1描述了破壞力越來越大的颶風級別。
等級
氣壓表讀數
風速(英里/時)
潛在損失
1
大於28.94
74—95
主要毀壞樹木、灌叢和未加固的活動房屋；風暴潮蕩平一切。
2
28.50—28.94
96—110
一些樹木被吹倒，敞露的活動房屋受到嚴重破壞；對屋頂有一些破壞。
3
27.91—28.49
111—130
樹木被吹光枝葉，大樹被吹倒；活動房屋損壞；小建築物受到一些結構性破壞。
4
27.17—27.90
131—155
所有招牌被吹落；門窗屋頂廣泛受到破壞；洪水倒灌陸地遠達10千米，沿海構築物的底層受到嚴重破壞。
5
小於27.17
155以上
門窗屋頂受到嚴重破壞，小建築物被吹翻或吹走；距海岸458米以內、高出海面低於4.6 米的構築物受到嚴重破壞。
1996年1月8日，《紐約時報》（New York Times ）報道說，「一次巨大的、造成嚴重破壞的、被專家們形容為創歷史紀錄的暴風雪，於昨天襲擊了美國東部的大部分地區，其所夾帶的漫天大雪，預計在今天結束以前會造成60厘米深的積雪」。暴風雪 （blizzard）是大雪和強風的產物。「96年暴風雪」是由落基山區9150米上空的氣團發生撞擊，使急流沿著東部海岸轉向東北而形成的。與此同時，一個夾帶著大西洋濕氣流的典型低壓系統沿墨西哥灣向北移動。同時，一個高壓帶隨著北極的空氣從加拿大南移。這幾個氣團在美國東北部會合，導致的結果是將近1米厚的積雪使華盛頓、巴爾的摩、費城、紐約和波士頓這類大城市陷入停頓（圖4.27〔a〕）。
圖 4.27 風暴。（a）暴風雪使城市交通停頓。（b）在美國，龍捲風最常發生在中部和南部（特別是在俄克拉何馬州、堪薩斯州和得克薩斯州的西南部狹長地區）。在這些地區，極地空氣經常同暖濕的墨西哥灣空氣相遇。（c）俄克拉何馬市1999年5月3日的龍捲風是F5級，它掃平了圖中所示的這種街區。（〔a〕c Leland Bobbe / Getty Images, 〔b〕c Alan R. Moller / Getty Images, 〔c〕c Jeff Mitchell / Reuters .）
所有風暴中最猛烈的是龍捲風 （tornado）。它也是最小的一種風暴（圖4.27〔b〕），直徑通常小於30米。龍捲風孕育於巨大的積雨雲中，有時在冷鋒前方沿著颮線３ 運動。每當春季或秋季鄰近的氣團差別最大時，美國中部容易遭受這種漏斗狀殺手雲的危害。雖然風暴可以達到時速500千米，但是這種風暴規模較小，通常在地面移動距離不到2千米，雖然它是破壞性的，但只是有限的區域受到影響（圖4.27〔c〕）。
籐田級數（Fujita scale）將已報道的龍捲風災害同風速相對應。強度的分級始於F0——「輕度」龍捲風，對應的風速高達時速116千米，直到F5——「劇烈」，風速高達時速512千米。大多數（74%）龍捲風屬於F0和F1，而有25%屬於F2和F3。「強烈」龍捲風能對主要的建築結構造成破壞。「劇烈」龍捲風（F4和F5）只佔1%。
4.5 氣候、土壤與植被
我們已經追溯了當空氣從高壓帶流向低壓區時導致天氣變化的幾個原因——鋒面過境、氣浪增強、達到露點，以及海風形成。地球上有些地區經受的這些變化比另一些地區迅速而頻繁。
每日的天氣狀況可以根據本章所述的原則來解釋。然而，除非人們明白地球表面的特徵，否則就不可能瞭解天氣要素——溫度、降水、氣壓和風。地球上每一個地方的天氣預報員必須從當地的自然和人為的環境方面熟悉天氣要素。
日常天氣狀況的複雜性可以用當地氣候的表述來概括。一個地區的氣候是以每日和每個季節的天氣狀況為基礎所做的概括。一般地說，夏季溫暖嗎？冬季可能有大雪嗎？風通常是來自東南方的嗎？氣候平均值是典型的每日天氣狀況嗎？或者每日、每週的變化如此巨大，所以應該談論平均變化而不只是平均值？為了對各地氣候差異做出合理的描述，我們必須提出這些問題。
在開始討論地球上的氣候區之前，先描述地球表面的兩項主要特徵——土壤和植被——是必要的。我們星球的自然地理中，這兩大要素與氣候變化是密切相關的。當我們觀察氣候差異時，會立即看到土壤類型和各種植被與溫度高低和降水的季節分佈相一致。
土壤與氣候
土壤是自然環境中最重要的組成部分。眾所周知，沒有土壤就不可能有生命。土壤在水的儲存和淨化中起著重要的作用，所以對於植物以及動物和人類的生命至關重要。
土壤的形成
土壤可以定義為一層包含有機質（死亡的植物和動物）、無機質（風化的岩石物質）、空氣和水的細粒物質，它位於下伏的基巖之上。岩石的物理和化學碎裂分解作用稱為「風化作用」（見第3章），這是成土作用的開始。風化作用使固體的岩石崩解，最終形成細粒的礦物顆粒。它們同位於其頂部的分解了的有機質，經由水、熱量和使有機物發生分解的各種生物營力（例如細菌和真菌）的作用而轉變成土壤。成土作用是一種動力過程。發生這種過程的物理、化學和生物活動在不斷地起作用。
雖然主要土類在地球表面分佈面積很廣，但是給定地點土壤所具有的個別特性，在短距離內會有顯著的不同。這種變化主要是由成土作用所涉及的五個主要因素造成的。
（1）地質因素是母巖（下伏岩石），影響著土壤的深度、質地、排水和營養物質含量。
（2）氣候因素指溫度和降水對土壤的影響。溫度影響生長季的長度、植被腐爛速度和蒸發速率。降水總量和強度影響生長在一個地區的植被類型，因而也影響腐殖質（即已腐爛分解的有機質）的供應。
（3）地形因素指陸地的高度、坡向（坡地的朝向）和坡度。所有這些都影響降水量、雲量、風、溫度、地面徑流，以及排水和土壤侵蝕速率。
（4）生物因素指活的和死亡的動植物，它們給土壤添加有機質，並在營養循環中相互作用。植物從土壤中吸收礦物營養物，然後在死亡時返回土壤。微生物，例如細菌和真菌，協助死亡的有機質分解。而較大的生物，例如螞蟻和蠕蟲，則使土壤混合和通氣。
（5）年代因素指上述四個因素相互作用形成某種土壤的時間長度。試回想，成土作用是一種正在進行的，而且是漸變的過程。形成時間較短的土壤保持著母質的許多特徵，而形成時間很長的土壤則受到氣候和生物之類的成土因素的影響較多。
土壤剖面與土壤層
隨著時間的推移，土壤往往發育形成不同厚度的層次。這些層次稱為土壤層 （soil horizon），簡稱為土層。它們在結構、質地、顏色和其他特徵上各不相同。土壤剖面 （soil profile）是顯示從地面往下到母質的不同層次的土壤垂直橫斷面（圖4.28）。
圖 4.28 5個主要生態系統中的簡化土壤剖面。土壤層次的數目、組成和厚度因土壤類型而異。這些剖面中對最下部的土層（未變化的岩石），即R層均未予表示。
資料來源：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 .
地表層４ ，即O層（O代表有機質organic），主要由新鮮和腐爛的枝、葉、動物糞便、死亡的昆蟲等有機質組成。
A層——表層土，是位於O層之下，以礦物質為基礎的肥沃土層。植物營養物豐富，生物活動最強、腐殖質含量最高。腐殖質使該層呈現深色。
E層——淋洗層，水滲透過土壤，在稱為「淋溶作用」（eluviation）的過程中，從A層底部移走了一些有機質和礦物質, 使E層呈淺色。
B層——澱積層，從E層移來的物質堆積在B層，即澱積層（illuviation）中。此層由於所含有機質少，所以肥沃程度比A層差。顏色或暗或深於E層，這取決於堆積在此層的礦物類型。
C層，風化作用將基巖逐漸變為土壤顆粒的過渡層。土壤越老、氣候越溫暖潮濕，該層位置就越深和越容易辨識。
R層是最下層，未變化的基巖，R代表「風化層」（regolith）一詞。此名稱僅限於基巖位於距地面大約兩米以內使用。
土壤性狀
土壤的四個主要組成要素——礦物、有機質、水和空氣——相互作用，就產生了獨特的土壤。土壤性狀 （soil property）就是使我們能辨別各種土壤類型的特徵。
土壤既包含有機物，也包含無機物。無機物是風化作用形成的，由石英、硅酸鹽黏土，以及氧化鐵和氧化鋁之類的礦物組成。當風化作用將岩石粉碎成土壤顆粒時，礦物就被釋放出來，滋養植物的生長。
質地是指土壤中礦物質顆粒的大小，它取決於砂粒、粉粒和黏粒的比例。砂粒是最大的顆粒類型，其次是粉粒，再次是黏粒。農業上生產率最高的土壤質地是壤土 （loam）,它包括大約40%的砂粒，40%的粉粒和20%的黏粒。
質地影響著土壤結構。後者取決於單個顆粒聚集成較大土塊的方式。土塊的大小、形狀和排列影響著土壤保持水分、空氣和植物營養物的能力。
土壤所含的營養物變化較大。諸如氮、磷和鈣之類的化學元素對於植物的生長極為重要，並且維持著土壤的肥力。土壤中營養物不足可以通過人工添加肥料而改善。
如前所述，有機質，或者腐殖質主要來源於死亡和分解的動植物。腐殖質保持水分，給植物供應養料。北美洲肥沃的北美草原，阿根廷的潘帕斯草原和俄羅斯無樹草原腐殖質含量最高。
顏色是土壤的另一種性質，腐殖質含量高使土壤呈暗棕色或者黑色。在熱帶和亞熱帶地區，鐵的化合物可使土壤呈黃色或者淺紅色。淺色（灰色或白色）常常表明潮濕地區高度淋洗的土壤和乾旱地區的鹼性土壤。淋溶土是地下水將可溶性礦物分解和移走所形成的。
第12章將討論pH等級表，它可以衡量土壤的酸度或鹼度。農業上生產力最高的土壤往往是在強酸性和強鹼性之間取得平衡的。
土壤分類
多年以來，科學家已經制定出許多土壤分類的方法。最通行的分類是美國農業部所研製的，簡稱為「土壤系統分類」（Soil Taxonomy）５ ，它以土壤的現今特性為根據（見「土壤系統分類」專欄）。該方法將土壤分為12個土綱。之後又細分為亞綱、土類、亞類、土族，以及數千個土系。土綱 （soil order）是具有相似組成、層次、風化程度和淋溶過程的一類土壤最概括性的歸類。每一個土綱名詞後面的「sol」源自拉丁文「solum」，意即「土壤」。圖4.29表示土綱的世界分佈。
圖 4.29 世界土壤分佈。
資料來源：U.S. Dept. of Agriculture, Natural Resources Conservation Service, Soil Survey Division.
專欄 4-3 土壤系統分類
土綱
簡要描述
氧化土（oxisols）
紅色、橙色和黃色；高度風化，受到淋洗和酸化；肥力低；分佈於南美和非洲的濕熱帶。
老成土（ultisols）
紅色和黃色；高度風化和淋洗；同氧化土相比呈弱酸性；肥力低，發育於溫暖、潮濕或乾旱熱帶和亞熱帶。
淋溶土（alfisols）
灰棕色；中度風化和淋洗；肥沃，營養物極豐富；分佈於濕潤中緯度地區。
灰土（spodosols）
A層淺色沙質，B層紅棕色；中度風化、淋洗和酸性；形成於針葉林下。
暗沃土（mollisols）
暗棕色至黑色；中度風化和淋洗；營養物極豐富，是世界上最肥沃的土壤；形成於中緯度地區草地下面。
乾旱土（aridisols）
淺色；沙質；通常鹽漬化或鹼化，干而有機質含量低，但如適度灌溉可獲得農業生產力。
始成土（inceptisols）
不成熟、發育差的土壤；形成於高緯度寒冷氣候區，尤其是苔原和山地；農業潛力有限，除非在河谷中有季節性洪水堆積下的新鮮沉積層。
膨轉土（vertisols）
深色，黏粒含量高；形成於熱帶與亞熱帶有明顯干、濕季地區的草地下面；肥沃，但難以耕作。
新成土（entisols）
薄層沙質，不成熟，發育差；養分低；形成於苔原、山坡和近代的氾濫平原上。
有機土（histosols）
黑色，酸性，主要由各個腐爛階段的有機物形成；全年或部分時期積水；分佈於高緯度和苔原排水差的地區（泥炭，沼澤濕地，草甸），排水後有肥力。
火山灰土（andosols）
發育在火山成因母質（例如火山灰和玄武岩）上的年輕而不成熟的土壤；有機質含量高 ；酸性。
凍土（gelisols）
形成於多年凍土區。
自然植被與氣候
每一種氣候都以同自然植被 （natural vegetation）的獨特結合為其典型。所謂自然植被，就是生長在人類沒有改變或干擾其生長過程的地區的植物。現今已很少殘存在人類居住區的自然植被，不但同氣候，而且同土壤、地貌、地下水，以及包括動物在內的其他生境特徵密切相關。
演替
一個特定地區的自然植被是在被稱為演替 （succession）的階段順序中發育的，直到同自然環境達到平衡的最終階段為止。演替通常從比較簡單的先鋒植物群落——即第一批生物（例如地衣）開始，佔據裸露的岩石。它們開始了土壤形成過程。隨著時間推移，先鋒群落改變著環境，當環境變化比較明顯時，在原始條件下不能生存的植物出現了，並且最終戰勝了先鋒群落。例如苔蘚和蕨類代替了地衣（圖4.30）。
圖 4.30 溫帶落葉林區理想化的植物演替。在每個演替階段，通常都有數量日益增多的植物種類。任何地方，獨特的植物種類取決於基巖、高度、溫度、陽光和降雨等因素的局部差異。
資料來源：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.
由於每個演替中的群落通過改變表土、土壤結構和土壤保持水分的能力等方面為後續的群落準備好條件，所以這種植被演替過程便能繼續進行。一般而言，每一個後續的群落都呈現出物種數量和植物高度的增加。沿用先前的例子，苔蘚和蕨類又可被草類替代。一旦土壤中有足夠多的腐殖質積累，後者就又被灌木，以及隨後被喬木代替。圖4.30所描述的植物演替理想圖式需要數百年，甚至數千年才能實現。
植物群落在一個特定區域演替的最終階段稱為頂極群落 （climax community），也就是植物在一個區域同氣候和土壤處於平衡的自我延續的組合。然而，頂極群落並不是永久的，它們隨著環境狀況的改變而變化。火山爆發、森林大火、水災、旱災和其他干擾可改變環境，使植物發生變化。
自然植被區
圖4.31表示了世界自然植被區的總格局。在全年雨量大而分配均勻的比較炎熱的地區，植被類型是熱帶雨林 （tropical rain forest）。森林通常由生長濃密的喬木組成，形成樹葉互相覆蓋延綿不斷的林冠層。在熱帶，任何一片小地區的森林都由數百個樹種組成。由於林冠層阻擋了陽光的照射，因此林下植物只能稀疏地生存。在熱帶季節性降雨的地方，就產生了薩瓦納 （Savanna）６ 植被，其特點是低矮的草地，偶爾夾有小片森林或單株的樹木。高蒸發率使薩瓦納植被沒有足夠的水分生長茂密。
圖 4.31 世界自然植被分佈。
在夏季炎熱、冬季溫和潮濕的中緯度地區發育地中海型或查帕拉爾型（Chaparral）植被。以美國加利福尼亞州、澳大利亞、智利、南非和地中海地區為代表。這種植被類型主要由灌木和植株不大的喬木組成，如槲樹。這些灌木和小喬木共同組成低矮濃密的植被，雨季翠綠，旱季褐黃。儘管在多礫石和沙土的地區幾乎沒有植物，但是多數乾旱地區還是能發育一些植被，半荒漠植被和荒漠植被由矮喬木、灌木和各種仙人掌組成。
在世界上全年雨量中等的溫暖地區，最普遍的植被類型是北美草原（prairie）７ 或者草原 （steppe）——例如北美中部，南美南部和亞洲中南部。這些地區是廣袤的草地，通常發育腐殖質含量高的土壤。在降雨量較多的溫暖地區，自然植被就轉變為落葉林。這種類型的樹木在寒冷季節落掉樹葉，例如櫟樹、榆樹和美國梧桐樹等。
在溫帶以外的北部地區，夏季溫和、冬季寒冷，常見的是針葉林。這些地區蒸發率低。通常只有幾個樹種佔優勢，例如松樹和雲杉。再向北，森林讓位於苔原植被。苔原植被由很低矮的灌木、苔蘚、地衣和草類的複雜混合組成。
4.6 氣候區
使天氣狀況發生差異的兩個重要因素是溫度和降水。雖然氣壓也是重要的天氣要素，但是如果不用氣壓計幾乎不能察覺氣壓的差異。因此，我們可以把溫度的溫暖、溫和、寒冷或者嚴寒當作一個地方或者地區的特徵。此外，降水量的大、中、小也是一個地方或地區潮濕程度或乾旱程度的良好指標。對於這兩種量度，我們將定義比較精確的術語，並且按照溫度與降水的各種組合對世界各地區製圖。
由於存在極端的季節變化，圖4.32表示兩種全球氣候圖：一種是冬季的，另一種是夏季的。本來可以編製出四季中每個季節的氣候圖 （climograph），還可以編製出全年12個月的氣候圖。不過，這兩張氣候圖已能對氣候差異提供良好而簡要的描繪。請記住，夏季世界氣候圖是北半球6月21日到9月21日的氣候和南半球12月21日到3月21日的氣候的組合，因為這兩個半球的季節是相反的。
圖 4.32 這些地圖將溫度同降水數據相結合，顯示氣候基本要素的季節性變化。在讀圖時要記住，圖（a）所表示的氣候代表北、南兩個半球的冬季。這意味著12月、1月和2月的數據用來說明地球上的北緯部分，而6月、7月和8月的數據用來說明南緯部分。此結果是全球冬季的情景——一幅溫度變化大且降水量小的冬景。（b）夏季的情景表明全球幾乎普遍高溫且降水量大。
圖4.33描繪了世界上的各種氣候，而且是基於圖4.32中所表示的信息類型。該圖是許多同類氣候分類方案中最著名的，稱為「柯本氣候分類系統」（Koppen climate classification system）。此系統研製於1918年，其依據除了溫度和降水等級之外，還有自然植被。
圖 4.33 世界氣候。
表4.2描述了柯本所劃分的多級系統。該系統有六大類，表示為A、B、C、D、E和H。A類是熱帶氣候，B類是乾旱氣候，C類是中緯度溫和氣候，D類是中緯度冬季嚴寒氣候，E是極地氣候，H是高原氣候。
各節標題後面的柯本氣候分類系統字母與圖4.33和表4.2相關聯。標題後的數字與圖4.32圖例中的數字相對應。第一個數字表示典型的冬季狀況，第二個數字代表夏季狀況。每一個數字都代表理想化的狀況。
氣候類型
柯本的分類
溫度與降水
土壤，植被與野生生物
熱帶氣候
A
熱帶雨林氣候（1，1）
Af
持久的高溫
全年大雨，對流雨
雲蓋度高
濕度高
樹木濃密而樹種多
光線透入處叢林發育
多小動物和昆蟲
氧化土
薩瓦納型（稀樹草原型）
氣候（3，2）
Aw
高溫
夏季高日照期大雨，對流雨
冬季低日照期乾旱
森林到草地，依賴於降雨量
大型動物
老成土、膨轉土和乾旱土
季風氣候（3，1）
Am
季風,最高溫開始於雨季前
半荒漠和乾旱氣候
B
熱荒漠氣候（7，4）
BWh
夏季極高溫，冬季溫暖
降雨很少
濕度低
灌木，發育於礫石或沙地環境
爬行動物
乾旱土
半荒漠氣候（10，4）與
荒漠氣候（4，4）
BS
夏季溫暖至炎熱
草類和荒漠灌木
BWk
冬季寒冷
夏季有些對流雨
冬季有些鋒面性降雪
草地暗沃土
荒漠中的乾旱土
中緯度濕潤氣候類
C與Dfa, Dfb
地中海氣候（6，3）
Cs
夏季高溫，冬季溫和
夏季乾旱
冬季鋒面性降水
通常濕度低
查帕拉爾型植被（矮小櫟樹和灌木叢）
淋溶土，乾旱土
副熱帶濕潤氣候（6，12）
Cfa
夏季炎熱
冬季溫和
夏季對流性陣雨
冬季鋒面降水
落葉林
針葉林，尤其在砂質土壤；灰土
主要為淋溶土
西海岸海洋性氣候
（10，6）
Cfb
全年西風
夏季溫和
冬季涼爽至寒冷
夏季降雨少
冬季為鋒面雨
山區的廣大針葉林
平原上為落葉林
灰土
大陸性濕潤氣候亞類
（10，2；14，2 與 15，6）
Dfa與Dfb
夏季炎熱至溫和
冬季涼爽至寒冷
夏季對流性陣雨
冬季鋒面性降雪
針葉林
灰土
極地和亞北極氣候類
E
亞北極氣候（16，7）
ET
夏季短，涼爽至寒冷
針葉林（完整大小至矮小)
苔原氣候（16，16）,
（16，12）
冬季極端寒冷
苔蘚和地衣
極地氣候類
E
苔原氣候（16，11）
ET
夏季寒冷，冬季極端寒冷
苔蘚和地衣，灰土
冰蓋氣候（16，16）
EF
極端寒冷，有輕度降水
高地氣候類
H
根據高度、盛行風、陽坡或陰坡、緯度、谷地或非谷地、粗糙度等有大量的狀況變化
熱帶氣候類（A）
熱帶氣候通常使人聯想到地球上陽光直射最北和最南兩條線——北迴歸線和南迴歸線——之間的地區。熱帶氣候的位置已表示在圖4.34中。
圖 4.34 熱帶氣候的位置。
熱帶雨林氣候（Af：1，1）
該地區橫跨赤道，大體上位於赤道低壓帶內。這些地區具有熱帶雨林氣候 （tropical rain forest climate），這一氣候無論冬夏都是溫暖、潮濕的（圖4.35）。降雨通常來自每日的對流性雷陣雨。雖然大多數時間充滿陽光和炎熱，但是到下午則形成積雨雲，產生對流雨。圖4.35（a）中的說明文字解釋了如何判讀氣候圖。
圖 4.35 （a）本圖和下文中的氣候圖解（氣候解析圖）展示的是每月的日平均高溫或低溫，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。對於新加坡而言，8月份平均每日最高氣溫是30.5℃，最低氣溫是24℃。月平均降水是21厘米，而且8月份某日的降雨機會是42%。城市名稱後面括號中的數字是指冬季和夏季的溫度與降水量數據，如圖4.32（a）和（b）所示。（b）熱帶雨林。這裡植被的特徵是高大、闊葉，以硬木喬木和籐本植物為主。（c Gary Braasch / Peter Arnold ）
熱帶雨林通常長滿了自然植被，目前這些雨林植被依然存在，但是由於南美洲亞馬孫盆地和非洲扎伊爾河流域廣大地區的人為縱火，此類植被正在迅速減少。森林中以高大茂密的闊葉樹和粗大的籐蔓類占主體。在發育千百個樹種的熱帶雨林中，既有幽暗的森林，也有明亮的樹林，還有巴爾沙木（balsa wood）之類的海綿狀軟木和像柚木、桃花心木之類的硬木（圖4.35〔b〕）。雨林從赤道沿著由盛行風帶來穩定水分來源的海岸延伸到沿海高地。此外，地形效應也提供足夠的降水使茂密的植被在這些森林中發育。
這些地區的土壤是氧化土。由於風化作用迅速而缺乏農作物所必需的大部分土壤養分。只有大量施肥，土壤才能維持農業的持續利用。
薩瓦納氣候 （Aw：3，2）
由於夏季時直射的陽光從赤道向兩側延伸，赤道低壓帶也隨太陽移動。所以，雨林帶南北兩側地區在夏季月份雖然酷熱，但處於濕潤狀態，而其餘月份因為濕潤的赤道低壓帶已經被副熱帶高壓所取代，所以很乾燥。這些地區也因生長在那裡的自然植被稱為薩瓦納。
薩瓦納氣候下的自然植被像是一種灌木叢，但是這樣的地區現今被認為是樹木分佈範圍很廣的一種草地。向高森林覆蓋率發展的自然趨勢，已被當地農民和獵人定期放火清除草地所減弱。有時，薩瓦納植被由於其公園狀的外觀而看似曾被特意設計，如圖4.36（a）所示。東非的肯尼亞和坦桑尼亞有一些著名的草地——例如塞倫蓋蒂（Serengeti）國家公園——和耐火的樹種，那裡有諸如長頸鹿、獅子和大象等大型動物出沒。南美洲的坎普斯（campos）８ 和亞諾斯（llanos）９ 是另一類廣袤的薩瓦納地區。
圖 4.36 熱帶薩瓦納氣候下的草地和喬木構成的公園狀景觀。（a）乾旱熱帶薩瓦納；（b）濕潤熱帶薩瓦納。（〔a〕c Aubrey Lang/Valan Photos, 〔b 〕c Thomas J. Bassett, Dept. of geography, University of Illinois. ）
薩瓦納地帶較濕潤的部分往往覆蓋著老成土。這是一種發育在溫暖、乾濕交替地區森林植被下（圖4.36〔b〕）的土壤，這種土壤對於栽種植物而言養分較差，但對施用石灰和肥料的反應較好。薩瓦納地帶較為乾燥的部分，以膨轉土為特徵。這種土壤形成在溫暖氣候的草地下。降雨時，地面變得具有可塑性，且部分土壤滑動，在乾旱季節形成裂隙。因此，膨轉土難以耕作，但可作為放牧場被有效利用。
通常，不同氣候類型之間的界限難以區分和辨別，而過渡帶卻很明顯。這類過渡帶在平原和高原很典型，而在山區則並不表現出明顯的漸變。在茂密的熱帶雨林和薩瓦納之間，有不太茂密的森林。
季風氣候亞類（Am：3，1）
但是在亞洲有一種特殊情況需要指出。當夏季季風攜帶飽含水分的空氣吹向大陸時，在丘陵、山地和鄰近的平原上，雨量顯著增大。請注意圖4.37中的降水模式。因此，儘管冬季乾旱，植被仍然很稠密。叢林和大森林是自然植被。然而，很多地方的這種植被由於歷經許多世代被開闢為稻田和茶園而不復存在。
圖 4.37 緬甸仰光的氣候。（圖例參看4.35〔a〕）
乾旱氣候類（B）
圖4.38顯示了這類氣候的位置。在有山地阻擋西風的大陸內部，或者遠離熱帶潮濕空氣到達範圍的陸地，會出現廣大的荒漠和半荒漠環境。
圖 4.38 草原和荒漠氣候的位置。
熱荒漠氣候 （BWh：7，4）
在薩瓦納朝向極地的一側，草類開始變短而荒漠灌叢逐漸明顯。那裡就是接近副熱帶高壓帶的地方，陽光照射強烈，夏季天氣炎熱，降水很少。請注意圖4.39（a）中微不足道的降雨量。確實降水是對流性的，而且是零星的。當環境變得更加乾旱時，耐旱的灌叢越來越少。在有些地區，只有礫漠和沙漠存在，如圖4.39（b）所示。
圖 4.39 （a）埃及開羅的氣候（圖例參看圖4.35〔a〕）；（b）加利福尼亞死谷。缺乏穩定的植被，沙漠中的沙子不斷重新排列成複雜的沙丘群。（c Dietrich Leis Stock Photography ）
世界上巨大的熱荒漠——例如撒哈拉沙漠、阿拉伯沙漠、澳大利亞沙漠和卡拉哈里沙漠十 ，全都是高壓帶的產物。這類沙漠最乾旱的部分常沿著有寒流出現的西海岸分佈。那裡的土壤為乾旱土，如果能進行灌溉，可有好收成。上文曾經述及寒流和荒漠的關係。
中緯度荒漠和半荒漠氣候（BWk：4，4；BS：10，4）
圖4.40（a）說明了在這類中緯度乾旱氣候下典型的溫度和降水模式。偶爾有夏季對流性風暴和攜帶一些水分的鋒面系統產生。極端乾旱的地區被稱為「冷荒漠」。中度乾旱的地區被稱為草原。雖然圖4.40（b）表示有荒漠灌木出現在草原中較乾旱的部分，但是草原的自然植被是草類。這一氣候區雨量並不豐沛，但是土壤肥沃——因為有草類將養分反饋到土壤中。這裡的土壤為暗沃土。其A層呈暗棕色至黑色，屬於世界上自然肥力最高的土壤。因此，美國、加拿大、烏克蘭和中國的草原形成了世界上產量最高的農業區。草原也有乾熱的夏季和寒風凜冽、不時有暴風雪的冬季。
圖 4.40 （a）伊朗德黑蘭的氣候（圖例參看4.35〔a〕）; （b）墨西哥北部中緯度乾旱氣候下的荒漠灌叢。（c Leonard Lee Rue, Jr. / Photo Researchers ）
中緯度濕潤氣候類（C, D）
圖4.41表示幾種全屬濕潤氣候的地區，就是在冬季、夏季或者冬夏兩季都沒有荒漠狀態的氣候區。此外，冬季溫度顯著低於熱帶氣候的冬季溫度是中緯度濕潤氣候的特徵。如果沒有山脈、暖流或寒流，特別是海陸配置的作用，就可以整齊地劃出這類氣候平行於緯度線的界線。但是這些因素引起了中緯度地區極大的變化。
圖 4.41 中緯度濕潤氣候類的位置。
地中海氣候（Cs：6，3）
南、北半球中緯度地帶的風通常從西部吹來，因而鋒面系統產生大量降水。所以，重要的是要知道：接近陸地的海水是寒冷的還是溫暖的。在中緯度地帶有幾個氣候帶需要注意，它們全都以夏季的溫度為標誌，來自大洋的西風所形成那些涼爽地區除外。
在熱荒漠向極地的一側，在副熱帶高壓帶和濕潤的西風帶之間有一條過渡帶。這裡，氣旋風暴只在冬季——當西風帶向赤道移動時——帶來降雨。由於副熱帶高壓帶微微地向極地移動，所以夏季乾燥炎熱（圖4.42〔a〕），冬季溫和。這些情況是地中海氣候 （Mediterranean climate）的寫照。它往往出現在中緯度大陸西部的海岸。加利福尼亞州南部、地中海地區本身、澳大利亞西部、南非的尖端，以及南美洲的智利中部都以這種氣候類型為特徵。這些地區降水豐沛，生長著灌木和小型落葉樹，例如胭脂櫟⑪ （圖4.42〔b〕）。
圖 4.42 （a）意大利羅馬的氣候（圖例參看圖4.35〔a〕）; （b）地中海氣候區的典型植被，像胭脂櫟之類的喬木低矮而稀疏。（c Carr Clifton / Minden Pictures ）
地中海氣候區是一條綿延於南歐、近東和北非人煙稠密的地帶。同荒漠相比，這裡水分充足，植被和土壤類型繁多。空氣以晴朗乾燥為主；冬季較短而溫和，植物和花卉終年生長。即使在炎熱的夏季，夜晚通常也是涼爽晴朗的。現在，這個地區的植被大多數是糧食作物。
副熱帶濕潤氣候（Cfa：6，12）
在大陸東岸，形成了自赤道型氣候向副熱帶濕潤氣候 （humid subtropical climate）過渡的地帶。對流型的夏季陣雨和冬季的氣旋性風暴是降水的來源。如圖4.43所示，這種氣候的特徵是夏季炎熱潮濕，冬季溫和濕潤。在秋季，有時有颶風在熱帶海水中形成，襲擊沿海地區。
圖 4.43 澳大利亞悉尼的氣候（圖例參看4.35〔a〕）。由於悉尼位於南半球，所以最溫暖的日子在1月，最冷的日子在7月。
這一氣候通常雨水調勻，從而使諸如櫟樹、楓樹等硬喬木組成的闊葉林能夠發育。秋季林木的樹葉在脫落前變成橙色和紅色。此外，針葉樹能同落葉樹混合成次生林。
向極地方向的大陸性氣候的過渡伴隨有日益寒冷的冬季和短促的夏季。沿著這個方向，氣旋性風暴也越來越多於對流性陣雨。這種地區就不再具有副熱帶濕潤氣候的特徵，而呈現為大陸性濕潤氣候（見「大陸性濕潤氣候」一節）。巴西南部、美國東南部和中國南部都屬於副熱帶濕潤氣候。
在副熱帶濕潤氣候和大陸性濕潤氣候區的闊葉林下，發育的是淋溶土。其A層通常呈灰棕色。這種土壤往往富含植物養分。闊葉林落葉形成富含鹽基的腐殖質，淋溶土在炎熱的夏季保持著水分，使農業能獲得高產。