Botanika III. Bevezetés a növénytanba, algológiába, gombatanba és funkcionális növényökológiába Szerkesztette Tuba, Zoltán, Szerdahelyi, Tibor, Engloner, Attila, és Nagy, János

Kronoszekvenciák, vagyis eltérő szukcessziós stádiumban lévő, egy élőhelyen található (idősort adó) vegetációfoltok tanulmányozása azt mutatta, hogy a faji diverzitás, vagyis a fajgazdagság és az egyenletesség is növekedett a felhagyást követő első negyven évben.

VII.30. ábra - A fajgazdagság változásai a szekunder szukcesszió során (Smith–Smith 2001 nyomán)

Hosszabb időskálát lefedő vizsgálatok más időbeli mintázatot mutattak, például a lágyszárúak zárt, nagy borítású közösségének kialakulásáig nőtt a diverzitás, a bokrosodás időszakában csökkent, a fiatal erdő időszakában újra nőtt, majd az erdő öregedésével ismét csökkent.

A fajok kolonizációja nyilván fajgazdagság-növelő a kezdetben csupasz talajon. Diverzitáscsúcs tapasztalható a korai és késői szukcessziós fajok együttes jelenlétével jellemezhető, hosszabb-rövidebb átmeneti időszakokban, majd a szukcesszió előrehaladásával a késői szukcessziós fajok válnak dominánssá, s a diverzitás lecsökken (VII.30. ábra). A fajhelyettesítések sebessége, mely a populációk növekedési rátájától függ, meghatározza az időszakok hosszát.

VII.31. ábra - Populációk méretének alakulása a szukcesszió során háromféle zavarási gyakoriság mellett (Smith–Smith 2001 nyomán)

A zavarások gyakorisága a populációk növekedési rátáját nagyban befolyásolja, s így a szukcesszió sebességét és a diverzitás alakulását is. Gyakori zavarások mellett a diverzitás kicsi marad, mert a késői szukcessziós fajok nem juthatnak be a területre. Ha a zavarások ritkák, a késői szukcessziós fajok kiszorítják a többit, így a diverzitás szintén kicsi. Ebből következően, s ezt mondja a közepes zavarási hipotézis (IDH, intermediate disturbance hypothesis), a diverzitás maximuma közepes zavarási gyakoriság mellett jellemző, mert a késői szukcessziós fajok megjelenhetnek, de nem tudják kiszorítani a többit (VII.31. ábra).

3. 4. A Föld klímarendszere, radiáció, légkör, a vegetáció energiamérlege

3.1. 4.1. A Napból érkező sugárzás

A Nap felszínéről a Földre érkező elektromágneses sugárzás az autotróf szervezetek működésén keresztül biztosítja a földi élet energiaszükségletét. A Napból érkező elektromágneses sugárzásnak számos jellemzője van, így például érdekes a Föld légkörére érkező energia felületegységre eső mennyisége, a sugárzás spektruma (adott hullámhosszra eső energiája).

Bármely test elektromágneses sugárzására – így a Napból érkezőre is – jellemző a Planckeloszlás, amely azt mutatja meg, hogy a sugárzó test felületi hőmérsékletének függvényében (feketetest-sugárzás)¹ hogyan alakul az adott hullámhosszú sugárzásra eső energiamennyiség (VII.32. ábra). Tekintve a Nap és a Föld átlagos felszíni hőmérsékleteit, a maximumhoz tartozó hullámhosszak 0,6 μm-nél (Nap), illetve 9,8 μm-nél (Föld) adódnak. Általában a 0,3–3 μm hullámhosszúságú sugárzást a Napból eredő rövidhullámú, a 3–100 μm hullámhosszúságú sugárzást a Földre jellemző felszíni hőmérséklet-tartományból eredő hosszúhullámú sugárzásként tarjuk számon.

VII.32. ábra - Különböző felszíni hőmérsékletű testek sugárzásának egységnyi hullámhosszra jutó energiája a hullámhossz függvényében (a Nap felszíni hőmérséklete 6000 °K, a Földé 288 °K) (Loomis–Connor 1992 nyomán)

A Földre érkező elektromágneses sugárzás hullámhossz szerinti felosztása a következő: gamma, UV (UV-A: 315–380 és UV-B: 280–320 nm), látható (400–700 nm), közeli infravörös (0,8–5 μm), távoli infravörös (5 μmtől), a mikrohullámok (100 μm-től) és a rádióhullámok (~cm-es nagyságrend). A felsorolás nem teljes, így a nagy energiájú (nukleáris reakciók során jellemző) gamma-sugárzással itt csak a megemlítés szintjén – és a spektrum folytonosságának bemutatása miatt – foglalkozunk. Az adott hullámhosszhoz tartozó energiamennyiség

E = hc / λ,

ahol h a Planck-állandó (6,63·10^–34 Js), c a fény sebessége (3·10⁸ ms^–1), λ pedig a hullámhossz (m). A sugárzás elnyelődhet (abszorpció), visszaverődhet (reflexió) vagy átjuthat (transzmisszió) a kérdéses objektumon, amely lehet például a légkör, egy levél vagy a spektrofotométer mérőcellájában lévő oldat. A három frakció (abszorbeált, reflektált, transzmittált) összege 1. A felszínre érkező (rövidhullámú) sugárzás visszavert hányada az albedo (hó [0,9], beton [0,5], zöld növényzet [0,23]).

Az ultraibolya sugárzás nagyobb részét – „szerencsésebb” földrajzi pozíciókon – elnyeli a sztratoszféra ózonrétege. Az ózon (O3) hatékonyan nyeli el az UV-B sugárzást. Az ózonréteg vékonyodásával (klórozott szénhidrogének kibocsátása) a felszínre érkező UV-B sugárzás intenzitása emelkedik (VII.33. ábra).

VII.33. ábra - Az elektromágneses sugárzás energiájának hullámhossz szerinti felosztása

Amennyiben az ózonpajzs nem elég vastag – és így nem elég hatékony –, a nagyobb energiájú UV-B sugárzás is lejut a felszínre. Ez a sugárzás elég nagy energiájú ahhoz, hogy roncsolja a DNS-t, bizonyítottan karcinogén. Az ózonpajzs általában az Egyenlítő felett a legvékonyabb és a pólusok felett a legvastagabb (kivétel az Antarktisz felett rendszeresen megjelenő ózonlyuk). Az UV-B sugárzás intenzitása 14–18%-kal nő a tengerszint feletti magasság minden 1000 m-ével. Az ózon (O₃) UV-B hatására képződik és bomlik is, a két folyamat egyensúlyát, például a klórozott szénhidrogének (CFC) és a nitrogén-oxidok (antropogén hatás) a bomlás irányában tolják el. Az ebből következő ózonpajzs-vékonyodás a sarkok és a trópusok felett jellemző.

A Föld légkörét érő összes rövidhullámú sugárzás (UV+látható+közeli infravörös) intenzitása – napállandónak nevezzük – 1360 Wm^–2. Ennek átlagosan 47%-a jut le a Föld felszínére, a veszteség a légkörről történő visszaverődésnek, a légkörbeli szóródásnak és elnyelődésnek tulajdonítható. A Föld felszínét érő sugárzás tengerszinten vett maximális értéke 1000 Wm^–2 az Egyenlítőnél. A sugárzás intenzitása a pólusok felé csökken (lásd VII.34. ábra). Az említett (maximum) 1000 Wm^-2 hozzávetőlegesen 40–50%-a tartozik a fotoszintézis révén a növények (primer producensek) által hasznosítható fotoszintetikusan aktív 400–700 nm közötti tartományba (PAR, fotoszintetikusan aktív radiáció).

VII.34. ábra - A napsugarak beesési szöge a Föld felszínének különböző pontjain eltérő. A felületegységre eső sugárzás mennyisége (Wm^–2) a Lambert-féle koszinusztörvénynek megfelelően alakulva a nagyobb földrajzi szélességek felé haladva csökken (Loomis–Connor 1992 nyomán)

A felszín egységnyi területére érkező energiamennyiség nemcsak a beesési szög koszinuszával változik (koszinusztörvény VII.34. ábra), hanem nyilvánvalóan függ a sugárzás időtartamától is.

VII.35. ábra - A Föld keringési pályája a Nap körül. (d = deklináció) (Loomis–Connor 1992 nyomán)

VII.36. ábra - A nappalhossz alakulása az év során egyes földrajzi szélességeken (Loomis–Connor 1992 nyomán)

A Földön – az egyenlítő nagyjából állandó időjárású (klímájú) közvetlen környékét nem tekintve – jellemző az időjárás évszakossága, szezonalitása. Ennek alapvető oka az, hogy a Föld Nap körüli keringése miatt – az adott földrajzi szélességre – beérkező sugárzás egy nap alatti mennyisége a besugárzás időtartamával – a nappalhosszal – is változik (VII.36. ábra).

3.2. 4.2. Globális éves energiamérleg

A Földre érkező napsugárzás 39%-a a látható, 53%-a a közeli infravörös (720–3000 nm) és 8%-a az ultraibolya tartományba esik. A beérkező összes energiamennyiség 31%-a visszaverődik a felhőkről (16%), a légkör molekuláiról (7%) és a felszínről (8%). További 20% elnyelődik a légkörben (itt a sztratoszférabeli ózon, illetve a troposzféra felhői – vízgőz – szerepelnek nagy súllyal). A rövidhullámú sugárzás fennmaradó 49%-a éri el a felszínt direkt és diffúz sugárzás formájában. Éves skálán a Föld sugárzási egyenlege zérus, illetve az elnyelt és kibocsátott energiamennyiségek egyensúlyban vannak.

VII.37. ábra - A légkör energiamérlegét (hőmérsékletét) lényegesen befolyásoló egyes légköri összetevők (üvegházhatású gázok, aeroszolok, por), illetve egyéb tényezők becsült (IPCC, 2001) melegítő, illetve hûtő hatása egységnyi földfelszínre vonatkoztatva

Az összes elnyelt energiamennyiség 79%-a a hosszúhullámú kisugárzás formájában, 16%-a latens hőáram, 5%-a pedig szenzibilis hőáram révén hagyja el a felszínt. Az üvegházhatású gázok (CO₂, CH₄, N₂O, halogénezett szénhidrogének) abszorbeálnak a kisugárzási hosszúhullám-tartományban (3–30 μm), majd az így felvett energiát kisugározzák (lehűlnek). Ennek a kisugárzásnak egy része a felszín felé irányul, és így az útjába eső üvegházhatású gázok molekuláiban ismét elnyelődik. A folyamat eredménye az üvegházhatás, ami a fentieknek megfelelően elsődlegesen a légkör melegedését jelenti. Ez természetesen maga után vonja a felszíni hőmérséklet emelkedését is.

A légkörben található aeroszolok (kisméretű lebegő részecskék, por) egy része higroszkópos, és így kondenzációs magként szolgálhat a felhők kialakulásában. A felhők, a légköri gázok és az aeroszolok együttesen fokozhatják az albedo mértékét, így a felszínre jutó energiahányadot csökkentik (VII.37. ábra). Vulkánkitörések után a légkörbe kerülő higroszkópos kénvegyületek fokozott felhőképződést és így az atmoszféra rövid ideig tartó hűlését eredményezték.

3.3. 4.3. A levegő vízgőztartalma

A légkör tömegének túlnyomó hányada az alsó 5 km-ben van, ez a légkörbeli vízgőz mennyiségére is igaz. A levegő abszolút páratartalma² az egyenlítő környékén mintegy 10-szerese a sarkvidékeken mérhető értéknek. A levegő telítési vízgőznyomása a léghőmérséklettel emelkedik. A vízgőznyomás a vízgőzre eső parciális nyomás. Ha a légköri nyomás 1000 mbar, akkor a nitrogén parciális nyomása 780 mbar, az oxigéné 210 mbar, a vízgőzé 10-60 mbar, a szén-dioxidé pedig 0,355 mbar (átlagos érték 2000–2005 közötti időszak vegetációs periódusaira). A vízgőz mennyisége a levegőben gyakran meghaladhatja a telítési értéket (S,W,D pontok, VII.38. ábra), ekkor harmatképződést tapasztalunk. A levegő relatív páratartalma (P/S) azt adja meg, hogy az adott hőmérsékleten a vízgőz-telítettségi páratartalomhoz képest mennyi (hány százalék) vizet tartalmaz a levegő. A párolgó felület hőmérséklete vagy a P–W szakasz mentén csökkenhet (energiatartalom-változás nélkül), vagy a P–D szakasz mentén (a levegő hűtésével). A vízszintes tengelyen vett P–D távolságot nevezzük harmatpont-depressziónak (°C). A levegő szárító hatását a vízgőznyomás-deficittel abszolút értékben is megadhatjuk, ez a VII.38. ábrán a P és S pontokhoz tartozó vízgőznyomások különbsége. Ez akkor érdekes, ha – mint azt feljebb tárgyaltuk – valamely felületről való párolgást kívánunk számítani. Ez utóbbi esetben a vízgőznyomás megfelelő hőmérsékleteken vett értékeivel kell számolnunk (a levélzet felszíni hőmérséklete általában kisebb a léghőmérsékletnél, így a vízgőznyomás-különbség kisebb lesz az S–P különbségnél).

3.4. 4.4. A felszín energiamérlege

Az energia mértékegysége a joule (J). Belátható, hogy a felszínre érkező teljesítmény (J · s^–1, W) a sugárzás időtartamával nő. Magyarországon a felszínre beérkező rövidhullámú sugárzás intenzitása nyáron meghaladja a 800 Wm^–2-es értéket. Ennek az energiának csak kis része hasznosul a fotoszintézisben (lásd produkció).

VII.38. ábra - A levegő telítési vízgőznyomása (e*) a léghőmérséklet függvényében (Loomis–Connor 1992 nyomán). Jellemző pontok: P: aktuális vízgőznyomás T_a aktuális léghőmérsékletnél. S: telítési vízgőznyomás T_a-nál, D: a P-ből a levegő hűtésével juthatunk el a D pontba. A T_d a P-hez és T_a-hoz tartozó harmatpont-hőmérséklet, a T_a–T_d különbség a harmatpont-depresszió. W: nedves hőmérsékleten (T_w) vett telítési vízgőznyomás. Ha a száraz-nedves hőmérőpár (lég)száraz tagja T_a-t mér, akkor a nedves hőmérő (vízzel átitatott szövetdarabbal fedett hőmérő) T_w hőmérsékletet mutat. A T_a–T_w különbségből a levegő páratartalma számítható, mivel a P–W szakasz meredeksége állandó, értéke 66 Pa.°K^–1 (pszichrometrikus állandó).

A felszíni energiamérleg fő tagjai a felszínre beérkező és onnan távozó (rövidhullámú és közeli infravörös) sugárzás egyenlegeként adódó nettó radiáció (R_n, nevezik rendelkezésre álló energiának is), illetve a felületről a konvekció révén távozó szenzibilis hő (H), a felületről a párolgással elvont, az elpárolgott vízmennyiség (E, nevezik evapotranszspirációnak is) és a víz párolgáshőjének (2,45 MJ.kg^–1) szorzataként adódó latens hő (LE) (VII.39. ábra), a talajba irányuló hőáram (G), illetve a fotoszintetikus produkcióra fordított hányad (A).

R_n = H+L×E+G+A

A fenti egyenlet értelmezéséhez tudni kell, hogy a felszín felé irányuló áram előjele negatív. A fotoszintézis, illetve a növényi produkció R_n-hez viszonyított értéke igen csekély (éves szinten maximum 2%). A nettó radiáció a beérkező összes rövidhullámú sugárzásnál kisebb.

VII.39. ábra - A beeső sugárzás (Rs), a nettó radiáció (Rn), továbbá a latens hőáram (LE) és a léghőmérséklet (Ta) jellemző napi alakulása (Loomis–Connor 1992 nyomán)

3.4.1. 4.4.1. Az energiamérleg egyes tagjainak részletesebb leírása

R_n = R_S beérkező – R_S távozó (reflexió + emisszió) + R_L beérkező – R_L távozó (reflexió + emisszió),

ahol R_L jelöli az infravörös (hosszúhullámú) sugárzást, R_s pedig az összes rövidhullámút.

A Stefan–Boltzmann-törvény szerint az emisszió valamely felületről

E = e · σ · T⁴, ahol e az emisszivitási együttható (a fekete test esetében értéke 1,0), σ a Boltzmann-állandó, a T pedig a °K-ben vett hőmérséklet.

H = c _p · ρ · dT·g, ahol c_p a levegő fajhője, ρ a levegő sűrűsége, dT a levegő és a felület hőmérséklet-különbsége, g pedig a vezetőképesség.

LE = c _p · ρ · de·g, ahol de a vízgőznyomás-különbség, L a párolgási hő és E a leadott vízmennyiség.

A fentiekből látható, hogy a szenzibilis és a latens hőáram esetében az Ohm-törvény analógiájáról van szó. A vezetőképesség (hőre, vízgőzre) az adott anyagra adott közegben (pl. a hőre vagy a vízgőzre a levegőben) jellemző diffúziós együttható és az egységnyi távolság (SI-ben: m) szorzataként adódik. A szenzibilis és a latens hőáram hányadosaként képzett Bowen-arány (H/LE) az adott terület klímáját is jellemzi, így a nedvesebb klímájú vidékeken értéke nyilván kisebb a sivatagokban mérhető értéknél (a nevezőben lévő tag nagyobb).

3.4.2. 4.4.2. Az energiamérleg egy levélre történő számítása

R _n; nettó radiáció (pozitív, ha a levél kevesebb energiát sugároz ki, mint amennyit a környezetéből felvesz).

H; az érzékelhető (szenzibilis) hő árama; magában foglalja a kondukciót és a konvekciót; pozitív, ha a levél több hőenergiát nyer, mint amennyit veszít.

LE; latens hő (párolgás – negatív, kondenzáció – pozitív).

Konstans levélhőmérséklet mellett és a metabolizmust nem tekintve:

R _n + H+LE=0

R _n, (W · m²); R_n = R_nabs– e· σ ·T⁴

e; a levél emisszivitása (~0,95), σ; Stefan–Boltzmann-állandó, 5,673 · 10^–8 W · m^–2 . K_–4

T; levélhőmérséklet, °K

H, (W/m²); H = (T_a–T_l) ·c_P· ρ ·g_a

T _a; léghőmérséklet

T _l; levélhőmérséklet

c _P; a száraz (telítetlen) levegő specifikus hőkapacitása 1000 J · kg^–1· K^–1)

ρ; a száraz levegő sűrűsége; 1,205 kg · m^–3 (20 °C, 100 kPa ~ 1000 mbar ~ 1 atm)

g _a a felületi határréteg konduktanciája; m/s

LE, (W · m^–2); E = ((e_l – e_a) ·c_P· ρ · (g_l + g_a)/γ)/L

e _l; a sztóma alatti tér vízgőznyomása, Pa

e _a; a levegő vízgőznyomása, Pa

g _l , g_a ; a levélre és a felületi határrétegre jellemző konduktanciák, m · s^–1

γ; pszichrometrikus állandó (~66 Pa/K)

3.5. 4.5. A diffúzió szerepe a növényzet energia-háztartásában és gázcseréjében

A szén-dioxid felvétele és a vízgőz leadása e gyaránt a sztómákon keresztül történik (a vízgőz esetében szerepel még a kutikulán keresztüli transzspiráció is, de ez a sztómás komponenshez képes nagyon kicsi, annak 1%-ánál kisebb) a levél felszínéig s onnan a felületi határrétegen keresztül a szabad légtérbe. Mindkét folyamat diffúzióval megy végbe Fick első törvénye szerint, ahol a fluxus (itt F; mol · m^–2· s^–1) intenzitása az illető gáz levegőben vett diffúziós együtthatójától (D; m²· s^–1), a két pontban a koncentrációk különbségétől (c₁, c₂; mol · m^–3), illetve a molekula által megteendő távolságtól (l, a két pont távolsága; m) függ.

A levél felszínéig a sztómás vezetőképesség (g_s; m · s^–1) bevezetésével:

F = (c_{sztóma alatti tér} – c_{környező levegő}) · g_s

A levél felszínétől pedig:

F = D · (c₂ – c₁)/l

Az Ohm-törvény analógiájára a koncentrációk különbsége felel meg a feszültségkülönbségnek, a fluxus az áramnak, a D/l hányados, illetve a g_s pedig a vezetőképességnek. Az l távolság – amely a felületi határréteg vastagsága – a levél felszíne és a külső légtér között értelmezett, és erősen függ a környezeti tényezőktől. Ez utóbbiak (ebben a kontextusban főként a hőmérséklet a páratartalom és a szélsebesség) határozzák meg a felszín és a légtér közötti anyag- (itt pl. CO₂ és H₂O) és energiacserét. A levél felszínéhez nagyon közel (μm-es skála) a levegő hőmérséklete, páratartalma és szén-dioxid-koncentrációja inkább a levélre jellemző, mint a levelet körülvevő levegőre. A levél belsejében (sztóma alatti tér) a relatív páratartalom (RH) pl. akkor is 100%-os, ha a levélfelszíntől 1 mm-re már csak 40% az RH értéke. Ugyanígy a szén-dioxidra nézve is nagy koncentrációkülönbség áll fenn a sztóma alatti tér és a külső légtér között. Ezek a koncentrációkülönbségek a felszíntől kifelé haladva folyamatosan és – az említett környezeti tényezők függvényében – dinamikusan alakulnak ki. A „külső légtér” (ahol már inkább a levegőre s nem a levélre jellemző értékek fordulnak elő) távolsága a levél felszínétől egyenlő a felületi határréteg vastagságával, illetve az l paraméterrel. Száraz levegőben a vízgőz koncentrációja (a felszíntől vett) kisebb távolságon csökken a levegő nagyobb tömegét jellemző értékre, mint nedves levegőben. Szélcsendben a levél felszínétől nagyobb távolságra mérhető a levegőre jellemző (vízgőz- vagy szén-dioxid-) koncentráció, mint erős szélben. A fentiek alapján a sztómás és a határréteg-vezetőképességet együtt kezelve módosul a levél és a légtér közötti gázcserét leíró egyenlet:

F = (c₂– c₁₎ · g_összes,

ahol a g_összes a sztómás és a felületi határréteg vezetőképességének az eredője. A diffúzió csak μm-es távolságokon (a sztómán keresztül, a levél felszínéig) hatékony. A szél miatt fellépő keveredés szükséges ahhoz, hogy az anyag- és energiacsere a vegetáció, illetve a légtér között hatékonyan végbemehessen.

3.6. 4.6. A légkör (atmoszféra) és a hidroszféra

VII.40. ábra - A hőmérséklet változása a magassággal a légkör rétegeiben (bal oldali ábra) és a hőmérséklet, valamint a CO₂-koncentráció alakulása földtörténeti léptékben jelenlegi értékekhez viszonyítva (jobbra) (Smith–Smith 2001 és www.mhhe.com nyomán)

A Föld egész légköre az atmoszféra, eltérő funkciójú koncentrikus rétegeivel. A Föld átlagos hőmérséklete 288 °K (lásd radiáció). A felszíntől 90 km-re lévő külső héj, a termoszféra hőmérsékletétől függ például az űrbe szökő hidrogén mennyisége, s ennek a hidrogénnek (és a légköri oxigénnek³) egyedüli forrása a Föld vízkészlete. E réteg alatt a mezoszféra (50 km magasságig), az alatt pedig a sztratoszféra (50 km–18 km) van. A mezoszférában az ionizáló sugárzás a levegő molekuláit bontja (így a CO₂-t CO-ra és O-atomra, a vizet hidroxilcsoportra és atomos oxigénre, az oxigénmolekulát atomos oxigénre). A sztratoszférában van az ózonréteg (kb. 30 km magasságban), amelynek az ultraibolya sugárzás nagy részét elnyelő funkciója miatt kitüntetett szerepe van. Az „alsó” 18 km a troposzféra (viszonyítási alapként: az utasszállító repülőgépek 10-12 km magasságban repülnek). A troposzféra (0–18 km) tartalmazza a légkör tömegének túlnyomó részét, ebben a rétegben zajlanak az időjárási események. A benne lévő – relatíve nagyon kis mennyiségű – üvegházhatású gázok (CO₂, NO_x, CH₄, H₂O), továbbá aeroszolok és porrészecskék nélkül a Föld felszíni hőmérséklete 33 °C-kal lenne hidegebb. A troposzférára jellemző átlagos léghőmérsékleti gradiens (dT/dz) 6,5 °K . km^–1. A sztratoszférában a hőmérséklet azért emelkedik, mert az itt képződő ózon elnyeli a beérkező sugárzás egy részét. A mezoszférában a hőmérséklet csökken, 90 km feletti magasságban, a termoszférában az elnyelődő ultraibolya sugárzás miatt a hőmérséklet emelkedik. Itt jellemző az oxigén- és nitrogénmolekulák disszociációja, illetve az atmoszferikus gázok ionizációja.

A globális légköri cirkuláció alapvető oka a felszín egyenetlen felmelegedése, illetve lehűlése ennek a levegőre gyakorolt hatásaival.⁴ Ennek hátterében a földrajzi szélességtől függő felszíni sugárzásintenzitás éppúgy szerepel, mint a légkörben való elnyelődés és szóródás, mely utóbbiak mértéke függ a légkörben megtett út hosszától. Ha csak a fenti tényezők határoznák meg az egyes éghajlati övek elhelyezkedését, akkor az éghajlati övek határai párhuzamosak lennének a földrajzi szélességeket megadó képzeletbeli vonalakkal. A szárazulatok és tengerek eloszlása és az ebből következő térben egyenlőtlen felmelegedés-lehűlés alakítja tovább az éghajlati övek határait/átmeneteit. Az ilyen módon meghatározott klíma (főként a felszíni hőmérséklet és a csapadékmennyiség) azután alapvető hatással van például az élő szervezetek produkciójára, arra hogy milyen növényi életformák fordulhatnak elő, és hogy milyen vegetációfiziognómia a jellemző. Ez a klíma úgy is felfogható, mint egy tágabb keret, egy lehetőségkészlet, amelyen belül az éppen előforduló változatot nevezzük – mondjuk napi – időjárásnak.

A légköri cirkuláció mellett a klímát leginkább befolyásoló tényező a Föld legnagyobb anyag- és energiaforgalmú ciklusa, a vízciklus. A hidroszféra tartalmazza a felszín 71%-át borító vizeket, ezen belül az összes (víz)térfogat 74%-át adó óceánokat, továbbá az összes térfogat – csupán – 0,001%-át kitevő és átlagosan 10 napos tartózkodási idejű légköri vizet (felhők, pára). Az édesvíz legnagyobb része a sarki jégsapkákban van. Az óceánok áramlatainak az energia-háztartásban (a Föld éghajlatának alakítására alkalmas méretű meleg és hideg tengeráramlások) és a tápanyagforgalomban (a sarkvidékekről érkező szervetlen tápanyagban gazdag áramlatok) van meghatározó szerepük. A légköri és az óceáni áramlatok néhány jellemző tulajdonságának figyelembevétele segíthet fontos klimatikus jelenségek megértésében.

Az óceán különbözik a légkörtől például abban, hogy felülről melegszik, vagy hogy a melegebb víz lesüllyedhet a hidegebb vízben, ha elég sós, mert a só koncentrációjának növekedésével nő az oldat sűrűsége. A 75–200 m-es felszíni réteg alatt van az éles hőmérsékleti gradiensű