阳光与地球的天气和气候

昼夜与四季

在北半球中纬度的海岸上，晴天常能看到这样的变化。清晨，太阳从东方升起，斜斜的阳光照着岸边，石块的影子拖得很长。临近正午，太阳越升越高，影子渐渐缩短。到了傍晚，太阳降下来，影子又向另一边伸长。太阳落到地平线下以后，岸边失去了直射的阳光，海面也渐渐暗了。

太阳每天在天空中升起、落下，主要是因为地球在自转。地球绕着穿过南北两极的地轴，从西向东转动，海岸也跟着转动。当这片海岸从背向太阳的一侧转进受光的一侧，清晨就到了。随着地球继续转动，太阳在当地的天空中逐渐升高，随后降低，最后落下。同一个地方就这样经历白天和黑夜，大约二十四小时后，又迎来一次日出。

在同一处海岸，夏天天亮得早、天黑得晚，冬天天亮得晚、天黑得早。冬夏正午的太阳也不一样高。夏天太阳较高，同一块石头的影子较短；冬天太阳较低，影子就长得多。如果隔几个月到同一个地方观察，还会发现日出和日落的位置变了。太阳每天经过天空的路线，也在一年中慢慢改变。

这些一年一度的变化与地球绕太阳公转有关。地球大约用一年绕太阳运行一周。可以把它运行的轨道想象成放在一张平整的桌面上。地轴没有与这张桌面垂直，而是从竖直方向倾斜了约二十三点四度。地球沿轨道运行时，地轴仍大致指向同一个方向，太阳却处在地球的不同方位。因此，一年中有半年，地轴的北端朝太阳倾斜；另半年则是南端朝太阳倾斜。

北半球朝太阳倾斜时，这处海岸随着地球转动，每天经过受光一侧的路程较长，在背光一侧的路程较短。地球转动的速度没有因此改变，所以海岸在阳光下停留得更久，白昼就更长。正午的太阳也较高，阳光照向地面时更接近垂直方向。相同的一束阳光落在地上，照亮的面积较小，每平方米分到的能量就较多。白昼长、阳光照得比较直，这两项变化使这里在夏天得到更多太阳能。半年以后，地轴的北端背离太阳倾斜，这处海岸每天在受光一侧停留的时间较短，正午的太阳也较低，这里便进入日照较少的冬季。

南半球的季节与北半球相反。北半球朝太阳倾斜、白昼较长的时候，南半球恰好背离太阳倾斜、白昼较短。因此，北半球过夏天时，南半球在过冬天。地球与太阳的距离也在一年中变化，一月通常最近，七月通常最远。距离改变会同时影响两个半球收到的阳光，而两边的季节却正好相反。造成冬夏差别的主要原因，是地轴倾斜使两个半球的日照角度和白昼长度发生了相反的变化。

这处海岸的白昼从春天起逐渐变长，到了夏至前后达到最长，随后又渐渐缩短。可是，白昼最长的时候，海水和陆地的温度往往还没有达到一年中的最高值。海水和陆地白天吸收阳光，同时也在向外散热。夏至以后，虽然每天受到阳光照射的时间开始减少，但在一段时间里，得到的能量仍可能多于失去的能量。多出来的能量继续积累，温度便还会升高。冬至以后也有类似的情况：白昼开始变长，但如果一段时间里散失的能量仍比得到的多，海水和陆地就会继续冷却。

因此，最热的时段常在夏至之后，最冷的时段常在冬至之后。要晚多久，各地并不相同。海陆分布、海流和风都会影响当地积累、失去热量的速度，也会使一年中最热、最冷的时段提前或推迟。

赤道与两极的能量差

这片中纬度海岸的日照随季节变化。把它与赤道附近、靠近两极的海岸相比，还能看见位置带来的差别。纬度表示一个地方离赤道向南或向北有多远：赤道附近是低纬地区，靠近两极的是高纬地区，中间的称为中纬度地区。赤道附近一年到头正午的太阳都较高，两极附近的阳光则常常斜着照来。要比较各地一年收到多少太阳能，既要看阳光照射的角度，也要算上每天照了多久。

可以想象用手电筒照地面。光束直直地照向地面时，亮区比较小；手电筒倾斜以后，亮区就会拉长。光束带来的能量没有增加，却分散在更大的面积上，每平方米分到的能量便少了。太阳光照到地球上，也有这种差别。地球表面是弯曲的，各地的地面朝向不同。赤道附近一年中较多时候能受到接近垂直的照射，靠近两极的地方则主要受到斜照。

不过，靠近两极的地方，夏天的白昼特别长。有些地方会出现极昼，即使到了午夜，太阳也没有落到地平线下。太阳虽然不高，却能连续照上一整天。比较日照带来的能量时，可以先看阳光刚到达大气层外缘的情况。这里的阳光还没有被云和空气削弱。夏至前后，把一整天每平方米收到的阳光都加起来，高纬地区的总量有时甚至比赤道地区更多。角度较斜带来的不足，能够被更长的日照时间补上。地面真正吸收多少，还要看云层、冰雪等条件；持续的日照仍会使一些地方积累热量，冰雪也逐渐融化。

半年以后，同一片极地又会进入极夜，太阳长时间不再升起。这些没有日照的日子，也要计入全年的比较。把一年各天收到的太阳能加起来，再比较每平方米的总量，赤道附近仍多于两极。

照来的阳光也有一部分会返回太空。海岸上厚云遮住太阳时，云层会反射一部分阳光；极地的冰雪也会反射大量阳光。扣除反射出去的部分，才是地面和大气真正吸收的能量。各地的云量、冰雪覆盖范围和地表颜色不同，留下的太阳能也就不同。

地面和海洋吸收阳光、变暖以后，又会把能量传给空气，并以红外线等形式向外散热。大气也会吸收和发出红外线。其中一部分能量最终离开大气层，进入太空。要知道一个地区得到的能量是否够补上失去的能量，就要把进入和离开地球的能量放在同一个边界上比较，研究人员常选大气层的外缘作为这个边界。卫星测量反射回太空的阳光，也测量地球向太空发出的热辐射。用照来的太阳能减去反射出去的部分，就得到地面和大气合起来吸收的太阳能，再与向太空散出的热量比较，便能判断这里是得到的多，还是失去的多。

这些测量显示，按全年平均，低纬地区吸收的太阳能量通常多于向太空散出的热量。高纬地区则相反，向太空散出的热量通常多于吸收的太阳能量。极地虽然冷，地面和大气仍在不断发出热辐射，而全年吸收的阳光较少，补不上向外散失的能量。到了不同季节，或换到某一片具体的海陆，这样的收支还会随云量和地表状态改变。

高纬地区还会从别处得到热量。空气和海水流动时，会把能量一同带走，低纬地区的一部分能量就这样被送往较高纬度。一个地方长年有多冷、多暖，既取决于它吸收多少阳光、向外散出多少热，也取决于空气和海水从别处带来或带走多少能量。

大气怎样搬运热量

晴朗的白天，海边的沙地渐渐晒热，海面升温通常慢得多。如果原有的风不强，午后可能有较凉的空气从海上吹来。海风吹过，岸边的气温随之下降，内陆没有吹到海风的地方却可能仍很热。海陆受热的差别能够在海岸附近引起这样一轮空气流动。云量、地形和原有的风，都会影响它能否形成，以及能吹多远。

白天，沙地主要是靠近表面的一层被阳光晒热。海洋却不同，阳光能进入海水内部，风浪又不断搅动海水，把热量分散到较深处。同样多的热量，由更多的海水分担，水温升高得就慢一些。而且，让相同质量的水和沙土升高同样的温度，水通常需要吸收更多热量。因此，在日照相近的白天，沙地表面通常比海水升温快，接着把热量传给贴近地面的空气。空气受热后膨胀，同样多的空气占据更大的空间，密度就减小了。如果它比周围空气暖，便会受到向上的浮力而上升，陆地上方受热的空气层也随之变厚。

气压与上方空气的重量有关。可以想象在海面和陆地上各选一块同样大的地方，从这里一直向上，把上方的空气看作一根没有管壁的柱子。柱子里的空气越重，压在底下的力量就越大，地面气压也越高。先设想海陆两边原来的地面气压相近，上方空气的重量也相近。陆地一侧的空气受热膨胀，柱子变得更高，但空气没有立刻流走，整根柱子的重量便没有因此减少。

这时，在海陆上方选取同样的高度作比较。陆地上的暖空气向上膨胀，使更多空气移到了这个高度以上。从这里往上算，陆地一侧的空气比海上一侧重，所以在这个高度，陆地一侧的气压较高。高处的空气受到压力差推动，便从陆地流向海上。

高处的空气流走以后，如果低处补进来的还没有这么多，陆地上方的空气总量就会减少，压在地面上的重量随之减小，地面气压也就降低了。相比之下，海面附近的气压较高，空气便从海上流向陆地，形成海风。海风补进陆地，陆地上的暖空气继续上升，高处的空气再流向海上，海上又有空气缓缓下沉。这样，近地面向陆地吹、高处向海上吹的气流，就逐渐接成了循环。

海风吹进陆地时，较凉的空气从暖空气下方推进，把暖空气抬起来。海风前沿经过的地方，风向可能改变，原来较热的空气逐渐被较凉的空气替换。风还会继续深入陆地，与沿途的空气混合。岸边气温的升降，因而不只取决于当地此刻晒到多少阳光，也与吹来的空气原先有多冷、多暖有关。

整个地球上的气流，比海岸附近的这轮循环大得多，也复杂得多。先看赤道附近：这里阳光充足，地面和海洋把空气加热，空气在一些区域汇聚、上升。升到高处以后，空气向赤道南北两侧流去。高处的空气向两侧流动时，会通过辐射向外散热；地球自转又使气流偏转，逐渐更多地沿东西方向流动。在北纬三十度附近的较广区域，有一部分空气缓缓下沉。到了近地面，又有空气向南流回赤道附近，补充那里上升的空气。这样，上升、高处向北流动、下沉、近地面向南流动，就接成了一轮大范围的循环。赤道以南也有类似的循环，只是高处的空气向南流，近地面的空气向北返回。这些是长期平均的大致情形，气流的位置和强弱还会随季节改变。

这些气流在移动时，地面也随着地球不停转动。因此，从地面上观察，空气经过的路线会发生偏转，这叫科氏偏转。北半球的气流会向自己前进方向的右侧偏，南半球则向左侧偏，越接近赤道，偏转作用越弱。不均匀受热使各地空气的温度和气压出现差别，压力差推动空气流动；地球自转则会改变气流的方向。

向赤道流动的空气为什么会偏向西，可以比较它和地面的运动。地球自转一周，各地都大约用一天，但赤道附近绕地轴转过的路程更长，所以地面向东移动得更快。空气开始移动以前，已经随着原来所在的地面向东运动；当它流向赤道时，前方的地面向东转得更快，它却不能立刻跟上，于是相对地面逐渐落在西边。

再看北纬三十度附近流回赤道的空气。这些空气原本向南流动，向前进方向的右侧偏，就会偏向西。因此，它们一边向南，一边向西，大致从东北吹向西南。从南纬三十度附近流回赤道的空气则向北流动，向前进方向的左侧偏，同样会偏向西，大致从东南吹向西北。南北两边的风都在向赤道附近吹，同时也在向西吹。这两股常年盛行的风，就是信风。

信风经过热带海洋时，会把海面蒸发出来的水汽带走。两边的湿空气在赤道附近相遇，汇聚、上升，水汽也随之被带到高处，为云雨的形成提供了水分。信风吹过海面，还会推动表层海水向西流动。

在海岸所在的中纬度，长期盛行的风大体从西向东吹，称为西风。但这里的空气也经常向南或向北移动。在北半球，一股暖空气从南方来到海岸，可能带来几天暖湿的天气；随后，北方的冷空气南下，海岸又会降温。暖空气向北移动时，把原来较暖地方的能量和水汽一起带过去。冷空气向南移动时，带去的能量通常比同样多的暖空气少。因此，长期合起来看，向北带去的能量通常更多，有一部分热量便从较暖的南方转移到了较冷的北方。南半球也有类似的交换，只是那里越往南越靠近南极，热量从较暖的北方输送到较冷的南方。

天气图上不断发展、移动的低压区和冷暖空气，都在参与这种交换。气流一边从西向东移动，一边向北或向南弯曲。把长期平均的运动画成示意图时，上升、下沉和回流显得很规则；实际天气中的气流却始终在变化。中纬度向高纬输送的热量，有相当一部分就是由这些天气系统搬运的。

水循环连接海陆

海风吹上岸，也把海面上方的水汽带向陆地。晴天的海面上看不见一道道水汽升起，海水却一直在蒸发。液态水变成气态水时，要从海水和周围环境中吸收能量。水汽混在空气里，随风离开海面，也把蒸发时吸收的能量带到了别处。

湿空气吹进陆地后，如果受热上升，就可能逐渐形成云。越往高处，上方压着的空气越少，气压也越低。一团空气向上移动时，周围挤压它的力量减弱，它便会向外膨胀。膨胀时要把周围的空气推开，这需要消耗能量。如果还没有从外界得到足够的热量补充，它自身的温度就会下降。

水滴会蒸发，水汽也会凝结回水滴。可以想象水面上方的一小片空气：水面不断有水分变成水汽，空气里的水汽也不断回到水面。在一定温度下，当蒸发出去的水分与凝结回来的水分一样多，水汽的多少就不再改变，这时称为饱和。温度降低时，水分从液态水中逸出会更困难，较少的水汽就能达到这种平衡。因此，比较同样体积的空气，温度越低，达到饱和所需的水汽越少。湿空气上升、冷却时，即使还没有增加水汽，也可能达到饱和。此后再继续冷却，一部分水汽便会凝结成小水滴。

空气中原有的尘埃、海盐等微粒，为小水滴的形成提供了表面。水汽在这些微粒上凝结，小水滴便逐渐形成。阳光照到大量小水滴上，被它们向各个方向散射，我们就看见了白云。较冷的云中还可能形成冰晶，水汽也能直接在冰晶表面变成冰。因此，云由小水滴或冰晶组成，原先混在空气里的气态水汽本身看不见。

云的边缘常在改变。一处有湿空气不断上升，小水滴便继续形成；另一处混入较干的空气，一些水滴又会蒸发。云因而可能逐渐长大，也可能变薄、消散。海风带来了水汽，云后来怎样变化，还取决于空气能升多高、上方有多冷，以及是否混入了干空气。

水汽凝结成水滴时，会把能量释放给周围的空气。上升的空气一边膨胀、冷却，一边得到水汽凝结释放的热量，因而降温会慢一些。海面蒸发时吸收能量，水汽随风离开海洋，又随空气升到高处，在凝结时把能量释放出来。这样，原来从海面吸收的能量，就能随着水的变化被带到陆地或较高的大气中。

云形成了，地面却未必会下雨。刚形成的云滴很小，下落得很慢，上升气流很容易把它们托住，或带到更高处。云滴要不断碰撞、合并，长成较大的水滴，才可能克服上升气流的托举而落下来，成为雨滴。较冷的云里，冰晶也会长大，有些聚成雪花。雪花落下时，如果经过足够厚、温度高于冰点的空气层，就可能融化成雨滴。雨滴下面如果有一层较干的空气，落下途中还会蒸发，有些甚至没有到达地面就已经消失。

雨刚开始下时，地面上出现一块块湿痕，低处可能逐渐积水。有些雨水渗进土壤。如果雨下得太急，水来不及渗下去，或土壤已经很湿，难以再吸收更多水，雨水就会积在地面上。在重力作用下，一部分积水沿着地面的坡度流向低处，这就是地表径流。这些水逐渐汇进沟渠和溪流，再流入河道。有些河流通向海洋，汇入这些河流的水会继续向下游流动，最后从河口入海。

雨停以后，陆地上的水还在流动。地下水沿土壤和岩石的孔隙缓缓移动，有些会从泉口流出，补给河流。有些水暂时留在湖泊、土壤或较深的地下；寒冷地区的积雪还可能继续积存，等融化后再流走。同一场雨落下的水，有些很快流进河道，有些则会在陆地上停留很久。

陆地也在不断向空气补充水汽。湖泊和土壤里的水会蒸发，植物吸收的水会以水汽的形式从叶片上的小孔散出，这叫蒸腾。风把海洋和陆地来的水汽混合起来，送往其他地方，云雨的位置也随气流改变。河口流入海中的水，则汇集了流域里不同地方、不同时间的降水。海边已经放晴，远处刚落下的雨水，或先前积雪融化后的水，仍可能沿河流到这里。

海洋怎样储存和输送热量

海岸外的海面一直在与空气交换水分和能量。在更广阔的赤道太平洋上，风还会推动海水，改变热量的分布。2015年，赤道太平洋中部和东部的海面逐渐变暖，海上的风、云和降雨也发生了变化。这次强厄尔尼诺事件持续了数月，直到2016年才结束。

通常，赤道太平洋的信风从东向西吹，把表层暖水推向亚洲和大洋洲一侧。暖水逐渐积聚在太平洋西部，暖水层就较厚；南美洲所在的东部，暖水层则较薄。风也会使表层水离开原来的地方。在赤道以南的秘鲁沿岸，常有风沿海岸向北吹，推动表层海水。这里属于南半球，海水受地球自转影响，向风吹去方向的左侧输送，也就是向西离开岸边。岸边少了的水，由下方较冷的海水向上补充，这叫上涌。

赤道附近也会发生上涌。信风吹动表层海水，赤道以北的海水受到向右的偏转，赤道以南的海水受到向左的偏转，两边的表层水便分别向北、向南移开。中间的水从下方得到补充，较冷的海水因而不断上来。靠近南美洲的东太平洋，冷水离海面较近，这些上涌更容易使海面降温，所以东部海面通常比西部凉。

从海面往下，海水也有明显的温度差别。上层海水受到阳光照射，通常较暖。再往深处，有一段水层的温度下降得特别快，这一层叫温跃层。它把上面较暖的海水与下面较冷的海水隔开。赤道太平洋西部积聚着较厚的暖水，温跃层通常较深；东部的暖水较薄，温跃层也较浅。因而在东部，水不必从很深的地方上来，就能把冷水带到海面。西部较厚的暖水层则储存着大量能量，海流改变时，暖水和其中的热量也会被送往别处。

研究人员跟踪2015年的变化时，既要测海面，也要测水下。卫星能提供大范围的海面温度资料，海里的浮标则能测量不同深度的水温。有些浮标系在海上，反复测量同一带海水；另一些随海流漂移，下潜后再浮起，把不同深度的测量结果传回来。连续的记录，使研究人员能看见海面之下正在发生的变化。

只知道海面温度，还不足以知道海洋储存了多少热量。两处海面的温度可能相同，一处下面却只有薄薄一层暖水，另一处的暖水层很厚。如果海面下面很快就是冷水，上涌或风浪搅动海水时，便较容易把冷水带到表面，使海面降温。如果暖水层很厚，冷水离海面较远，同样的搅动或上涌就较难使海面迅速冷下来。因此，研究人员既要测海面有多暖，也要知道水下暖了多深，这片暖水有多宽广，以及它们怎样随时间改变。

2015年春季以后，信风减弱，太平洋西部和中部还出现了向东吹的风。原来把暖水推向西边的力量减弱了，一部分暖水便向东扩展。风的改变还会引起海洋内部的波动。海里的温跃层可以上下起伏，这种起伏能够从一处传到另一处，类似水面上波浪的传播。2015年，向东吹的风推动海水，产生了使温跃层向下移动的波动。这种变化沿赤道向东传去，经过中部和东部时，那里的温跃层也随之加深，上面的暖水层便增厚了。

温跃层加深以后，海面下的暖水层变厚，较冷的水退到了更深处。上涌仍可能继续，但从下方带来的水没有原先那么冷，海面也就较少被冷水降温。加上从西边流来的暖水，中东部的海面便逐渐升温。暖水向东流动与温跃层起伏向东传播，是同时影响海温的两种变化。

到2015年8月，测量显示，赤道中东太平洋的海面已经明显偏暖。这里的“偏暖”，是与1981至2010年各年8月的平均海温相比。水下记录还显示，变暖的并不只有海面，上层有较大范围的海水也比往常暖。这些水更暖、暖水层也更厚，上涌和混合便较难像往常那样使海面冷却。研究人员把不同深度的水温和暖水分布的范围合起来计算，才能估计海里储存了多少热量。再结合风、海流和海面散热的变化，才有依据判断海面偏暖还可能维持多久。

海水变暖，又会改变上方的空气。通常，西太平洋海面较暖，海水把能量传给空气，也通过蒸发提供水汽。暖湿空气容易上升，水汽在高处凝结，云雨便较多。凝结还会释放能量，减慢空气上升时的降温，有利于上升气流继续发展。2015年，中东部海面变暖，这些地方也更有利于暖湿空气上升，较活跃的云雨区域便向东扩展。原来较多雨的西部，一些地方反而少雨了。北半球夏季，印度尼西亚部分地区的降雨已明显少于常年。

空气在哪里上升、在哪里下沉，也会改变海面附近的气压。通常，较暖的西太平洋有较强的上升气流。空气升到高处，再向东流动，在较凉的东太平洋一带缓缓下沉，近海面的空气又向西返回。这是太平洋上空一轮东西方向的大范围循环。西部海面附近的气压相对较低，东部相对较高，近海面的空气便受到压力差推动，向西吹去，维持了信风。中东部变暖以后，上升气流和云雨向东扩展，东西两侧原来的气压差便会减小，信风也随之减弱。

信风减弱，向西推暖水的力量变小，上涌带来的降温也会减弱，海面便更容易继续变暖。海面变暖使信风减弱，信风减弱又使海面更暖，这两种变化相互加强，能使厄尔尼诺持续数月。海上的云雨区域跟着移动，也会影响远处的风和降雨。不过，某个地方到底多雨还是少雨，还要看当地的大气和地形条件。

这种相互加强的过程，也会随着海里的热量重新分布而减弱。事件持续期间，海流把赤道附近上层暖水的一部分送往赤道以外，海面又不断向大气释放能量。如果离开和散失的热量没有得到足够补充，赤道附近的暖水就会减少，暖水层逐渐变薄，下面较冷的水也更接近海面。此后上涌或混合更容易把冷水带上来，海面便开始降温。这些变化需要时间，海面温度与风也会继续相互影响，因此厄尔尼诺的发展和减弱往往持续数月。

这次厄尔尼诺在2015年末达到高峰，随后逐渐减弱。2016年春季，浮标记录显示，赤道太平洋水下已出现较大范围的偏冷海水。到5月，东部的偏冷区域从水下延伸到了海面。6月发布的联合监测报告确认，整体海气状态已转为中性。这里的中性，是说综合海温和大气表现，已不属于厄尔尼诺那样明显偏暖的状态，也没有达到拉尼娜那样明显偏冷的状态。研究人员先在水下发现变化，随后又看到海面降温，便能一步步跟踪这次事件怎样结束。

天气与气候不是一回事

各地气象站每天记录气温、风向和雨量。今天下了多少雨，明天冷空气会不会到来，描述的是具体的天气。几天内的升温、降温、晴雨和风向变化，都属于天气的变化。

把一个地方许多年的记录按季节排在一起，就能看出较长期的特点：夏天通常有多热，不同年份的冬天气温相差多大，暴雨和严寒出现得有多频繁。长期的平均状况、起伏范围，以及极端事件的频率和强度，都是气候的一部分。年平均气温只能说明其中一项特点，还需要其他记录才能描述当地的冷暖和风雨。

气象部门常用连续三十年的记录计算气候平均值。例如，要判断某年8月是不是特别热，就先把这三十年每年8月的气温放在一起，算出平均值，再与这一年8月的气温比较。这样，偏暖和偏冷都有了共同的基准。记录较长，某个特别冷或特别热的年份就不容易单独左右结果，较稳定的气候特点也更容易显出来。研究具体问题时，也可以采用其他长度的记录，三十年是常用的统计尺度。

在变暖的气候中，寒潮仍会到来。冬季的高纬大陆仍会长时间散热、积聚冷空气，气流又可以把这些冷空气带到较暖的地方。因此，一处海岸即使经历了长期变暖，仍可能在某几天突然降温。研究长期变化，要收集各地几十年的记录，把相同季节的气温放在一起比较，还要数一数高温和低温的日子各有多少。变暖以后，天气照样有冷有暖，但特别热的日子通常更容易出现，特别冷的日子通常会减少。一次寒潮的发生和几十年来冷暖天数的变化，描述的是不同时间尺度上的情况。

厄尔尼诺影响的时间比一次天气过程长，能够改变许多地方一季乃至一年的冷暖和降雨。2016年的全球平均地表温度很高，厄尔尼诺就是原因之一。海洋向大气释放热量，暂时抬高了地表附近的温度。云、水汽和海面温度也随着海气变化而改变，影响地球反射多少阳光、向太空散出多少热。不过，几十年来持续的升温，还需要从长期的能量收支中寻找原因。

太阳本身的明暗变化会改变地球得到的能量，约十一年的活动周期会带来小幅起伏。大规模火山喷发有时会把二氧化硫送到高空。二氧化硫经过化学反应，形成许多含硫酸的细小液滴。液滴把一部分阳光反射回太空，到达地表的阳光减少，地表便可能暂时降温。随着液滴逐渐被清除，这种影响通常在几年内减弱。人类燃烧煤、石油和天然气则会排放二氧化碳。如果排放多于海洋和陆地吸收的量，二氧化碳就会在大气中积累，其中一部分能留下数百年甚至更久，持续影响地球向外散热。

研究人员要分清这些影响，就要检查各自留下的观测记录。自1978年起，卫星持续测量到达大气层外缘的太阳辐射。这些记录显示，太阳辐射随活动周期有起伏，但没有出现足以解释近几十年变暖的持续增强。地球长期升温的同时，太阳没有相应地持续变亮，因此还需要寻找其他原因。

实验和大气辐射测量证实，二氧化碳能够吸收地球发出的部分红外线，也能发出红外线。地表发出的红外线经过大气时，部分能量会被气体吸收，再向各个方向发出，其中有些又回到较低处。在温度等条件暂时不变的情况下，二氧化碳增加会使地球向太空散出的能量减少。阳光仍在送来能量，散出去的却少了，多出的能量便留在地球上，使地表和低层大气继续升温。温度上升，又会使向外散热增加，地球的能量收支也随之逐渐调整。

不同高度的温度变化，也能帮助研究人员分辨原因。大部分云雨发生在低层大气中，它上面的一层叫平流层。观测显示，地表和低层大气在变暖，平流层的中部和上部却在冷却。如果太阳持续变亮，地表和低层大气得到的能量会增加，平流层吸收的太阳能也会增加，较难出现这种低处暖、高处冷的变化。

二氧化碳增多，对不同高度的影响却有差别。在低层大气中，红外线容易被反复吸收和发出，二氧化碳增加会使地球向太空散热变慢。在平流层的中部和上部，空气较稀薄，向外发出的部分红外线较容易到达太空。这里的二氧化碳增多，会加强辐射散热，使空气冷却。二氧化碳在这里也会吸收辐射，研究人员要把吸收和发出的能量一起计算，才能判断最后是升温还是降温。这样的计算与观测到的低层变暖、高层冷却相符。臭氧变化等因素也会影响平流层温度，还需要一并考虑。

研究人员还用气候模型检验这些解释。模型是在计算机里，根据能量守恒、空气和海水怎样流动等物理规律，计算海洋、大气和地面怎样随时间变化。研究人员先输入测得的太阳变化和火山喷发等自然因素，计算几十年的温度变化，再把结果与实际观测比较。这样计算出的自然影响，未能重现近几十年持续的升温。再加入温室气体增加及其他人类影响后，计算结果才较好地重现了这个长期趋势。

模型中也会出现海洋和大气自身的冷暖起伏。即使给定同样的太阳变化、火山喷发和人类影响，只要开始时的海温、气流等稍有不同，模拟中某一年偏暖还是偏冷，就可能不同。研究人员因此会从略有不同的初始状态出发，多次计算，看这些自然起伏能有多大，再判断长期升温是否超出了这种起伏能够解释的范围。比较的重点是几十年的趋势，不是要求模拟中每一年的天气都与实际完全相同。模型比较、辐射测量和不同高度的温度观测相互核对，共同表明近代全球持续变暖主要由人类活动造成。2016年的高温，既有这个长期背景，也叠加了厄尔尼诺带来的升温。