火山活动在气候和全球变化中的作用raybet雷竞技最新

Georgiy Stenchikov

罗格斯大学环境科学系，新不伦瑞克，新泽西州08901 855

1.简介

2.气溶胶加载、空间分布与辐射效应

3.火山与气候raybet雷竞技最新

3.1.对流层冷却和平流层变暖

3.2.对水循环的影响

3.3.火山的影响有关大气环流

3.4.火山对海洋热含量和海平面的影响

3.5.加强翻转循环

3.6.火山对海冰的影响总结

确认引用

1.介绍

火山活动是气候变化的重要自然原因，因为火山起源的示踪成分会影响大气的化学成分和光学性质。raybet雷竞技最新这项研究的重点是地球历史的最近一段时期，并没有考虑数十亿年前形成地球大气层核心的古代火山脱气的累积效应。目前，微弱的火山活动导致对流层(较低)的气体和粒子渗出大气的一部分)，平均而言，它们构成了进入大气的火山物质通量的较大部分。然而，对流层火山排放的产物是短暂的，对对流层大型人为和自然源的排放贡献不大。相反，这项研究的重点是地球爆炸性火山活动对气候的影响。raybet雷竞技最新火山爆发指数(VEI)[1]等于或大于4的强烈火山爆发，可将火山灰和富硫气体注入海拔约25 - 30公里的清洁平流层低层，使其浓度增加2 - 3个数量级

raybet雷竞技最新气候变化:观测到的对地球的影响

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与背景水平比较。火山示踪剂的化学转化和气粒转化形成火山气溶胶层，火山气溶胶层在火山喷发后在平流层中停留2 - 3年，从而影响地球气候，因为火山气溶胶通过反射太阳辐射使地表和对流层降温，并使平流层下部变暖，吸收热红外和太阳近红外辐射[2]。raybet雷竞技最新图1显示了0.55 mm可见波长的平流层光学深度。它粗略地描述了散射太阳光的部分。20世纪下半叶发生了三次大爆发，如图1所示:1963年的阿贡火山、1982年的埃尔奇雄火山和1991年的皮纳图博火山。

火山爆发，就像皮勒1991年爆发时，全球可见光深度最大，约为0.15，引起全球平均扰动辐射平衡在大气顶部达到-3 W m2，并导致全球表面空气温度下降0.5 K。火山气溶胶的辐射影响也会引起大气环流的变化，迫使北极涛动(AO)出现正相位，这是违反直觉的

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图1全球平均法向光学深度t平流层气溶胶可见波长为0.55 mm，是时间的函数。它引起太阳可见光的衰减，衰减系数为exp(t/cos Z)，其中cos Z是天顶角的余弦。

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图1 Pina吐蕃时期可见波长为0.55 mm的平流层气溶胶总平均正常光学深度t随时间的函数。它引起太阳可见光的衰减，衰减系数为exp(t/cos Z)，其中cos Z是天顶角的余弦。

欧亚大陆和北美中高纬度地区的北方冬季变暖[3 8]。此外，平流层气溶胶影响平流层化学，成为非均相反应的表面，释放人为氯并造成臭氧消耗。

传统上认为，火山冲击主要产生短期短暂的气候扰动。raybet雷竞技最新然而，海洋整合了火山辐射冷却，海洋的不同组成部分在大范围的时间尺度上做出反应。火山引起的对流层温度异常在7年左右消失，而火山引起的海冰范围和体积变化的松弛时间尺度接近10年。火山活动引起的海洋内部温度变化、经向翻转环流(MOC)和空间高度的松弛时间更长，从几十年到一个世纪不等。由于对气候系统的各种影响，火山爆发发挥着自然试验的作用，为评估多种气候反raybet雷竞技最新馈机制和气候敏感性提供了一种独立的手段[7 11]。

有几篇优秀的评论专门讨论火山对地球的影响raybet雷竞技最新气候及天气19[12]。本研究概述了现有的火山气溶胶观测资料，并讨论了它们的辐射强迫和对气候的大规模影响。raybet雷竞技最新它着重于最近发现的强迫平流层对流层动力相互作用和海洋对火山强迫的长期响应，旨在为以前的综述中已经提出的信息补充信息。

2.气溶胶载荷、空间分布和辐射效应

火山喷发物由气体(H2O, CO2, N2, SO2, H2S)和固体(主要是硅酸盐)颗粒组成，通常被称为火山灰。火山灰颗粒相对较大，直径超过2毫米，因此沉积相对较快，即在几周内。它们对地球辐射平衡和气象参数的短期区域-大陆扰动负有责任。H2O、CO2和N2在地球大气中含量丰富，因此单个火山对其浓度的扰动可以忽略不计。但是，SO2和H2S一旦在平流层爆发，就会迅速氧化为SO2，这可能会显著影响平流层的化学成分和光学性质。SO2气体吸收UV和IR辐射，产生非常强的局部平流层加热[20 22]。火山喷发对气候的主要长期影响是SO2氧化形成的长寿命硫酸盐气溶胶，特征转化时间约为35天。raybet雷竞技最新硫酸盐火山气溶胶(高浓度硫酸的亚微米液滴)由Brewer Dobson平流层环流向全球输送，最终在2 - 3年内消失。大量通过层顶褶皱渗透到对流层的火山气溶胶在风暴轨迹中被冲刷掉。在极地地区沉积在布鲁尔多布森环流向下分支的气溶胶保存在大气中极地冰原，记录了地球数千年爆发火山活动的历史[23 25]。然而，利用来自高纬度冰记录的火山时间序列计算大气负荷时，观测数据存在不确定性，而且对大气输送和沉积过程了解不足。在过去25年中，一些遥感平台对火山气溶胶进行了全球仪器观测。Nimbus-7上的总臭氧测绘光谱仪(TOMS)仪器提供了从1978年11月到1993年5月6日的二氧化硫负荷。Prata et al.[27]最近开发了一种新的检索技术，从TOMS数据中获取SO2负载。先进的甚高分辨率辐射计(AVHRR)在几个可见光和近红外波段提供海洋上空1公里空间分辨率的气溶胶光学深度。然而，柱状观测不足以可靠地分离对流层和平流层气溶胶。

平流层气溶胶和气体实验(SAGE)和平流层气溶胶测量(SAM)项目提供了超过20 a的垂直分辨平流层气溶胶光谱消光，是此类记录中最长的。三维观测对于理解平流层气溶胶的转换和传输是最有价值的。然而，在时间-空间覆盖上存在着显著的差距，例如，1982年的El Chichon火山爆发(20世纪第二大火山爆发)皮勒)不包括在SAGE观测中，因为SAGE I仪器在1981年失效，而SAGE II在1984年才发射。幸运的是，平流层上的仪器中间层探索者号(SME)填补了1982 - 1984年三维气溶胶观测的空白。当SAGE仪器无法通过气溶胶云的密集区域看到太阳直射时的饱和期也可以使用激光雷达和任务观测部分重建[28,29]。重要的是利用多个平台的观测数据来提高数据覆盖范围，例如，将SAGE II和极地臭氧和气溶胶测量(POAM)数据结合起来可以帮助填充极地地区。Randall等人[30,31]对POAM和SAGE数据进行了广泛的对比，并对其进行了标准化，将它们组合成一个一致的数据集。

在上层大气研究卫星(UARS)上发射的低温翼部阵列级联光谱仪(CLAES)、改进型平流层和中间层测深仪(ISAMS)和卤素掩星实验仪器(HALOE)提供了后皮纳图博时期的额外信息。这些仪器测量了近IR和IR波段的气溶胶体积消光(HALOE)和体积发射(CLAES, ISAMS)。这三种红外仪器提供了比SAGE更好的水平覆盖，但不能穿透低于100 hPa的水平。他们于1991年9月开始运营。CLAES和ISAMS在20个月后停止工作。俄罗斯流星III- 3m卫星上的SAGE III仪器从2001年到2007年继续保持着出色的SAGE气溶胶数据记录[32,33]。新的中分辨率成像光谱仪(MODIS)和多角度成像光谱仪(MISR)具有较高的空间和光谱分辨率，但主要关注对流层气溶胶和地表特征，提供柱平均观测。

利用现有的卫星和地面观测数据构建了火山气溶胶的时空分布和光学特性[2,34 39]。Hansen et al.[37]改进了a戈达德太空研究所(GISS)火山气溶胶数据集，提供气溶胶可见光波长的纬向平均垂直分辨光学深度和柱平均有效半径。Amman等人[34]开发了一个类似的气溶胶总光学深度数据集，该数据集基于评估的大气载荷分布，采用季节性变化的扩散型参数化，也可用于古气候应用(如果气溶胶载荷可用)。raybet雷竞技最新然而，Amman等人[34]在计算气溶胶光学特性时使用了0.42 mm的固定有效半径，并且总体上提供了比Hansen等人[37]更高的光学深度值。Stenchikov等人[39]使用UARS观测修正了Hansen等人[37]的有效半径，实现了其随高度的变化，特别是在颗粒变得非常小的气溶胶层顶部。他们对自1850年以来的整个时期进行了Mie计算，并将这些气溶胶特征应用于新的地球物理流体动力学实验室（GFDL)气raybet雷竞技最新候模型．不同有效半径下的灵敏度计算表明，在合理范围内，总光学深度变化幅度可达20%。Bauman等[35,36]的研究为利用SAGE和UARS数据计算气溶胶光学特性提供了一种新的方法。Bingen等[40,41]利用SAGE II数据计算了平流层气溶胶尺寸分布参数。Robertson等人开发了一个新的500年气候强迫时间序列，其中包括温室气体(GHG)和火山效应。[raybet雷竞技最新42]。

气溶胶光学特性包括气溶胶光学深度(见图1)、单散射反照率(用于表征气溶胶吸收率)和不对称参数(用于定义散射方向)。利用这些气溶胶辐射特征，可以评价气溶胶辐射对气候系统的影响raybet雷竞技最新气溶胶辐射强迫在大气层的顶部。图2显示了总强迫及其短波(SW)和长波(LW)分量。反射SW辐射的增加范围为3 ~ 5wm2，但由出射LW辐射的气溶胶吸收补偿，因此系统的总最大冷却范围为2 ~ 3wm2。

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图2全天空条件下火山气溶胶总量、短波(SW)和长波(LW)辐射强迫(wm2)在大气顶部。强迫的积极迹象与气候系统的加热相对应。raybet雷竞技最新

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图2全天空条件下火山气溶胶总量、短波(SW)和长波(LW)辐射强迫(wm2)在大气顶部。强迫的积极迹象与气候系统的加热相对应。raybet雷竞技最新

3.火山与气候raybet雷竞技最新

强烈的火山喷发对地球辐射平衡的扰动在2 - 3年的时间里主导着其他强迫。它们的影响在大气中可见约57年，最近发现，在海洋中可见的时间要长得多[43 47]。火山扰动多年来一直被用作测试模型和研究气候敏感性和反馈机制的自然实验。raybet雷竞技最新这些研究中的许多都集中在模拟汶川大地震的后果。皮火山喷发1991年6月在北纬15.1°，东经120.4°的菲律宾爆发，这是20世纪最大的一次火山喷发，也是平流层气溶胶观测得最好的一次[48 54]。在这次喷发中，大约17tg (1tg = 1012 g)的SO2被注入平流层下部，随后转化为硫酸盐气溶胶。本文主要研究三个重点:大气温度和降水响应的模拟分析;北半球冬季热带外环流对季节的响应模拟;以及最近出现的火山对海洋影响的分析。

使用火山模拟来测试模式气候反馈和敏感性在某种程度上受到天气和气候波动的阻碍，因为在这些火山爆发后观测raybet雷竞技最新到的任何气候异常也会反映大气海洋系统中其他内部产生的变率(例如，厄尔尼诺/南方涛动(ENSO)、准两年一次的振荡(QBO)或混沌天气变化)．由于观测资料有限，人们必须使用模型来更好地理解火山影响在气候系统中所施加的物理过程。raybet雷竞技最新通过模型模拟，人们可以进行多个实现来清楚地隔离火山气候信号，但现实世界的数据仅限于准全球以来的单一实现raybet雷竞技最新仪器记录已经可用了。

不同复杂程度的模型传统上用于分析火山气候影响。raybet雷竞技最新这些模式可以简化大气和/或海洋过程的描述[55]，或者通过降低太阳常数[56]来模拟火山气溶胶的辐射效应。本文采用综合耦合气候模式CM2.1，探讨了火山对气候的影响机制。raybet雷竞技最新CM2.1由美国国家海洋和大气管理局(NOAA)地球物理流体动力学实验室(GFDL)开发，用于IPCC AR4研究[44,57]。该模型同时计算了大气和海洋，并交互式地解释了火山气溶胶辐射强迫。它由大气、陆地、海冰和海洋四个组成部分组成。组件模型之间的耦合每隔2小时发生一次。大气模型的网格间距为经度2.5°，纬度2°，垂直高度24层。动力核是基于Lin[58]的有限体积格式。与之前的GFDL气候模型相比，该模型包含了一套完全更新的模型物理，包括新的云预测和边界层方案raybet雷竞技最新在白天不同的太阳日照。《辐射规范》允许明确处理大量具有辐射重要性的微量气体(包括对流层和平流层臭氧、卤代烃等)、各种天然和人为气溶胶(包括黑碳、有机碳、对流层硫酸盐气溶胶和火山气溶胶)以及灰尘颗粒。模式中的气溶胶不与云方案相互作用，因此不考虑气溶胶对气候的间接影响。raybet雷竞技最新土地模型在Milly和Shmakin[59]中有描述。根据指定的流域，地表水立即被输送到海洋目的地。模型中的土地覆盖类型使用了10种不同土地覆盖类型的分类方案。海洋模式[60,61]在纬度和经度上的标称网格间距为1°，经向网格间距在热带地区减小到赤道附近的1/3°，并使用三极网格以避免北极上空的极滤波。该模型有50个垂直层，其中22个层在顶部220米，每层10米厚。一个新颖的方面是使用真正的淡水通量边界条件。海冰模型是一个动力学模型垂直层还有五种冰厚度。它使用弹黏塑性流变学来计算冰的内应力，并使用热力学的修正Semtner三层格式[62]。采用Sato等人[38]和Hansen等人[37]的光学深度，按照Stenchikov等人[2]计算气溶胶光学特性。气溶胶尺寸分布假设为对数正态分布，固定宽度为1.8 mm[39]。

在本研究中，利用模式实验和现有观测的结果说明了各种火山对气候的影响。raybet雷竞技最新在每种情况下，都进行了火山线和控制线的孪生系综，并计算了气候系统对火山强迫的响应，即火山线的系综平均值减去控制线的系综平均值。raybet雷竞技最新集合内的变率被用来估计气候信号的统计显著性。raybet雷竞技最新

3.1.对流层冷却和平流层变暖

对皮纳图博火山的分析比对其他大喷发的分析更容易，因为对气溶胶的观测很好，对气候的反应也有较好的记录。raybet雷竞技最新然而，Pinatubo火山爆发在El Niño年，火山和海洋表面温度(SST)效应至少在对流层重叠。发生在火山爆发时期附近的ENSO事件可以掩盖或增强火山信号。Adams等[63]甚至认为火山爆发引起的大气环流变化可能导致厄尔尼诺现象。Santer等人[64]对ENSO对模拟和观测的全球温度趋势的影响进行了全面分析。Shindell等人[4]通过特定的火山喷发采样解决了干扰火山和ENSO信号的问题，因此SST信号将在复合中平均出来。Yang和Schlesinger[65,66]使用奇异值分解(SVD)分析分离ENSO和火山信号在模式模拟和观测中的空间模式。他们表明，在1991年皮纳图博火山爆发后，欧亚大陆的ENSO信号相对较弱，但在北美的ENSO信号较强，约占响应的50%。

本研究通过比较从对流层温度中提取厄尔尼诺贡献后的模拟响应和观测响应来解决ENSO变率问题。Santer等人[64]开发了一种迭代回归程序，利用微波探测单元(MSU)将火山效应从厄尔尼诺信号中分离出来。亮度温度对流层下部通道2LT观测[67]。Pinatubo集合运行的全球平均合成2LT温度使用模型输出计算，并与Santer等人[64]的响应进行比较。模拟异常是根据对应控制段的平均值计算的，这些控制段具有与扰动运行中相同的发展El Niños。从模拟中去除El Niño效应可能是一种理想的方法，因为如果没有发生火山喷发，模型中会产生的确切的El Niño信号被减去。然而，这一过程只适用于初始的El Niño，当扰动运行“记住”它们的海洋初始条件时。图3显示了合成的enso减去异常与观测的比较

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图3 Santer等[64]剔除ENSO效应后观测到的Pinatubo喷发引起的对流层下部MSU 2LT温度异常(K)和剔除El Nino 1991效应后Pinatubo系带计算的模拟合成2LT系带平均温度异常(K);阴影显示±2s总体平均变异性。

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图3 Santer等[64]剔除ENSO效应后观测到的Pinatubo喷发引起的对流层下部MSU 2LT温度异常(K)和剔除El Nino 1991效应后Pinatubo系带计算的模拟合成2LT系带平均温度异常(K);阴影显示±2s总体平均变异性。

来自Santer等[64]的异常，统计上去除ENSO。阴影显示了10个成员集合平均值的双倍标准偏差可变性。观测到的MSU 2LT异常本身具有更高的变异性(没有显示出来)，因为只有一种自然实现。因此，模拟对流层低层温度的Pinatubo信号达到-0.7 K;在99%的置信水平上有统计学意义，模拟响应和观测响应之间的差异低于变异性范围。低层对流层温度异常在7年左右降低到噪声水平以下，这与大气的热响应时间大致对应海洋混合层[68]。

对于平流层下部，进行了与对流层下部类似的比较，但没有去除ENSO，因为它在平流层下部的影响相当小。然而，平流层对火山强迫的响应可能受到QBO相位的影响[7,69]。图4比较了模拟合成的MSU通道4平流层下部温度与MSU 4观测值。平流层变暖是由气溶胶IR和近IR吸收产生的。Ramaswamy等[70]讨论了MSU

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图4 Pinatubo喷发引起的MSU 4下平流层温度异常(K)和Pinatubo系综计算的模拟合成通道4系综平均温度异常(K);阴影显示±2s总体平均变异性。

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图4 Pinatubo喷发引起的MSU 4下平流层温度异常(K)和Pinatubo系综计算的模拟合成通道4系综平均温度异常(K);阴影显示±2s总体平均变异性。

较低的平流层温度在皮纳图博火山爆发后的几年内趋于稳定;因此，我们计算了图4中关于模型和观测中1994 - 1999年平均值的异常。黄色阴影表示±2s的集合平均变率。模拟信号与观测结果相比很好，尽管略微高估了火山喷发后第二年的平流层变暖。在现实世界中，1992/1993年QBO的东风相可以抵消观测信号，但在缺乏QBO的模型中不能。低层平流层的大气响应遵循火山强迫，并在3年内消失，正如预期的那样，此时火山辐射强迫消失。

3.2.对水循环的影响

降水对太阳短波辐射的变化比热红外辐射更敏感，因为短波辐射直接影响地表能量收支，并通过蒸发与全球降水变化有关。因此，人们可以预期全球火山气溶胶可能会减少

1992年1994年1996年1998年2000年2002年2004年2006年2008年2010

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图5 Pina吐蕃喷发造成的集合平均降水异常(mm d’)的时间演化海洋、陆地，并在全球范围内按气候平均值计算。

1992年1994年1996年1998年2000年2002年2004年2006年2008年2010

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图5 Pina tubo喷发引起的海洋、陆地和全球平均集合平均降水异常(mm d’)的时间演化，根据气候平均值计算。

在火山西南辐射强迫仍然显著的2 ~ 3年的降水。在观测[71]和模型模拟[72,73]中检测到了这种效应。Pinatubo案例研究分析表明，在集合平均结果中，全球降水异常(图5)几乎可以看到5 - 6年，因为海洋冷却和海温松弛约7年，并影响了海平面全球水文循环．陆地和海洋降水异常具有不同的动力学特征。由于快速的地面辐射冷却，地面降水在第一年下降。海洋降温和海面降水减少的时间延迟，在火山爆发后的3 ~ 4年达到最大值，这是海表温度最冷的时候。冷海温倾向于转移陆地降水陆地降水的增加部分补偿了海洋降水的减少。从地理上看，降水异常分布在低纬度季风地区，可能对这些人口密度非常高的地区的粮食生产造成严重破坏。必须强调的是，ENSO对观测到的降水异常有显著的贡献。当模式结果中除去ENSO信号时，降水异常的幅度显著减小，尽管时间行为没有发生质的变化。这表明，在类似Trenberth和Dai[71]的数据分析中，评估和过滤ENSO的贡献是很重要的。

3.3.火山对大气环流的影响

在大喷发后的2年里，北半球冬季对流层环流通常表现出异常正AO指数的特征。它具有高纬度低压和中纬度异常高压环的纬向平均表达。这种基本的纬向平均模式受到一个非常强大的区域结构的调制，该结构在北大西洋和地中海地区被称为北大西洋涛动(NAO)。与此相一致的是大西洋风暴轨迹向极地移动，暖空气流向北欧和亚洲，在这些地区观测到异常高的冬季表面温度[7,8,39]。似乎只有低纬度火山喷发才会影响AO/NAO相，而AO/NAO对高纬度NH喷发仍然相当不敏感[74]。

控制气候对火山影响的响应机制很可能在全球气候变化中发挥重要作用raybet雷竞技最新[4,39,75]。近20年来，北极环流模式(NAO/AO)经历了显著的气候变化，并且对火山强迫十分敏感。raybet雷竞技最新南部环状模(SAM，类似AO)近期气候趋势非常显著，但对火山强迫不敏感[76]。raybet雷竞技最新据推测，南半球环状模式的动力学与北半球不同，在很大程度上受海洋过程和平流层臭氧变化的控制。在本研究中，讨论仅限于NAO/AO。

火山气溶胶对大气温度影响最大的是平流层下部。众所周知，低纬度爆炸性喷发产生异常温暖的热带平流层下部条件，在北半球冬季，产生异常寒冷和强烈的极地涡旋。的热带的温度50 hPa的异常(图6)是气溶胶对地面IR和太阳近IR辐射吸收增强的直接响应。50 hPa的高纬度冬季扰动是对极涡或极夜急流增强的动力响应。这是由于更强热的风由平流层下部赤道到极点的温度梯度增加产生[6,69,77 81]。

极地急流的增强被极地nhh之间的正反馈所放大冬天的漩涡垂直传播行星波．较强的涡旋反映了行星波降低减速和保持流动的轴对称。Stenchikov et al.[8]还发现，火山气溶胶引起的对流层冷却会影响对流层的风暴强度和行星波的产生。这种情况会减少

1991年1992年1993年1994年1995年

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图6相对于对照实验计算的50 hPa(约25 km)纬向和整体平均平流层温度异常(K)。

从对流层到极地平流层的波的活动和负角动量的通量，减少了波对涡旋的阻力。为了证明这一点，Stenchikov et al.[8]仅对太阳进行了实验，主要是对流层和表面冷却(没有平流层变暖)。在这些实验中，由于亚热带气溶胶诱导的对流层冷却降低了30°N至60°N之间冬季对流层的经向温度梯度，也产生了AO的正相位。对流层中平均纬向能量和行星波振幅的相应减少减少了进入平流层下部的波活动通量。由此产生的极涡的加强迫使AO进入正相位。

高纬度火山喷发不能像低纬度火山喷发那样使平流层下部变暖，也不能像低纬度火山喷发那样使亚热带变冷。Oman等人[74]使用GISS模型- e模拟了1912年阿拉斯加卡特迈火山喷发对气候的影响。raybet雷竞技最新他们计算了20个成员的模拟集合，发现火山气溶胶云主要分布在北纬30度以北，即使它产生的半球光学深度比1991年皮纳图博火山喷发的高，也不能产生显著的冬季变暖模式。

Stenchikov等人[8]还划分了极地平流层臭氧损失的动态效应，这是由后pinatubo时期火山气溶胶引发的非均质化学造成的。他们发现，臭氧消耗通过使高纬度平流层下部降温，加强极地夜间急流并推迟最终变暖，在冬末和早春造成了AO的正相位。

在平流层环形环流扰动影响对流层环形模式的动力机制方面，Song和Robinson[82]指出，平流层内行星波垂直传播和/或反射的变化以及相关的波纬向流相互作用[77,81,83]、向下控制或斜压涡的非线性效应[84 87]可以加强对流层西风带。所有这些机制都可能在形成对流层对火山强迫的动态响应中发挥作用。图7中的图表简要地显示了AO/NAO对火山强迫的敏感性所涉及的过程。

最新的气候模式正式包括图7所示raybet雷竞技最新的所有过程，但不能产生观测到的AO/NAO变率振幅[39,75]。Shindell et al.[6]报道，一般环流模型(GCM)必须很好地解决中间的过程气氛井然有序重现平流层对对流层的影响。Stenchikov et al.[39]利用观测和IPCC AR4模型运行综合了9次火山爆发的响应。他们表明，作为火山强迫的响应，所有模式都在北半球产生了一个更强的极地涡旋，但穿透到对流层的动态信号在模式中比在观测中弱得多。图8显示了不同模型在

表面冷却

赤道

图7描述热带平流层中火山气溶胶云如何触发平流层和对流层梯度机制的示意图。波反馈机制放大了响应。

表面冷却

北极

赤道

图7描述热带平流层中火山气溶胶云如何触发平流层和对流层梯度机制的示意图。波反馈机制放大了响应。

GFDL CM2.0

GFDL CM2.1

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图8 1883年至今9次主要火山喷发的地表冬季(DJF)气温异常(K)，以及两个季节和所有可用集合成员的平均值:IPCC AR4模式模拟(a g);HadCRUT2v数据集的观察结果(h)。孵化显示了使用双尾局部t检验计算的至少90%置信水平的区域。

60e 120e 180

图8 1883年至今9次主要火山喷发的地表冬季(DJF)气温异常(K)，以及两个季节和所有可用集合成员的平均值:IPCC AR4模式模拟(a g);HadCRUT2v数据集的观察结果(h)。孵化显示了使用双尾局部t检验计算的至少90%置信水平的区域。

Stenchi-kov等人[39]观测到的冬季变暖是由对流层急流向极方向的移动和从海洋向陆地的更密集的热量输送引起的。该模式倾向于产生冬季变暖，但显著低估了它。

需要指出的是，火山强迫的动力响应可以与调节极涡强度的QBO相互作用:它削弱了极涡的东侧相并使其不稳定，使其在西侧相更加强大和稳定。1991年的皮纳图博火山喷发再次为测试这种相互作用提供了一个独特的机会，因为在1991/92年冬季，QBO处于东移阶段，而在1992/93年冬季则处于西移阶段。Stenchikov等人[7]开发了SKYHI的一个版本平流层对流层该模型有效地同化了热带平流层观测到的纬向平均风，以模拟非常真实的QBO，并对1991年6月1日至1993年5月31日期间进行了24次模拟。该模型对通常在大爆发后观测到的北方冬季的正AO响应进行了合理的现实表示。详细分析表明，QBO的相位对对流层冬季环流的气溶胶扰动有显著影响，平流层下部的西风带QBO相位增强了气溶胶对AO的影响。改善QBO对气候敏感性影响的量化有助于更好地理解平流层对自然和外部强迫气候变率的贡献机制。raybet雷竞技最新

3.4.火山对海洋热含量和海平面的影响

地球上的海洋几乎占了全部热容量气候系统的一部raybet雷竞技最新分。他们的热惰性延迟全面的反应地球表面温度温室效应[88]。海洋中热量积累的速度是全球变暖的一个重要特征。这是一个复杂的过程，包括MOC中缓慢的能量扩散和大规模的传输，以及季节性热盐对流和风驱动环流带来的更快的垂直混合。

观测和模式模拟表明，相对稳定发展的人为强迫所造成的海洋变暖效应被大型爆炸性火山喷发所造成的零星冷却所抵消[43,45,46]。Delworth et al.[44]在IPCC AR4研究框架下使用GFDL CM2.1进行了1860年至2000年的一系列历史运行，并划分了不同强迫的贡献。图9显示了Delworth et al.[44]运行的子集在0 3000 m深度范围内的集合平均海洋热含量异常，计算考虑了所有的时间变化迫使代理('ALL')和仅用于火山和太阳强迫('NATURAL')。然而，与火山效应相比，这一时期的太阳效应较小。“ALL”与莱维图斯等人比较好。[89]

20 15 10

CD X

-15小时1860

CD X

1880

1900

1920

1940

1960

1980 2000

图9 0 3000 m海洋层的集合平均海洋热含量异常。“ALL”是指用所有时变强迫因子计算的集合平均值:混合良好的温室气体、人为气溶胶、平流层和对流层臭氧、土地利用、太阳辐照度和火山气溶胶。“自然”是指仅计算火山和太阳强迫的集合。红色圈和紫色圈分别描述了基于0 3000米以上地层[89]和0 750米以上地层[90]的观测估计值。在观测数据中添加了常数偏移量，使其在重叠期间的平均值与模型数据相同。沿着时间轴的阴影三角形表示的时间大型火山爆发．阴影显示了海洋热含量的正负2个标准偏差，估计来自2000年气候模型的控制运行，强迫固定在1860年的水平。raybet雷竞技最新

和Willis等人[90]的观察结果如图9所示，甚至更好的是，采用了Carton等人[91]和Dominigues等人[92]的改进分析(未显示)。“所有”和“自然”异常在统计上都非常显著，远远超过阴影所显示的“对照”变异性。到2000年，自然强迫的累积冷却效应达到1023 J，正好在Church等人[43]和Gleck-ler等人[45]进行类似分析得出的估计之间，抵消了“所有”减去“自然”海洋变暖的约三分之一。火山信号在整个运行过程中超过了非强制变率的两个标准差喀拉喀托火山1883年爆发。这一结果表明，在19世纪和20世纪观测到的地球爆发火山活动的频率和强度足以在全球海洋中产生“准永久”的特征。此外，海洋变暖(冷却)导致水膨胀(收缩)，从而影响海平面或所谓的热容高度。这种影响在观测到的当代海平面上升中占很大一部分。

为了更好地量化火山对海洋的影响，Stenchikov et al.[47]计算了Pinatubo时期1991年至2010年的10成员火山集合和20年的控制实验。他们发现，与大气温度反应相反，海洋热含量和空间高度在几十年内都远高于噪声水平。图10和图11显示了全球海洋热含量的异常，以及为整个海洋深度和上层300米层计算的皮纳图博集合的空间高度。海洋整合了火山喷发的地表辐射冷却。由于火山气溶胶及其冷却持续了约3年，图10和图11中的异常值在大约这段时间后达到最大值，此时火山辐射强迫消失。最大热容量和海平面下降在我们的Pinatubo模拟中，分别是5 x 1022 J和9毫米。

特征时间(定义为海洋热含量或空间高度的e-折叠时间)约为40 - 50 a。假设完全松弛需要2 - 3次松弛，这可能需要超过一个世纪的时间，而这个时间长度足以发生另一次强烈的喷发。因此，在目前地球爆发火山活动的频率下，海洋中的“火山”冷异常从未消失。

						T (W	)p 300米拉\孔深度oce	/嗯
									1994 1996 1998 2000 2002时间 2004 2006 2008 2010 1992 1994 1996 1998 2000 2002时间 2004 2006 2008 2010 图10考虑集合控制计算的Pinatubo集合300 m和整个深度海洋的全球和集合平均海洋热含量(10 J)异常。 全深度海洋上部300 met< Pin- er srs Pin- ismblCntr EnsmblCntr 1992年1994年1996年1998年2000年2002年2004年2006年2008年2010 时间 图11考虑集合控制计算的皮纳图博集合300米和整个深度海洋的全球和集合平均热固高度异常(mm)。 1992年1994年1996年1998年2000年2002年2004年2006年2008年2010 时间 图11考虑集合控制计算的皮纳图博集合300米和整个深度海洋的全球和集合平均热固高度异常(mm)。 3.5.加强翻转循环 火山气溶胶的短波冷却导致地表温度异常，在前3年发展，直到火山气溶胶消失。冰冷的地表水逐渐转移到更深的海洋层。火山引起的冷却导致北半球高纬度地区的降水和河流径流减少，从而导致北半球高纬度地区海洋上层的盐度更高(因此密度更大)。这两个因素(较低的海洋温度和较高的盐度)使水柱不稳定，使它们更容易发生海洋对流．海洋对流的增加有利于MOC的增强。此外，AO的正相位增强也会导致MOC增加[93]。 结果，MOC随火山强迫而增加(图12)。最大增加1.8 Sverdrups或约9% (Sv;MOC具有固有的年代际调整时间尺度，因此在火山爆发后5 15 a左右达到最大值。的增加 大西洋MOC (Sv) 1991-1995 ■3000 1 3500 4000 4500 5000 . 500 1000 1500:2000 I 2500 全球MOC (Sv) 1991-1995 a 30S 20S 10S EQ 10N 20N 30N 40N 50N 60 N e 30S 20S 10S EQ 10N 20N 30N 40N 50N 60 a 30S 20S 10S EQ 10N 20N 30N 40N 50N 60 大西洋MOC (Sv) 1996-2000 N e 30S 20S 10S EQ 10N 20N 30N 40N 50N 60 1996-2000年全球MOC (Sv) 500 1000 1500: 2000 I 2500 × 3000 1 3500 4000 4500 5000 500 1000 1500: 2000 I 2500 e 3000 1 3500 4000 4500 5000 _ 30s 20s 10s eq 10n 20n 30n 40n 50n 60n _ 30s 20s 10s eq 10n 20n 30n 40n 50n 60n _ 30s 20s 10s eq 10n 20n 30n 40n 50n 60n _ 30s 20s 10s eq 10n 20n 30n 40n 50n 60n 大西洋MOC (Sv) 2006-2010 500 1000 1500: 2000;2500 × 3000 1 3500 4000 4500 5000 图12大西洋盆地(d)和全球(e h)上Pinatubo系集的5年平均MOC异常(Sv)。 全球MOC (Sv) 2006-2010 012年是 d 30S 20S 10S EQ 10N 20N 30N 40N 50N 60N h 30S 20S 10S EQ 10N 20N 30N 40N 50N 60N 图12大西洋盆地(d)和全球(e h)上Pinatubo系集的5年平均MOC异常(Sv)。 MOC还可能在一定程度上导致南北高纬度地区海洋温度响应的不对称性。 模拟结果显示，南大洋深水区变冷，北大洋深水区变暖的趋势。这种不对称在一定程度上也可能是由收入的再分配造成的海洋盐度在火山爆发后的几年中，由于北半球海冰范围和体积的显著增加，AO被迫处于正相位。 3.6.火山对海冰的影响 火山强迫对北半球海冰范围的影响是非常有趣的，因为在全球变暖下，北半球的常年海冰正在发生显著的损失。因此，更好地了解哪些因素对他们的影响最大是非常重要的。图13和图14显示了皮纳图博冰道北半球平均年最大和最小冰范围和质量的异常。Pinatubo的最大海冰范围异常达到0.6 x 106 km2，至少需要5年的时间。因此，海冰范围对辐射强迫的响应不是更强烈，而是对海洋温度和环流的响应。海冰的范围会在十年之内缩小到零。必须指出的是，观测到的和模拟的冰范围异常在统计上都不显著，尽管在模拟中它们超过了一个标准偏差。最小冰范围对辐射冷却和海洋温度更敏感;因此，其异常强于最大冰面积达到0.9 × 106 km2的异常。当最强的海洋冷却发展时，它在3年内形成，然后下降约10年。 图13北半球皮纳图博集合的最大和最小冰范围(10公里)异常。 时间 图13北半球皮纳图博集合的最大和最小冰范围(10公里)异常。 图14 Pinatubo集合的北半球最大和最小冰质量(1015 kg)异常。 4.总结 火山爆发影响着气候系统的所有要素，在海洋中产生长期的气候信号。raybet雷竞技最新目前累积的火山冷却效应抵消了约三分之一的人为海洋变暖。然而，在大气中，火山信号在模型集合中大约7年被气象噪声掩盖，而在现实世界中要快得多。历史时期爆发的火山事件所产生的辐射强迫持续约3年。火山引起的对流层温度异常降低到噪声以下达^7年。海冰的反应是十年的时间尺度。深海温度、海平面、盐度和MOC的松弛时间为几十年至一个世纪。火山爆发对海洋产生长期影响地下温度以及在当前火山爆发频率下积累的空间高度。的垂直分布海洋温度变化信号在高纬度是不对称的。在南半球高纬度地区，冷却信号向深部渗透，而在北半球高纬度地区，变暖信号向深部渗透。这种不对称部分是由 最小Mas 学生年代 -- --- --- --- ---- --- - x ^ 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006 2008 2010 时间 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006 2008 2010 MOC时间增加。在我们的模拟中，由皮纳图博火山爆发引起的海洋空间高度下降达到9毫米，而Church等人从观测中估计的高度为5毫米。海洋热含量减少了5 × 1022 j，皮纳图博的最大海冰范围和冰质量分别增加了0.5 × 106 km2和1.0 × 1015 kg。这相当于Pinatubo运行中模型“控制”最大范围和质量的3%和5%。模拟的最小冰范围比最大冰范围对火山强迫更敏感。皮纳图博的大西洋MOC增强非常显著，增加了1.8 Sv或其最大值的9%。 模型很好地再现了皮纳图博火山喷发造成的对流层和平流层下部的大气温度异常。然而，所有模式都低估了强迫AO/NAO响应，高估了观测到的海平面和海洋热含量异常。然而，所有模式结果和观测都表明，火山可能对海洋热含量和热空间水平产生长期影响，实际上，这可能影响对当前气候趋势的估计。raybet雷竞技最新火山冷却的准周期性有利于海洋垂直混合，可能对深海热结构有重要影响。因此，它必须在计算“准平衡”初始条件、气候重建和未来气候预测的气候模式中实际实施。raybet雷竞技最新 确认 这项工作得到了NASA拨款NNG05GB06G, NSF拨款atm -0351280, UCAR访问科学家计划和NOAA地球物理流体动力学实验室(GFDL)的部分支持。 参考文献 1.T.西姆金，安努。地球行星科学21(1993)427 452。 2.G.L. 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