火山活动在气候和全球变化的作用raybet雷竞技最新

Georgiy Stenchikov

环境科学、罗格斯大学,新泽西州新不伦瑞克08901 855

1。介绍

2。气溶胶加载、空间分布和辐射效应

3所示。火山和气候raybet雷竞技最新

3.1。对流层和平流层变暖降温

3.2。对水文循环的影响

3.3。火山的影响对大气环流的影响

3.4。火山对海洋热含量和海平面的影响

3.5。加强推翻循环

3.6。火山影响海冰4。总结

确认引用

1。介绍

火山活动是一个重要的气候变化的自然原因,因为示踪剂成分的火山起源大气化学成分和光学性质的影响。raybet雷竞技最新本研究关注的是最近一段时期的地球的历史和不考虑累积效应的古火山脱气形成的核心几十亿年前地球大气层。目前,火山活动疲软导致气体和粒子的对流层积液(低大气的一部分),构成,平均来说,更大的部分火山质量流量到大气中。然而,对流层火山排放是短暂的和贡献的产品只有适度排放大的人为和自然tropo-spheric来源。本研究聚焦在爆炸性火山活动对地球气候的影响。raybet雷竞技最新强烈的火山喷发火山explo-sivity指数(VEI)[1]等于或者大于4可以注入火山灰和高硫气体清洁低平流层海拔约30公里,增加他们的浓度从而两到三个数量级

raybet雷竞技最新:观察到的气候变化对地球的影响

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与背景水平。火山示踪剂的化学转换和gas-to-particle转换形成火山气溶胶层在平流层中停留2 3年后爆发,从而影响地球的气候,因为火山气溶胶冷却表面和对流层通过反射太阳辐射,和温暖的平流层越低,热红外和太阳能吸收近红外线辐射[2]。raybet雷竞技最新图1显示了平流层可见波长的光学深度0.55毫米。这大概正是分散太阳能灯的一部分。三大爆炸喷发发生在二十世纪的第二部分,正如图1中所示:1963年Agung El Chichon 1982年和1991年的皮。

火山喷发,像皮勒火山喷发是在1991年,随着全球可见光学深度约为0.15,最大化导致全球平均的扰动辐射平衡顶部的气氛达到3 W m 2和导致全球表面空气温度下降了0.5 K。火山气溶胶的辐射影响也会产生大气环流的变化,迫使一个积极的阶段的北极涛动(AO)和违反直觉

0.14

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时间

图1全球总意味着正常的光学深度t平流层气溶胶冰镇吐蕃时期的可见波长的0.55毫米作为时间的函数。它引起的衰减因子的直接太阳可见光exp (t / cos Z),因为Z是一个cos天顶角。

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时间

图1全球总意味着正常的平流层气溶胶光学深度t冰镇吐蕃时期的可见波长的0.55毫米作为时间的函数。它引起的衰减因子的直接太阳可见光exp (t / cos Z),因为Z是一个cos天顶角。

北方冬季变暖在中、高纬度地区欧亚大陆和北美8 [3]。此外,平流层气溶胶影响平流层化学作为表面的异构反应解放人为氯和臭氧损耗。

这是传统上认为火山产生的影响主要是短期气候扰动暂态。raybet雷竞技最新然而,海洋火山辐射冷却,集成和海洋的不同组件响应在一个广泛的时间尺度。火山诱导对流层温度异常消失在大约7年,而火山引起的海冰范围和体积变化弛豫时间范围内接近十年。火山诱导室内海洋温度的变化,经向翻转环流(MOC)和空间高度,从几十年甚至更长的弛豫时间,到一个世纪。因为他们的各种影响气候系统,火山爆发中发挥作用的自然测试,提供一个独立的raybet雷竞技最新评估多个气候反馈机制和气候敏感性11 [7]。

有几个优秀的评论致力于火山影响raybet雷竞技最新气候和天气19 [12]。本研究概述了可用的观测火山气溶胶和讨论他们的辐射强迫和大规模对气候的影响。raybet雷竞技最新它关注最近发现迫使平流层对流层动态交互和长期海洋火山迫使,旨在添加信息,已经提出了在前面的评论。

2。气溶胶加载、空间分布和辐射效应

火山组成的气体排放(H2O、CO2、N2、二氧化硫、硫化氢)和固体(主要是硅酸盐)粒子,通常称为火山灰。火山灰颗粒相对较大,超过2毫米直径,因此存款相对较快,在几周内。他们负责短期regional-to-continental扰动的地球辐射平衡和气象参数。H2O、CO2和N2丰富在地球的大气层,所以个人火山扰动的浓度可以忽略不计。但二氧化硫和硫化氢,迅速氧化二氧化硫如果爆发在同温层,可以显著影响平流层化学成分和光学性质。二氧化硫气体吸收紫外线和红外线辐射,产生很强的局部平流层加热20 [22]。然而,它完全消失在大约半年和主要气候是由于火山喷发的长期影响长寿的二氧化硫氧化形成的硫酸盐气溶胶的特征转换时间大约35天。raybet雷竞技最新硫酸火山气溶胶(亚微米颗粒的高浓硫酸)是全球运输的布鲁尔多布森平流层循环,最终落在2 3年。大量的火山气溶胶,渗透到对流层通过tropause折叠冲毁在风暴的踪迹。布鲁尔的气溶胶存入向下分支多布森循环在极地地区保存在极地冰盖,记录地球的爆炸性火山喷发的历史几千年来25 [23]。然而,大气载荷计算使用火山高纬度地区冰的时间序列记录,遭受不确定性观测数据和糟糕的大气传输和沉积过程的理解。的全球仪器观测火山气溶胶进行了在过去25(年)的遥感平台。总臭氧映射光谱仪(汤姆斯)仪表上Nimbus-7二氧化硫提供载荷从1978年11月至1993年5月6日[26]。草丛等。[27]最近开发出一种新的检索技术从汤姆斯获得二氧化硫载荷数据。先进的高分辨率辐射计(AVHRR)提供海洋气溶胶光学深度超过1公里的空间分辨率在几个可见光和近红外线波段。然而,列观察是不够可靠的单独的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)的项目提供了20多个垂直解决平流层气溶胶光谱灭绝,最长的记录。三维观测是最有价值的理解平流层气溶胶转换和传输。然而,时空覆盖有明显的差距,例如,在1982年爆发的El Chichon(第二个在二十世纪最重要的皮勒)不是由圣人观察,因为圣人我1981年仪器失败,和二圣人只是在1984年推出。幸运的是,在平流层工具中间层Explorer (SME)来填补缺口1982 1984 3 d气溶胶观测。圣人仪器时的饱和时间看不到直接的太阳光线通过致密区域气溶胶云也可以使用激光雷达和任务部分重建观察(28、29)。重要的是利用观测从多个平台来提高数据报道,例如,结合圣人II和极地臭氧和气溶胶测量(POAM)数据可以帮助填写极地。兰德尔et al .(30、31)广泛通量值POAM和SAGE数据规范化,结合成一个一致的数据集。

低温肢体数组校准器光谱仪(克拉斯),改善平流层和气层测深仪(isam)和卤素掩蔽实验(HALOE)项目仪器发射的高层大气研究卫星(UARS) post-Pinatubo提供额外的信息。这些仪器体积测量气溶胶消光(HALOE)项目和体积发射(isam克拉斯)在近红外和红外波段。这三个红外仪器提供更好的水平比圣人覆盖,但不低于100 hPa高度渗透。1991年9月,他们开始操作。克拉斯和isam 20个月后停止工作。圣人III仪器上俄罗斯流星III-3M卫星持续优秀的圣人气溶胶数据记录(32、33)从2001年到2007年。新中分辨率成像光谱仪(MODIS)和Multiangle成像光谱仪(MISR)仪器有优越的空间和光谱分辨率,但主要集中在对流层气溶胶和表面特征,提供列平均观测。

可用卫星和地面观测被用来构造火山气溶胶时空分布和光学性质[2,34 39]。汉森等。[37]改善戈达德太空研究所(GISS)火山气溶胶数据集1850年1999年,提供垂直地带性意味着解决了气溶胶光学深度可见波长和列平均有效半径。安曼et al。[34]开发了一个类似的数据集总根据评估大气气溶胶光学厚度的载荷分布采用季节性变化的扩散型参数化,也可以用于古气候应用程序(如果可用气溶胶载荷)。raybet雷竞技最新安曼et al。[34],然而,使用一个固定的有效半径的0.42毫米计算气溶胶光学特性,在一般情况下,提供更高的光学深度值比汉森et al . [37]。Stenchikov等。[39]使用呼吸道阻力综合症观察修改有效半径从汉森等。[37]实现与高度的变化,尤其是气溶胶层的顶部,颗粒非常小。他们进行了米氏计算整个段自1850年以来,这些气溶胶特征在新的实现地球物理流体动力学实验室(GFDL)气raybet雷竞技最新候模型。敏感性与不同的有效半径的计算表明,总光学深度变化20%时有效半径变化在合理的范围内。研究鲍曼et al。(35、36)提供了一种新的方法计算气溶胶光学特性使用圣人和呼吸道阻力综合症数据。宾根et al。(40、41)计算平流层气溶胶粒度分布参数使用圣人II数据。一个新的部分重建,部分假设气候迫使时间序列500年来,包括温室气体(GHG)和火山作用,是由罗伯逊等。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(描述气溶胶吸收率)和不对称参数(定义方向的散射)。使用这些气溶胶辐射特性可以评估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顶部的气氛。图2显示了总迫使及其短波(SW)和长波(LW)组件。增加反映西南辐射范围从3到5 Wm 2但由气溶胶的吸收补偿外向LW辐射,所以总最大冷却系统的范围从2到3 W m 2。

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1970年1975年的时间

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图2火山气溶胶,短波(SW)和长波(LW)辐射强迫(W m 2)所有天空上方的大气条件。积极的迹象迫使来往sponds加热的气候系统。raybet雷竞技最新

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图2火山气溶胶,短波(SW)和长波(LW)辐射强迫(W m 2)所有天空上方的大气条件。积极的迹象迫使来往sponds加热的气候系统。raybet雷竞技最新

3所示。火山和气候raybet雷竞技最新

地球辐射平衡的扰动引起的强烈的火山喷发主导其他营力2 3年了。他们的效果是在大气中约5 7年来,,最近被发现,更长时间的海洋[43 47]。火山扰动多年来一直使用自然实验来测试模型和研究气候敏感性和反馈机制。raybet雷竞技最新很多研究都集中在模拟太的后果。皮火山喷发在菲律宾15.1°N, 120.4°E 1991年6月,这是二十世纪最大的火山喷发和火山喷发的平流层气溶胶是最好的观察(48 54)。在此爆发大约17 Tg (1 Tg = 1012克)二氧化硫被注入到平流层,随后转化为硫酸盐气溶胶。有三个主要的焦点研究解决在目前的研究:分析大气温度和降水的模拟反应;模拟温带的反应循环在北半球冬季季节;最近出现了,火山对海洋的影响分析。

火山的使用模拟模型的测试气候反馈和灵敏度有点受天气和气候波动因为任何气候异常后观察到这些喷发也反映了raybet雷竞技最新其他内部生成的变化在海洋大气系统(例如,厄尔尼诺南方涛动(ENSO)、quasi-biennial振荡(QBO)或混乱天气变化)。由于有限的观测必须使用模型来更好地了解气候系统的物理过程迫使火山的影响。raybet雷竞技最新与模型模拟,一个可以执行多个实现显然孤立火山气候信号,但现实世界的数据仅限于单一实现自quasi-global期间raybet雷竞技最新仪器记录已经可用。

不同复杂性的模型通常用于分析火山气候影响。raybet雷竞技最新这些模型可能的简化描述大气和/或海洋过程[55],或模仿火山气溶胶辐射效应减少太阳常数[56]。在目前的研究中,为了说明火山对气候的影响机制,全面的耦合气候模式,CM2.1,使用。raybet雷竞技最新发达国家海洋和大气管理局(NOAA)地球物理流体动力学实验室(GFDL) CM2.1 IPCC AR4中使用研究[44岁的57]。这个模型计算大气和海洋,账户火山气溶胶辐射强迫的交互。它由四个组件模型:大气、陆地、海洋冰和海洋。组件模型之间的耦合发生在2 h的间隔。大气模型的网格间距为2.5°24垂直水平2°纬度和经度。动力的核心是基于有限体积格式的林[58]。模型物理模型包含一个完全更新套件相比GFDL的气候模型,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晒。辐射代码允许显式治疗众多radia-tively重要微量气体(包括对流层和平流层臭氧、卤烃等),各种自然和人为气溶胶(包括黑碳、有机碳、对流层硫酸盐气溶胶和火山气溶胶),和尘埃粒子。气溶胶模型中不与云交互方案,以便间接气溶胶对气候的影响没有考虑。raybet雷竞技最新米莉和描述的土地模型Shmakin [59]。海洋表面水瞬间路由到目标点的基础上指定的流域。土地覆盖类型的模型使用一个具有10个不同的土地覆盖类型的分类方案。海洋模型[61]有一个名义上的网格间距1°的纬度和经度,与热带地区子午栅格间距减少1/3°赤道附近,并使用一个三极的网格来避免北极极地过滤。模型有50个垂直的水平,包括与各10米厚22水平最高220米。小说方面是使用一个真正的fresh-water-flux边界条件。海冰模式是一个动态模型有三个垂直层和五个冰厚度类别。它使用elastic-viscous-plastic流变学计算冰内应力和修改Semtner三层方案热力学[62]。气溶胶光学特性计算Stenchikov et al。[2]使用光学深度从佐藤等。[38]和汉森et al。[37]。气溶胶粒度分布假定是对数正态分布[39]固定宽度为1.8毫米。

在这项研究中,各种火山对气候的影响说明使用可用的模型实验和观测结果。raybet雷竞技最新在每种情况下,双火山和控制进行运行,总体效果和气候系统的响应计算火山迫使系综均值在火山-系综均值/运行控制运行。raybet雷竞技最新乐团中的可变性是用来估计气候信号的统计显著性。raybet雷竞技最新

3.1。对流层和平流层变暖降温

皮的分析情况下更容易比其他大爆发,因为气溶胶观测和气候反应相对良好的文档记录。raybet雷竞技最新然而,皮在厄尔尼诺年爆发的火山和海表面温度(SST)重叠至少在对流层的影响。ENSO事件发生在火山喷发的时候可以掩盖或增强火山信号。亚当斯et al。[63]甚至认为,由火山喷发造成的大气环流变化可能导致厄尔尼诺现象。Santer等。[64]进行了全面的分析,对模拟ENSO影响和观察全球气温趋势。辛德尔等。[4]解决干扰问题的火山喷发和ENSO信号由特定抽样,海温信号平均复合。杨和施莱辛格(65、66)使用奇异值分解(计算分析分离的空间模式ENSO和火山信号模型中模拟和观测。他们表明,ENSO信号相对较弱的欧亚北美但强有力的贡献约50%的1991年皮火山喷发后的反应。

ENSO变异性问题是解决在本研究通过比较模拟,观察反应后提取的厄尔尼诺现象贡献对流层温度。Santer等。[64]开发迭代回归过程分离火山效应从厄尔尼诺信号使用微波探测装置(密歇根州立大学)亮度温度观察从低对流层通道2 lt [67]。全球平均温度合成2 lt的皮整体运行计算使用模型输出和响应来自Santer et al。[64]。模拟计算异常对意味着相应的控制部分有相同的发展厄尔尼诺现象如摄动运行。这可能是一种理想的方式移除的厄尔尼诺效应模拟因为确切的厄尔尼诺信号开发模型中如果没有发生火山喷发中减去。然而,这个过程只适用于最初的厄尔尼诺摄动运行时“记住”海洋初始条件。图3显示了一个比较合成ENSO-subtracted与观察到的异常

时间

图3观察到低对流层MSU 2 lt温度异常(K)引起的皮喷发Santer et al。[64]删除ENSO效应,模拟syn独断的2 lt系综平均温度异常(K)计算从皮合奏删除1991年厄尔尼诺效应;阴影显示±2 s合奏意味着可变性。

时间

图3观察到低对流层MSU 2 lt温度异常(K)引起的皮喷发Santer et al。[64]删除ENSO效应,模拟syn独断的2 lt系综平均温度异常(K)计算从皮合奏删除1991年厄尔尼诺效应;阴影显示±2 s合奏意味着可变性。

异常与ENSO Santer et al .[64]统计上删除。阴影显示了10一倍标准差变异合奏的意思。观察到密歇根州立大学2 lt异常本身更高的可变性(未显示),因为只有一个自然的实现。因此,模拟皮信号低对流层温度达到-0.7 K;统计学意义在99%置信水平和模拟之间的差异,观察到反应低于可变性范围。低tro-pospheric温度异常降低噪音水平以下约7年,大概对应的热响应时间海洋混合层[68]。

低平流层,类似的比较进行了对流层较低,但没有消除低平流层ENSO,因为它的效果是相当小的。然而,平流层应对火山迫使QBO的可能影响阶段[69]。图4比较了模拟合成MSU第四频道温度越低平流层与密歇根州立大学4观察。平流层气溶胶产生的变暖是红外和近红外线吸收。Ramaswamy等。[70]讨论了密歇根州立大学

时间

图4中观察到的密歇根州立大学4低平流层温度异常(K)皮造成的喷发,和模拟合成4频道整体平均温度异常(K)计算从皮合奏;阴影显示±2 s合奏意味着可变性。

时间

图4中观察到的密歇根州立大学4低平流层温度异常(K)皮造成的喷发,和模拟合成4频道整体平均温度异常(K)计算从皮合奏;阴影显示±2 s合奏意味着可变性。

低平流层温度会在几年之后皮喷发;因此,我们计算图4中的异常对1994 1999的意思是在模型和观察。黄色阴影显示±2 s系综均值的变化。模拟信号比较好与观察虽然略有高估了平流层变暖爆发后第二年。在现实世界中,观察到的信号可能会抵消QBO的东风阶段在1992/1993的模型,但不缺乏QBO。低平流层大气反应遵循3年来火山强迫和消失,正如所料,当火山辐射强迫就消失了。

3.2。对水文循环的影响

降水变化更敏感的太阳能比热红外辐射西南辐射,因为西南辐射直接影响地表能量收支和链接通过蒸发全球降水变化。因此,可以认为火山气溶胶可能减少全球

1992 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006 2008 2010

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图5系综平均降水异常的时间演化(mm d ')冰镇吐蕃喷发造成的平均值海洋、陆地,在全球范围内,计算对气候的意思。

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图5系综平均降水异常的时间演化(mm d ')引起的冰镇吐蕃喷发平均在海洋,土地,和在全球范围内,计算对气候的意思。

降水的2 3年当火山西南辐射强迫仍然是重要的。这种效应被发现在观察[71]和模型模拟(72、73)。皮案例研究分析表明,在合奏意味着结果全球降水异常(图5)可以看到近5 6年因为海洋冷却和SST放松大约7年和影响全球水文循环。在陆地和海洋降水异常有不同的动力学。陆地降水滴在第一年因为土地辐射的快速冷却。海水冷却,减少降水的海洋被推迟和3 4年达到最大值后爆发时,海洋表面温度是冷的。寒冷的风场会转变降水在陆地上和陆地降水上升补偿部分海洋降水的减少。地理季风降水异常位于低纬度地区,可能会导致严重的破坏这些地区的粮食生产与人口密度非常高。必须强调,ENSO导致观察到的降水异常的重要原因。当ENSO信号模型中删除结果降水异常的振幅明显降低虽然时间不会改变定性行为。这表明,在数据分析类似于由kevin Trenberth和戴[71],重要的是要评估和过滤出ENSO的贡献。

3.3。火山对大气环流的影响

之后的2年主要喷发,北半球冬季对流层环流通常被观察到显示特征的不规则地积极AO指数的情况。这zonal-mean表达式低压高纬度地区和环异常高压在中纬度地区。这个基本zonal-mean模式是由一个很强的调制区域结构与加强高压异常在北大西洋和地中海领域叫做北大西洋涛动(NAO)。符合这pole-ward大西洋风暴轨迹的变化和增加热空气流向欧洲和亚洲北部,冬季反常地高表面温度在哪里观察[7 8 39]。似乎只有低纬度火山喷发可能影响AO / NAO阶段和AO / NAO仍然相当对北半球高纬度地区爆发[74]。

控制气候应对火山影响的机制很可能扮演重要的角色在全球气候变化[raybet雷竞技最新4,39岁,75]。北方极地环流模式(NAO / AO)经历了重大的气候变化在最近的二十年,火山迫使也敏感。raybet雷竞技最新南方环形模式(SAM类似于AO)显示最近一个很重要的气候趋势但不敏感火山迫使[76]。raybet雷竞技最新据说动力学的环形模式比在北半球和南半球是不同的,在很大程度上由海洋控制过程和平流层臭氧变化。在目前的研究中,讨论仅限于NAO / AO。

最健壮的火山气溶胶对大气温度的影响由低平流层。众所周知,低纬度爆炸性火山喷发产生反常地温暖的热带平流层条件和较低,在北半球的冬季,一个反常地冷和强烈的极地涡流。的热带的温度异常在50岁hPa(图6)是直接针对增强地面红外和太阳能的吸收近红外线辐射的气溶胶。高纬度地区冬季扰动在50 hPa加强极地涡旋的动力学响应或极夜的喷气机。这是由于强热的风由低平流层equator-to-pole温度梯度的增加(6 69 77 81)。

加强极地jet的放大是极地NH之间的正反馈冬天的漩涡和垂直传播行星波。较强的涡反映出行星波减少减速和保留轴对称流动。Stenchikov等。[8]还发现,对流层冷却引起的火山气溶胶会影响猛烈和一代的对流层行星波。这往往会减少

7月1月7月1月1995年7月1994年1月1993年7月1992年1月1991年7月

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7月1月7月1月1995年7月1994年1月1993年7月1992年1月1991年7月

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图6地带性和合奏意味着平流层温度异常(K)在50岁hPa(约25公里)计算对控制实验。

波活动的通量和消极的角动量向极地平流层对流层,减少涡流波阻。显示这个,Stenchikov et al。[8]只有太阳能进行实验,主要是对流层和表面冷却(没有平流层变暖)。AO的在这些实验中,一个积极的阶段还产生因为aerosol-induced对流层冷却在亚热带的经向温度梯度降低冬季对流层之间30°N和60°N。相应的减少意味着区域能源和对流层行星波的振幅减小波活动通量低平流层。结果加强极地漩涡部队AO的积极的阶段。

高纬度地区的火山喷发不能温暖低平流层,不能一样酷的亚热带低纬度喷发。阿曼et al。[74] GISS模型用来模拟气候影响的1912年阿拉斯加卡特迈火山喷发。raybet雷竞技最新他们计算的一个20人的合奏的模拟,发现火山气溶胶云传播主要以北30 N不可能产生重要的冬季变暖模式即使它能产生较高的半球光学深度比皮爆发在1991年。

Stenchikov et al。[8]也分区极地平流层臭氧损耗的动态效果,引起的异构化学由火山气溶胶post-Pinatubo时期。他们发现臭氧损耗引起的正相AO在冬末春初冷却低平流层在高纬度地区,加强极夜飞机和延迟最后变暖。

对扰动的动力学机制的平流层环形循环可以影响对流层环形模式,歌曲和罗宾逊[82]指出,对流层西风带可以加强行星波垂直传播的变化和/或反射在平流层和相关波纬向流交互(77、81、83),下行控制或非线性斜压效应涡流(84 87)。所有这些机制发挥作用在塑造对流层火山迫使动态响应。图7中的图示意图显示了过程在AO / NAO敏感性火山迫使。

最新的气候模型正式包括所有这些raybet雷竞技最新过程图7所示但不能产生AO / NAO观察振幅的变化[75]。辛德尔等。[6]报道,大气环流模式(GCM)以及解决过程在中间大气的繁殖影响平流层对流层。Stenchikov等。[39]合成反应使用观察和IPCC AR4从九个火山喷发模式运行。他们表明,所有模型产生更强的北半球极涡应对火山迫使但动态信号渗透模型中的对流层弱得多比观察。图8显示了不同模型的模拟

表面冷却

赤道

图7示意图描述平流层和对流层梯度机制是如何引发了火山气溶胶云在热带平流层。波反馈机制放大反应。

表面冷却

北极

赤道

图7示意图描述平流层和对流层梯度机制是如何引发了火山气溶胶云在热带平流层。波反馈机制放大反应。

GFDL CM2.0

GFDL CM2.1

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图8表面冬天(DJF)空气温度异常(K)合成了九大卷canic喷发从1883年到现在,平均两个赛季和所有可用的乐团成员:IPCC AR4模型模拟(g);HadCRUT2v数据集(h),孵化的观测显示领域至少有90%的置信度计算使用正反当地t测试。

60 e 120 e 180

图8表面冬天(DJF)空气温度异常(K)合成了九大卷canic喷发从1883年到现在,平均两个赛季和所有可用的乐团成员:IPCC AR4模型模拟(g);HadCRUT2v数据集(h),孵化的观测显示领域至少有90%的置信度计算使用正反当地t测试。

IPCC AR4研究过程中,观察到冬季变暖Stenchi-kov等。[39]pole-ward转变引起的对流层的飞机和更密集的交通的热量从海洋到陆地。模型会产生冬季变暖明显低估了它。

应该提到的动态响应火山迫使可能与调节的QBO极地漩涡的力量:它削弱并造成极地漩涡东风阶段,使它更强大和更稳定的西风阶段。1991年皮喷发又提供了一个独特的机会来测试这种交互因为冬天1991/92 QBO在东风阶段和冬天的1992/93西风阶段。Stenchikov等。[7]发达SKYHI的一个版本平流层对流层中间层模型,有效地吸收其中的观察在热带平流层纬向平均风来模拟一个非常现实的QBO和执行一个24模拟的1 1991年6月到1993年5月31日。模型产生了相当积极的现实表示AO响应在北方的冬天通常是主要喷发后观察。详细的分析表明,气溶胶扰动的冬季对流层环流影响显著的阶段的QBO西风的低平流层QBO阶段导致AO气溶胶的增强效应。改善了QBO的量化影响平流层的气候敏感性有助于更好地理解机制的贡献自然气候变化和外部强迫。raybet雷竞技最新

3.4。火山对海洋热含量和海平面的影响

地球的海洋组成几乎整个热容量气候系统。raybet雷竞技最新他们的热惰性延迟全面响应地球表面的温度温室变暖[88]。热积累的海洋是全球变暖的一个重要特征。这是一个复杂的过程,涉及商务部能源扩散和大规模运输缓慢,以及更快的垂直混合季节性thermo-haline对流和风动环流。

观测和模型模拟显示,海洋变暖的影响相对稳步发展中人为营力抵消主要爆炸性火山喷发造成的零星的冷却(43岁,45岁,46)。Delworth等。[44]进行了一系列的历史从1860年到2000年IPCC AR4研究的框架使用GFDL CM2.1和分区的贡献不同的营力。图9显示了合奏的意思是海洋热含量异常的0 3000米深度范围的一个子集从Delworth et al .[44],计算占所有的时间不同迫使代理('所有')和火山和太阳能驱动的(“天然”)。然而,这一时期的太阳能效应是火山的影响要小得多。莱维图斯的“所有”比较好等。[89]

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1960年

1980 2000

图9系综均值在0 3000大洋海洋热含量异常层。“所有”指的是整体平均计算的时间变化迫使代理:温室气体充分混合、人为气溶胶、平流层和对流层臭氧、土地利用、太阳能辐照度和火山气溶胶。“自然”指的是整体计算占火山和太阳能营力。红色和紫色圆圈描述观测估计的基础上,分别在0 3000层[89]和[90]750层。常数抵消增加了观测数据,这样他们的意思是一样的模型数据的重叠。阴影三角形沿着时间轴表示的时代主要的火山喷发。阴影显示±2个标准差的海洋热含量估计从2000年控制运行的气候模型与作用力固定在1860年的水平。raybet雷竞技最新

和威利斯et al。[90]观察图9所示,与改进的分析,更好的是,从纸箱等。[91]和Dominigues et al。[92](没有显示)。“所有”和“天然”异常高度统计学意义,远远超过被阴影所示的“控制”变化。自然营力达到1023 J的累积冷却效果,2000年,这是正确的估计之间通过教会et al。[43]和Gleck-ler et al。[45]进行类似的分析,和偏移量大约三分之一的“所有”-“自然”海洋变暖。火山信号超过两个标准差的变化在整个运行以来喀拉喀托火山在1883年爆发。这个结果表明,观测到地球的爆炸性火山活动的频率和强度在19和20世纪[1]足以产生一个长年缠身的签名在全球海洋。同时,海洋变暖(冷)导致扩张(收缩)的水,因此影响海平面或者所谓的,thermosteric高度。这种影响包含很大一部分观察当代海平面上升。

更好地量化火山影响海洋,Stenchikov等。[47]计算10合奏的火山和控制皮1991 2010 20年的实验。他们发现,与大气温度响应海洋热含量和空间高度仍远高于几十年来噪音水平。图10和11显示异常的全球海洋热含量和皮集合体的空间高度计算全齿高的海洋和上300层。海洋集表面辐射冷却的火山喷发。自火山气溶胶和相关冷却持续约3年,无花果的异常。10和11达到最大值后这个时候火山辐射强迫就消失了。内容和最大的热量海平面下降在我们的仿真皮5 x 1022 J和9毫米,分别。

特点,定义为e-folding海洋热含量的时间或空间高度,大约是40 50。假设完全放松放松要求两到三倍,这可能需要一个多世纪以来,时间是足够长的另一个强烈的火山喷发发生。因此,“火山”冷异常海洋中从未消失目前地球的爆炸性火山活动的频率。

						T (W	)p拉\井深300米奥西	/嗯
									1994年 1996年 1998年 2000年2002年的时间 2004年 2006 2008 2010年 1992年 1994年 1996年 1998年 2000年2002年的时间 2004年 2006 2008 2010年 图10全球和合奏意味着海洋热含量(10 J)异常为300米,整个海洋深度皮合奏计算对整体控制。 所有海洋上层300遇到< Pin-Er srs销- ismblCntr EnsmblCntr 1992 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006 2008 2010 时间 图11全球和系综平均thermosteric高度异常(300毫米),计算深度海洋皮整体对整体控制。 1992 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006 2008 2010 时间 图11全球和系综平均thermosteric高度异常(300毫米),计算深度海洋皮整体对整体控制。 3.5。加强推翻循环 从火山气溶胶短波冷却冷表面温度异常结果,发展在前3年,直到火山气溶胶消失。冷的表面水逐渐转移到深海层。火山引起的冷却导致降水减少,河流径流在北半球高纬度地区,从而导致更多的盐水(因此密度)上层海洋状况在北半球的高纬度地区。这两个因素(冷海水温度和增强盐度)破坏水柱,使他们更容易海洋对流。增加海洋对流往往加强商务部。AO的进一步增强积极的阶段也会导致一个商务部增加[93]。 因此,商务部增加应对火山迫使(参见图12)。最大增加1.8斯维德鲁普或约9% (Sv;1 Sv = 106立方米1)。商务部有固有的年代际时间尺度调整,因此最大的火山喷发后5 15一个。的增加 大西洋商务部(Sv) 1991 - 1995 500 1000 1500:2000我2500 !■3000 1 3500 4000 4500 5000 全球商务部(Sv) 1991 - 1995 20 30年代的10年代EQ 10 n 20 n 30 40 n 50 60 N e 30年代20年代10 s EQ 10 N 20 N 30 N 40 50 60 20 30年代的10年代EQ 10 n 20 n 30 40 n 50 60 大西洋商务部(Sv) 1996 - 2000 N e 30年代20年代10 s EQ 10 N 20 N 30 N 40 50 60 全球商务部(Sv) 1996 - 2000 500 1000 1500:2000我2500¡t 3000 1 3500 4000 4500 5000 500 1000 1500:2000我2500 e 3000 1 3500 4000 4500 5000 _ 20 30年代10年代EQ 10 n 20 30 n 40 n 50 60 n _ 20 30年代10年代EQ 10 n 20 30 n 40 n 50 60 n _ 20 30年代10年代EQ 10 n 20 30 n 40 n 50 60 n _ 20 30年代10年代EQ 10 n 20 30 n 40 n 50 60 n 大西洋商务部(Sv) 2006 - 2010 500 1000 1500:2000;2500¡t 3000 1 3500 4000 4500 5000 图12 5年意味着商务部异常(Sv)皮系综平均纬向在大西洋盆地(d)和在世界各地(e h)。 全球商务部(Sv) 2006 - 2010 012年是 d 30年代20年代10 s EQ 10 n 20 30 n 40 n 50 60 n h 30 20年代10年代EQ 10 n 20 n 30 n 40 50 60 n 图12 5年意味着商务部异常(Sv)皮系综平均纬向在大西洋盆地(d)和在世界各地(e h)。 商务部还可能导致部分海洋温度的不对称反应在北部和南部高纬度。 模拟显示的趋势在南大洋深海的冷却和变暖海洋深水的北部。这种不对称性也可以引起部分的再分配海洋盐度期间,被迫积极阶段的AO几年一次火山喷发之后,海冰范围的显著增加和卷在北半球。 3.6。火山对海冰的影响 火山的影响迫使在北半球的海冰范围的极大的兴趣,因为常年海冰在全球变暖的重大损失发生在北半球。因此,它是非常重要的,以便更好地理解什么因素最能影响他们。图13和14显示北半球异常的年平均最大和最小冰皮运行范围和质量。最大的海冰范围异常达到0.6 x 106平方公里皮来看至少需要5年时间来培养。所以,海冰范围的反应更强烈而非辐射强迫海洋温度和循环。零的海冰范围放松十年。必须提到观测和模拟冰异常程度并不显著,但在模拟他们超过一个标准差。最低冰程度对辐射冷却和海洋温度更敏感;因此,其异常比最大冰的异常程度达到0.9 x 106平方公里。它建立在3年最强的海洋冷却发展然后下降了大约10年。 图13北半球异常的最大和最小海冰的范围(10公里)皮。 时间 图13北半球异常的最大和最小海冰的范围(10公里)皮。 图14中最大和最小的北半球异常冰块(1015公斤)的皮。 4所示。总结 火山爆发迫使气候系统的所有元素,生产长期气候信号在海洋。raybet雷竞技最新目前累计火山冷却效果抵消大约三分之一的人为海洋变暖[44]。在大气中,然而,火山信号是掩饰了气象模型中的噪声在大约7年乐团,在现实世界中更早。爆炸产生的辐射强迫火山事件发生在历史时期持续大约3年。下面的火山诱导tropo-spheric温度异常减少噪音^ 7年了。年代际时间尺度上的海冰。深海温度、海平面、盐度和商务部放松的时候几十年一个世纪。对海洋的火山喷发产生的长期影响地下温度和空间高度积累电流频率的火山爆发的事件。的垂直分布海洋温度变化信号是不对称的高纬度地区。冷却在南部高纬度信号穿透深度,而气候变暖信号穿透深度北半球的高纬度地区。这种不对称造成的 最大Mas最小马斯 学生年代 - - - 推荐- - - - - - 推荐- - - - - - 推荐- - - - - - - - - - - 推荐- - - - - - - x ^ 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006 2008 2010 时间 1994 1996 1998 2000 2002 2004 2006 2008 2010 商务部时间增加。模拟海洋空间高度的降低,造成皮喷发,达到9毫米和5毫米相比估计教堂et al。[43]从观察。海洋热含量减少5 x 1022 j .最大海冰范围和冰皮质量增加运行了0.5 x 106平方公里和1.0 x 1015公斤,分别。这对应于模型的3%和5%的“控制”最大程度和质量的皮。模拟冰最低程度比最大冰更敏感的火山迫使程度。大西洋商务部加强皮运行得非常显著的1.8 Sv或最大值的9%。 大气温度异常强迫的皮喷发的对流层和低平流层复制模型。然而,迫使AO / NAO响应低估和观察到的海平面和海洋热含量异常是由所有模型高估了。然而,所有模型结果和观察表明,火山可能产生持久影响海洋热含量和thermo-steric水平,事实上,可能会影响当前的气候趋势的估计。raybet雷竞技最新火山冷却促进海洋垂直混合的准周期性的性质和可能有重要影响的热结构深海。因此,它必须是现实中实现气候模型计算“准平衡”的初始条件,气候重建和对未来气候的预测。raybet雷竞技最新 确认 这部分工作是支持由NASA格兰特NNG05GB06G, NSF grantatm - 0351280,通过UCAR科学家访问项目和NOAA地球物理流体动力学实验室(GFDL)。 引用 1。t·内物质。启地球行星科学,21 (1993)427 452。 2。基准线Stenchikov,基什内尔,a .罗伯H.F.伯爵,J.C. 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Vanhellemont j .地球物理学。D06201研究》109 (2004)。 41岁。富森c·宾根d f . Vanhellemont j .地球物理学。D06202研究》109 (2004)。 42。a·罗伯逊j·欧沃佩克补充说,d·皮·e·莫斯利汤森,g .他j .精益d·科赫j .彭纳特根,r·希利j .地球物理学。研究》106 (2001)14783 14803。 43。j .教堂:白色,j . Arblaster自然438 (2005)74 77。 44岁。诉Ramaswamy T.L. Delworth, G.L. Stenchikov,地球物理学。32 (2005)L24709卷。 45岁。J.M. P.J. Gleckler T.M.L. Wigley,最初桑特格里高利,k . AchutaRao动向泰勒,自然439 (2006)675。 46岁。j . Gregory j .劳邰蒂,j .爬,19 (2006)4576 4591。 47岁。g . Stenchikov诉Ramaswamy, t . Delworth的影响大坦博拉火山ENSO喷发,海洋吸收热量海平面,PP31E07,在2007年秋季AGU会议上,旧金山,CA, 2007年。 48。A.J. Baran, j.s脚,j .地球物理学。研究》99 (1994)25673 25679。 49。J.E.巴恩斯D.J.霍夫曼地球物理学。卷,24 (1997)1923 1926。 50。G.J.S.鼠谭金丝Doiron A.J.克鲁格,L.S.沃尔特,林祖嘉Schnetzler,地球物理学。卷,19 (1992)151 154。 51。G.J.S.鼠谭,W.I.上升,即Sprod, A.J.克鲁格,j .地质师。105 (1997)671 683。 52岁。a·兰伯特R.G.格兰杰,J.J. Remedios C.D.罗杰斯,m . Corney fw泰勒,地球物理学。卷,20 (1993)1287 1290。 53岁。W.G.读取、l . Froidevaux J.W.水域,地球物理学。卷,20 (1993)1299 1302。 54。p .该E.F.公顷

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