文摘
有整体协议,平流层的火山硫酸盐气溶胶可以减少到达地球表面的太阳辐射,从而降低表面温度,影响全球环流模式和一般全球气候系统。然而,大型火山喷发后的气候系统的反应并不完全理解和全球气候模型有困难繁殖后观察到的地球系统的变异性大火山喷发直到现在。地质时间尺度,它已经表明,除了平流层气候迫使火山硫酸盐气溶胶,火山灰影响气候改变全球碳循环通过铁对海洋表面施肥和刺激浮游植物的增长。这个过程最近也被观察到火山喷发后Kasatochi在2008年夏天阿留申群岛。触发未来研究火山灰对气候系统的影响通过海洋铁受精,综述了硫酸火山的形成过程和大气生命周期和火山灰,对比它们对气候的影响,强调当前限制在我们的理解。
1。介绍
火山排放的重要来源大气气体、气溶胶、灰(1- - - - - -3]。火山灰是由岩浆与围岩破碎过程的材料在火山口(1,4]。岩浆的火山气体排放主要由H2啊,公司紧随其后2,所以2H2年代,HCl、高频和其他化合物(5]。二次产品,如火山硫酸盐气溶胶的结果从高低温管道的化学转换过程,火山羽,和云6- - - - - -9]。
当火山喷发的气体释放到自由对流层和平流层(1,6],他们运输的光化学和微观物理学的盛行风和修改之前被删除从大气中重力沉降、湿沉积。Posteruptive remobilisation火山灰从其存款代表另一个来源为大气中的火山灰(10- - - - - -15]。
El Chichon火山爆发以来的1982年和1991年皮,火山灰对气候的重要性一直被认为可以忽略不计,而气候迫使硫酸的火山收到越来越多的关注(16]。今天,人们普遍接受的气候和火山学的研究社区,爆炸性火山喷发后的主要气候强迫效应是通过排放的硫物种进入平流层。这些是主要的形式2(17- - - - - -19),有时也H2年代(20.- - - - - -23]。他们在几周内被氧化硫酸盐气溶胶。平流层的火山硫酸盐气溶胶可以减少到达地球表面的太阳辐射,从而降低表面温度和影响全球环流模式和全球气候系统(6]。一些先前的评论讨论火山对气候的影响,例如,引用(24- - - - - -32]。除了[24),所有这些研究关注火山硫酸盐气溶胶的气候效应。根据(6,31日),火山灰和火山碎屑(火山灰定义:碎屑的火山喷发期间创建的任何大小和构成;(2)有非常小的气候影响,限制这些粒子在大气中停留时间。与火山气体和气溶胶、大气中的火山灰被爆发后的更快。只有亚微米火山灰粒子被观察了几个月在主要的火山喷发后的低平流层(33,34]。到几周期间巨大的火山灰大气负荷接近源区可能影响振幅的昼夜循环表面空气温度。
然而,(6,30.,31日]忽视火山灰的影响对海洋生物地球化学;火山灰可能激活“生物泵”,这一过程将有限公司2有机碳和允许有机质颗粒下沉到海洋深处,从而减少大气CO2。最近的研究表明,航空材料从火山喷发,火山灰,修改在海洋表面的生物地球化学过程35- - - - - -39),从而直接影响气候。参考文献(40,41)第一个推测海洋铁诱导生物地球化学过程的火山灰在1991年皮喷发。然而,这些过程仍很大程度上被忽视的volcano-climate研究界直到Kasatochi火山的喷发在2008年8月在阿留申群岛。大气和海洋的喷发后,有利条件在东北太平洋启用的形成一个巨大的浮游植物爆发,观察到在一个广阔的区域内通过卫星仪器(36),原位测量(42,43],和建模研究[44]。这个事件是第一个确认火山灰可以成功受精海洋表面,可能会对气候产生了影响。因此火山灰可以发挥作用类似于矿物粉尘,这通常被假定为主导外部开放海域(铁供应45]。
综述气候的影响讨论了硫酸的火山灰和火山和新的光流在火山喷发对气候的影响(图1)。评审旨在刺激新的讨论,共同研究和跨学科研究项目涉及社区专门从事海洋生物地球化学和生物学、地质地球化学、气象学、大气化学和气候。一种改进的理解气候变化,包括自然原因火山eruptions-is不可或缺的自然气候变化时解释,即使是在人为气候变化的时代。以下部分2和3描述火山灰的命运和硫酸按时间顺序从大气负担postatmospheric沉积形成过程。气候迫使提出了部分4。部分5提供了一个展望未来的研究需要。
2。形成过程和化学和物理特征
2.1。火山爆发的频率
每年50 - 70火山喷发持续时间和大约20年全球发生火山喷发在任何定义的日期(46]。火山喷发的火山爆发指数(VEI,相对测量的爆炸性火山喷发;(18)小于4是最多的。火山灰发射到对流层中这些小爆发估计20 Tg /年(47]。然而,卫星时代之前,我们的知识的火山喷发VEI≤4是有限的,因为限制远程火山喷发的观察能力。然而,这些灰尘排放只是当地的利益由于快速沉积的气氛。文献[48]总结灰排放量自1900年以来主要的火山喷发与VEI≥4和火山灰版本从0.1到100公里3。在这样的火山喷发,火山灰可以进行远程传输和亚微米大气中的火山灰颗粒可能存活数月(33,34]。
含硫气体的贡献通常2- - - - - -火山气体排放的35% (31日14)值- - - - - -21 Tg /年2(21,49)和1- - - - - -37 H Tg /年2年代(21]。虽然全球火山硫排放量只占~ 14%的自然和人为的硫排放总量(49),他们有一个更大的相对贡献辐射和气候影响(见部分4)。如上火山喷发的气体主要是发布大气边界层由于火山峰会的高度,他们有长寿命比anthropogenically释放硫化合物(见部分3)。
2.2。化学和机械过程地球表面以下
喷发岩浆主要决定了火山灰的化学成分与二氧化硅之间的内容大约45和75 wt %50)和融化的温度~ 650 ~ 1200°C之间。文献[51]分析了从1989年堡垒火山喷发火山灰(阿拉斯加),发现火山灰由70 wt - %的石英玻璃和30 wt %的矿物质。火山灰矿物质如长石、橄榄石、辉石、角闪石、黑云母、磁铁矿、钛铁矿52]都源于一个连续结晶过程,这是由冷却和减压的崛起通过地壳岩浆。
当岩浆含有溶解的挥发物H2啊,公司2,所以2H2年代,HCl、高频和其他化合物(5)通过地幔和地壳上升进入管道,挥发物得到分离形成的岩浆气泡最终引发爆炸喷发(1]。在爆炸与流纹岩火山喷发的岩浆,通常观察到丰富的碎片的岩浆。然而,普林尼式(高爆炸性)火山爆发也发生在火山安山岩浆成分,例如,在思维纳弛,堪察加半岛(53]。
有正在进行的讨论不同的火山2排放的爆炸性火山喷发的岩石学方法和遥感(54- - - - - -56]。介绍了“超额硫磺”的表达来描述溶解在岩浆硫浓度要低得多(1 - 2个数量级)相比,这样的总质量2在火山爆发时释放以遥感技术(56]。岩石学的数据提供一个最低的估计爆发硫(57因为融化滴包括在岩浆中,分析估计预爆发硫含量,不占任何喷发阶段化学转化。多余的喷发爆炸喷发时硫是观察到的特别的中间值和含硅的岩浆在俯冲带的设置58,59)而不是为玄武岩喷发离散板块边界和热点。文献[60]提出弧岩浆与地壳存储地区大量气相共存。根据(61年,62年),浅含硅的岩浆房可能与挥发物充电由镁铁质岩浆,在低分化地壳“热区”。在高压力,超临界流体,由部分结晶的vapour-saturated融化,引发几wt - % H的出溶作用2啊,公司2和其他挥发物和共存与镁铁质熔体或将从这些化合物,通过地壳(独立活动63年]。文献[64年]提出的证据深度脱气Popocatepetl之下,墨西哥,通过展示熔体包裹体与高浓度的有限公司2和年代(1000年和2000年以上ppm、职责)表明脱气始于至少25的深度公里。提出的两个其他机制(59)来解释多余的硫现象:(a)爆发泡沫丰富岩浆和(b)对流岩浆脱气的列。另一个进程导致2形成发生在炎热的火山喷出的核心是在(65年)和讨论部分2.3。
文献[7关于火山的高温清除]报道2由火山灰与潜在火山灰表面冷却条件下的重要修改。作者建议,广泛在管道2清除火山灰从7到45%可能发生在大型岩浆喷发的碎片已经发生接近岩浆库(66年,67年]。令人惊讶的是,所以的交互2与火山灰在火山的高温管道和喷发羽毛一直没有被认为是在讨论有关2清除(68年- - - - - -70年]。文献[7),然而,指向一个挥发性硫的消费过程,这会增加岩石学和遥感测量之间的差异更大。
2.3。火山喷出的气体的化学和机械加工
火山喷发柱被定义为上面的体积发泄到中性浮力(图的水平1)的特点是主要的上升气流运动。湍动稀释特点混合物释放发泄由吸入环境大气水蒸气进入羽从而产生浮力。此外,水的聚合状态的变化重新分配能量火山喷发柱。这本书中火山灰和气体冷却形成约1000°C到小于0°C在只有几分钟1,31日)和火山灰烬的重大分裂过程发生。火山灰的大小分布是相当依赖于爆发的条件。在一个火山的喷发,喷发条件可能会改变秒时间尺度,这样由于爆炸喷发(参见分裂过程2.2),phreatomagmatic喷发,火山碎屑流和coignimbrite云是叠加。phreatomagmatic喷发时(1),外部冷水,例如,冰川(埃亚菲亚德拉火山的喷发的早期阶段71年]),火山口湖泊,或浅的海洋72年寒战热岩浆的喷发。随后的粉碎过程导致一个强大的爆发和细粒度的火山灰的高效生产。火山碎屑流是造成崩溃爆发列较低的浮力产生冲动的火山灰流沿着火山的斜坡(1]。当顶部的条件火山碎屑流的发展超过了环境空气的浮力,coignimbrite云可以开发。
在玄武岩喷发,火山灰颗粒直径小于30μ米(点30.,微粒直径小于30岁μ米)代表一个小分数与流纹岩火山喷发,30 - 50%的贡献,总灰分观察(3]。然而,了解点10和点2.5火山灰颗粒进行远程传输,相对稀疏的火山学研究社区,虽然这样的小规模的火山灰颗粒大气中已经观察到火山喷发后几个月(33,34]。火山灰粒子密度之间的变化2和3 g / cm3(2,73年),是一个函数的岩浆成分和部分结晶和孔隙度74年]。此外,在火山喷发柱,淬火过程可能产生的一部分玻璃材料包含在火山灰中。在快速冷却过程中上升气流和周围的空气夹带,闪电中风的火山喷发柱(75年,76年)可能导致淬火以及干燥的火山灰带电火山灰颗粒的聚合(见部分3)和修改的火山灰和天然气的化学成分,例如,不完全结晶反应(见部分2.2)。
根据(65年),所以2喷射到大气中基本上不产生直接从浅或深岩浆系统却可以产生热核心(T > 600°C)的火山灰H的结果2氧化。火山喷出的气体热的核心是改变硫物种形成的主要原因(77年,78年]。此外,(79年]在深度记录表明,岩浆的氧化还原状态不一定镜子逃逸的气体。根据初始氧化态,炎热的火山柱的核心可以作为反应堆2最初形成和转换的2——可怜的混合物(反映了岩石学的估计)2丰富的混合物(反映出遥感观测)。因此,这些研究的大气测量的差异代表了另一种解释2火山喷发后,源条件(见部分2.2)。
进一步的化学转换的含硫气体和颗粒在中期和低温地区的火山喷出的气体(8]。文献[80年)提出了硫酸露点喷发出来的338°C。然而,这露点温度只适用于非常高浓度的硫酸环境压力(81年),因此只有部分是火山喷出的一个合理的估计。文献[8)表明,T~ 150°C和~ 50°C是更可靠的估计火山喷出的气体露点温度的硫酸和水,分别。硫酸冷凝后开始T~ 150°C,硫酸液滴的浓度增加,到达高原接近50°C。在这个温度下,水蒸气凝结开始跟着周围的气体的溶解在液体水膜69年]。由于液态水的离解,气态的H2所以4正在迅速枯竭。进一步的物理化学过程在温度低于50°C,由于存在的火山灰颗粒周围液体水膜,水化学反应变得越来越重要,讨论了部分2.4。
在温度高于50°C(没有液态水),产生的气体和次生化合物从最初的火山气体可能与火山灰喷发柱内的反应,从而产生可溶性化合物在火山灰表面(68年,80年,82年]。假设30- - - - - -40%的硫物种和10- - - - - -20%的氯物种,在一次火山喷发释放,被火山灰(回收68年,83年]。火山灰表面存在的可溶性化合物已被证明的浸出试验原始火山灰在水84年]。旁边各种硫酸和卤化合物,生物相关的元素,如N, P, Si,铁、Cd,有限公司铜、锰、钼、铅、锌被测量(35,85年,86年]。不同的解释提出了浸出行为的文献[48),例如,在火山灰表面吸附的火山盐(87年,88年),硫酸火山灰表面凝结(68年),酸溶解的火山灰表面材料,火山灰表面沉积的次生矿物和盐(89年]。总之,火山灰粒子表面的过程不完全理解,直到今天90年),因此急需改善的科学理解。
2.4。化学处理的火山云
一旦火山羽已经达到中性浮力条件,火山云准水平(图的形式传播出去1)和含硫化合物的化学和微观物理学的进一步修改和火山灰表面在环境温度下进行。火山灰和火山气体被释放时不同的喷射高度(例如,1991年爆发的皮;(91年]),这种相互作用是有限的。然而,火山灰表面化学反应如酸处理时可能发生的主要注入海拔火山灰和天然气是相似的(例如,在爆发的2008年Kasatochi;(92年])。快速大量火山灰粒子的沉降也限制了火山灰和火山气体相互作用的可能性。然而,亚微米火山灰粒子的沉降速度相对较慢,所以他们已经观察到月低平流层,例如,在1991年皮喷发(33,34),允许火山气体的冷凝酸处理火山灰表面紧随其后。
在火山灰的存在,水蒸气凝结在火山灰表面起价约50°C。气态硫酸迅速溶解在水和水解H。这部电影+和,所以超过80%的硫酸的质量转移的气相(8]。的清除2通过水的可用性取决于其他酸性气体。一般来说,酸性气体的溶解度随水相酸度的增加。盐酸溶解性有四个数量级高于2因此阻碍了清除2(93年]。模型模拟在缺乏盐酸除去15%的2从气相,而在盐酸的不到5%2由液体回收水和超过99%的盐酸中删除的气相(8]。相比之下,H2年代仅微溶于水,所以删除了云,雨滴在较低的海拔高度是可以忽略不计31日]。
在对流层,云处理驱动器有效吸收酸性气体的气溶胶(94年),包括火山灰粒子(95年]。随着云层的寿命是有限的,他们可以形成和蒸发几次94年)在大气中的火山灰粒子的远程传输。云的水蒸发后,周围的水电解质薄膜每个粒子可能达到pH值小于2 (96年,97年]。如此低的pH值的贡献很大,例如,铁溶解在矿物粉尘等气溶胶(98年- - - - - -One hundred.),但直到今天,这些过程的科学认识仍然是有限的。只有少数研究调查大气处理火山灰和气体在冻结温度下,显示相当大的火山气体的清除2H2由冰粒子,盐酸和铁的溶解度增加69年,101年]。
在无灰火山爆发或当火山气体及其二次产品分开火山灰等2和H2S是注入到平流层,他们主要是氧化反应与硫酸哦几天到几周的时间尺度上(6,94年,102年]。硫酸蒸汽进一步转化为硫酸盐气溶胶通过新粒子通过二进制同质成核的形成涉及硫酸蒸汽和水蒸气。这是观察到在1991年皮纳图博火山爆发的。增加1 - 2个数量级的凝结核的浓度(103年)和98%的观察到平流层气溶胶被挥发性(104年,105年]。硫酸蒸汽的冷凝到现有的粒子粒径分布变化更大的半径(106年]。凝固的气溶胶代表另一个粒子的增长过程,这是一个函数的粒子大小和粒子数浓度(107年]。1991年皮喷发后进行的观测表明,大约需要三个月同温层硫酸盐气溶胶浓度达到峰值(34,103年]。硫酸盐气溶胶粒子密度假定躺在范围从1.6到2.0克/厘米3(49,108年- - - - - -110年]。
在1991吨模拟研究一种典范。哈德逊在智利火山喷发照亮硫酸盐气溶胶发展(111年]。在缺乏火山灰(图2(一个)),硫酸盐气溶胶的形成过程开始通过成核(d< 0.01μ8月14米)。在8月16日,冷凝和凝固形成艾特肯模式硫酸盐颗粒(d:0.01 - -0.1μm,约翰·艾特肯)的名字命名,进而成长为积累规模模式(d:0.1 - -1.0μ米),形成主导的模式从8月19日开始。在火山灰的存在(图2 (b))、粗硫酸盐气溶胶模式(d> 1μ米),这是由硫酸蒸汽凝结在粗模式火山灰,主导在第一个小时的爆发。由于火山灰的快速沉积,这些粗颗粒包含大气气态硫层分开不久,所以硫酸盐气溶胶的形成主要是通过成核发生后一天。硫酸盐气溶胶粒度分布的进一步发展是与非火山岩灰烬的情况。当亚微米火山灰粒子注入平流层,他们可能在低平流层生存几个月由于其缓慢沉降(33,34]。在的存在2及其氧化产品,火山灰是涂有水H2所以4与潜在的后续影响溶解的矿物质火山灰表面(见部分4.4)。
(一)
(b)
3所示。大气压力、停留时间和沉积
火山灰和硫酸盐浓度是高度变量在时间和空间上依赖于火山活动,火山喷发的位置,大气弥散模式从火山逆风。火山灰质量浓度测量对流层埃亚菲亚德拉火山喷发期间,冰岛,在2010年,从日常的意思是表面的浓度400附近μg / m3在斯堪的纳维亚半岛(112年)最大的火山灰浓度约为4000μg / m3在火山灰对欧洲运输112年,113年]。在冰岛,每日平均表面附近的浓度超过了1000μg / m3Eyjafjallajokul持续喷发期间和之后也再悬浮事件(15]。为更详细的总结各种火山喷发火山灰后再悬浮事件(埃亚菲亚德拉火山2010;哈德逊1991;卡特迈号,1912)[48]。
在平流层底部,(114年)发现了硫酸盐气溶胶层在不受干扰的情况下全球硫酸加载的顺序为0.15 Tg硫(115年]。火山硫酸盐气溶胶显著提高硫酸平流层背景浓度超过几年(6]。硫酸平流层的e-folding衰减时间大约是一年(116年- - - - - -119年]。一旦注入或形成于平流层2在全球和硫酸盐粒子快速流水。1883年喀拉喀托火山喷发之后,硫酸盐气溶胶环绕地球两周内(120年]。1982年火山的硫酸盐气溶胶El Chichon [121年和1991年皮云122年需要三周的时间绕地球。高纬度地区火山喷发的火山气体和粒子可能包围两极更快由于短通路和更高的风速。太。哈德逊、智利(1991)排放运输在南极洲10天(123年,124年]。大约两个星期为火山Kasatochi排放是必要的,阿拉斯加(2008)(http://www.doas-bremen.de/images/highlights/gome2_so2_kasatochi_large.gif),Puyehue-Cordon Caulle、智利(2011),周游杆。热带火山喷发的正常残余平流层经向环流电梯硫酸盐气溶胶在热带地区(6),运输向极并返回到高纬度地区对流层(1 - 2年的时间尺度上125年- - - - - -127年]。
喷射高度(94年]到大气中悬浮颗粒的停留时间的主要控制因素。一般来说,更高的注入高度导致更高的居留时间(128年]。然而,大量的气溶胶和火山灰代表另一个控制因素。高平流层的硫酸盐气溶胶浓度不一定比中等浓度在平流层持续时间更长。平流层的硫酸盐气溶胶粒子浓度越高,碰撞率越高,导致更大的粒子大小和速度影响,因此短寿命的火山气溶胶129年]。在火山灰的存在,当硫酸冷凝灰表面发生(见部分2.4),大气中硫酸盐气溶胶也减少了由于速度相对较大的火山灰颗粒的沉降。
在大气中沉积,硫酸盐气溶胶或非常接近他们的终端速度下降,Stokes-Cunningham给出的公式(130年]。在对流层,冲刷和表演等代表的主要去除硫酸盐气溶胶的过程(131年]。重力沉降的火山灰经常被观察到超过单一的火山灰颗粒的终端沉降速度(132年,133年]。火山灰骨料组成的大量火山灰颗粒相互连接在一个ice-ash-mixture或通过静电力解释这种行为134年- - - - - -136年),导致增加沉降接近火山和减少大气中的火山灰浓度在远程运输。然而,科学知识主要聚合形成过程仍然是有限的(48,133年]。
硫酸盐和火山灰的沉积到冰覆盖表面,进入海洋,泥炭,等等可以重建历史档案(即冰、泥炭、大海和海洋沉积物),这可能提供有用的信息在过去的火山活动137年,138年]。高质量的冰芯记录酸性硫酸作为代理火山沉积是局限于过去的1000 - 1500年32),以减少质量随着深度的增加。基于海洋沉积物的核心数据,文献[37]估计千禧规模通量火山灰向太平洋128 - 221 Tg /年左右。
4所示。气候迫使
4.1。直接辐射效应:阳光/长波辐射的吸收和散射
当火山灰火山喷发时释放到大气中或remobilisation事件,它降低了能见度和太阳能照射到地球表面从而冷却地球表面(139年]。短期大气停留时间大部分火山灰的限制其直接辐射效应和间接辐射效应,看到部分4.2)该地区接近爆发和大气中的主要运输途径,,然而,火山灰可能占主导地位的直接辐射效应(48]。
然而,全球主要的直接辐射效应从平流层硫酸盐气溶胶(火山喷发的结果后6,31日]。他们分散的短波太阳辐射,从而,导致冷却地球表面和抵消全球变暖。因此,硫酸盐气溶胶的喷射到平流层提出地球工程技术(110年,140年)来对抗全球变暖,但是非常有争议的讨论关于技术解决方案,成本,效率,副作用,和伦理问题141年]。除了硫酸盐气溶胶,火山灰粒子已经观察了几个月在主要的火山喷发后的低平流层(33,34]。他们可能变得涂有水H2所以4,也可以导致地球表面的冷却。硫酸盐气溶胶也吸收和辐射的近红外光谱范围从而加热平流层(6]。
4.2。间接辐射效应:云凝结和冰核
在对流层,火山硫酸盐气溶胶和火山灰可以作为云凝结核(CCN)和冰核(在)。数量的增加云滴浓度的气溶胶,修改云的辐射特性,被称为第一间接影响(142年]。第二个间接影响(143年]介绍了气溶胶影响一生和降水云的形成。火山的对流层硫酸盐气溶胶是由火山形成的2排放释放到对流层或结果从平流层向下运输沉积。相比于火山硫酸盐气溶胶的直接辐射影响平流层,次要的间接影响是,虽然当地可能有相当大的影响,如降水的修改。初步抑制降水导致增加水和水蒸气在大气中,这可能引发的极端降水事件(144年]。因此,气溶胶包括火山灰和硫酸,充当CCN [145年,146年)(见下文),有可能影响地球辐射收支和本地水循环,地区,或在某些情况下,在全球范围内147年]。在过冷云,颗粒材料的存在,如火山灰(95年,148年- - - - - -150年),可能启动异相成核的冰晶显著降低过度饱和和冻结温度高于均匀的情况下冻结(148年]。大气和火山处理包括修改的火山灰颗粒的表面化学成分(见部分2对他们的行为作为CCN)影响或和释放营养物质(尤其是铁)与海水接触部分4.4)。
4.3。其他辐射诱导的间接气候效应
平流层硫酸盐气溶胶的辐射效应释放特别是从热带火山喷发(见部分4.1)引发全球气候系统的几个修改6),直到今天仍有待完全理解。平流层变暖引起的火山硫酸盐气溶胶降低了对流层顶高度(151年]。此外,pole-to-equator低平流层温度梯度增加(6]。在平流层和对流层环流耦合、极地漩涡加强放大环流模式和创建表面温度在冬季北半球的增加。详细描述,读者被称为(6]。平流层臭氧浓度降低异构反应在火山硫酸盐气溶胶表面。修改在海平面高度152年],河流径流[153年),和热带降水(154年)报道。附加非线性气候反馈,例如,大气和海洋热含量和动力学(155年)或陆地植被(156年)认为修改大气CO2。然而,由于气候系统的复杂性,它仍然开放,如果修改后的全球碳循环火山喷发完全可以解释与火山喷发后辐射诱导的影响。最后三个主要局部火山喷发(Agung, 1963;El Chichon, 1982;皮,1991)恰逢实质性的厄尔尼诺现象,它已被证明难以单独由于厄尔尼诺气候响应,火山强迫,或合并后的效果157年]。
4.4。海洋表面的铁受精
海洋浮游生物的许多生物功能取决于微量金属中稀缺的海洋,但包含在火山灰中。尤其是铁需要很多重要的海洋生物地球化学过程,如细胞过程,光合作用、呼吸作用、固氮作用,硝酸盐还原。在High-Nutrient-Low-Chlorophyll (HNLC)海水(158年](南太平洋和赤道北部和太平洋),铁是海洋初级生产力的主要限制组件(MPP)。介绍了这种“铁假说”,159年]。铁供应这些海水影响MPP和浮游植物的生长,进而影响发展的海洋食物链的营养水平较高。生物有限公司2泵的刺激是由于有机碳的累积在海洋表面和下到深海。因此大气有限公司2减少了。最后,减少大气CO2浓度是引发地表海洋有限公司2浓度与大气reequilibrates有限公司2浓度。今天,海洋铁受精对全球碳循环的影响进行了讨论有争议的是,具体地说,在气候工程。
在过去的几年里,一些研究强调了火山灰的影响在海洋表面的生物地球化学35- - - - - -39)通过跟踪物种的解散,特别是铁化合物,在水85年,160年]。旁边的铁化合物,火山灰可以释放额外的微量金属盐包含,例如,铜和锌,以他们的频率以及对浮游生物的毒性38]。
根据(37),火山灰沉积通量太平洋与矿物粉尘通量到太平洋~ 100 Tg /年(161年]。每年矿物粉尘沉积到海洋中,然而,是远低于主要火山喷发火山灰的沉积。期间和之后的爆发。哈德逊在智利(1991年8月12 - 15),海洋铁沉积与火山灰对应于约500年的铁沉积与矿物粉尘从巴塔哥尼亚162年]。详细比较的火山灰和矿物灰尘环境和气候影响[48]。
海洋铁气候引起的另一个影响受精与一个潜在的通量增加有机碳(OC)包含扑打气溶胶(163年)和二甲基硫(DMS) (164年硫酸盐气溶胶),这可能是氧化。硫酸和OC气溶胶可能形成CCN的气溶胶造成的间接效果([165年];参见4.2)。
4.5。气候的影响硫酸火山岩和火山灰
4.5.1。对大气的影响有限2
由于反向散射太阳辐射的空间,火山硫酸盐气溶胶可以抵消全球气温上升,这是由于增加大气温室气体的负载。因此,人为硫酸盐气溶胶注入平流层气候工程已经被提议作为一种可能性,也称为地球工程(“故意改变地球气候的人类”)。尽管如此,理论研究表明,有可能给地球降温的(110年),气候系统不太可能会回到之前的状态人为有限公司2增加。此外,不想要的副作用不能排除。同样清楚的是,这个地球工程学方法不会降低CO2吸收的海洋和海洋酸化(166年),如大气CO2浓度并不直接影响。然而,间接对大气碳循环的影响,例如,更多的公司2由植被吸收(156年)由于散射辐射的增加(167年),在文献中讨论。
地球工程的另一个技术是海洋铁受精。虽然一些问题关于海洋的生物碳泵的效率是在讨论158年),这种方法应该通过减少大气CO抵消全球变暖2从而防止海洋酸化。旁边矿物灰尘,火山灰代表了海洋的自然铁肥料。文献[158年)解释说只有25%的观察到的有限公司2减少在与海洋冰川maxima铁受精的矿物灰尘。海洋受精的火山灰和随后增强生物碳泵的效率提供了一个附加的解释减少大气CO2在地质历史中(168年]。第二部分对比气候迫使通过海洋的挫败与火山灰气候迫使火山硫酸辐射诱导的影响。
4.5.2。具体的火山喷发
(一)Kasatochi,阿拉斯加,2008年8月,VEI 4 (52.2°175.5 N,°W)。阿留申群岛上的火山Kasatochi 2008年8月爆发。喷发后不久,一个不寻常的观察浮游植物生长在东北太平洋(36,42- - - - - -44]。海水有限公司2分压在海洋爸爸站下降了约40 ppm。这个范例的大规模的发展和大型浮游植物爆发代表潜在的火山灰的首次直接证明受精海洋表面。两年后,讨论之间的联系增加红大麻哈鱼种群的弗雷泽河在加拿大和海洋铁受精的火山灰Kasatochi开始(169年- - - - - -171年]。
总火山灰从Kasatochi释放通量估计0.2 - -0.3公里3衣服(致密岩石等效)[92年]。相比,主要的火山喷发(见下文)Kasatochi灰排放量相对较低。根据(42),刺激生物有限公司2泵由铁受精与Kasatochi火山灰导致减少大气CO2约0.01 Pg c这个数量的碳封存相比是微不足道的一小部分公司的崛起2化石燃料燃烧产生的排放(7 - 9 Pg C /年;(172年])。
Kasatochi喷发注射1.4 - -2.0 Tg2(92年,173年,174年到平流层底部。开发一个稳定的硫酸平流层气溶胶层15至21公里在中期发生在北部高纬度喷发(4 - 6周后173年]。最大的大气气溶胶(气溶胶光学深度)750海里大约是两倍高于背景值,最终于2009年3月回到背景水平。尽管如此2喷射到平流层注入Kasatochi代表最大的火山喷发的2自1991年以来进入平流层,喷发的强度的特点是VEI = 4, 2008年8月Kasatochi的爆发会引起气候的影响可以忽略不计由于平流层硫酸盐(175年)和海洋受精(42]。
(b)。哈德逊,智利,1991年8月,VEI 4 (45.9°年代,72.9°W)。太哈德逊的火山喷发发生在1991年8月,两个月后爆发的1991年6月皮(见下文)。因此,与太相关的气候影响。哈德逊爆发几乎总是一起评估与强皮喷发,但往往作为一个小的副作用。大约1.1公里3灰是直接提供给大西洋iron-limited部门的南大洋176年]。火山灰影响也记录在福克兰群岛(~ 1.000公里SE火山;(177年])和南乔治亚(~ 2.700公里从火山SE;(178年])。这灰沉积到ocean-although大大超过可能的灰皮,可能沉积在南部海洋从未被考虑作为一个解释为减少大气CO21991年之后1 - 2 ppm的浓度(40]。1991年全球气候也受到厄尔尼诺事件(157年]。通常增加大气CO2浓度在厄尔尼诺事件,然而,并没有发生在1991179年]。原因是隐藏在直到今天没有完全理解非线性气候主要火山喷发(参见后反馈4.3)。最有可能,直接由铁肥料效应的海洋Mt。哈德逊火山灰在一定程度上抑制了在南部半球冬天没有阳光。然而,太。哈德逊喷发约1.6公里3衣服是沉积在巴塔哥尼亚。这个地区的干燥和多风的条件导致高效remobilisation的灰到大气中12]。当对海洋运输,这灰最终用于海洋受精。卫星海洋颜色数据只是随机可用1997年之前(http://oceancolor.gsfc.nasa.gov/),年轻的海气耦合的生物地球化学模型或分析的部分历史档案如泥炭核心或湖泊沉积物位于下游的。哈德逊可能阐明这样一个假设。福克兰群岛位于东南约1500公里的巴塔哥尼亚下游方向为泥炭积累和提供理想的条件分析,火山灰在泥炭(180年,181年]。
太哈德逊爆发期间,注射的2到平流层是类似于Kasatochi喷发(1.65 Tg2;(124年])。南部半球大气气溶胶在高纬度地区从8月23日到9月30日显然表明平流层硫酸起源于太。哈德逊(图3)。通过激光雷达和卫星测量在南极洲,太。哈德逊硫酸云9至13公里在极地漩涡从1991年8月到10月182年,183年]。然而,太。哈德逊平流层硫酸盐负荷和随后的全球气候迫使减少太阳能照射只能部分分离硫酸高平流层加载来自皮喷发(图3)。因此,对于气候的影响从平流层硫酸盐负荷诱导,参见下面的讨论与皮爆发有关。
(c)皮,菲律宾,1991年6月,VEI 6 (15.1°120.3 N,°E)。皮喷发代表最大的2注射到平流层自20世纪初大约20 Tg2(122年]。火山喷发后,全球平均冷却0.4 K发生在地球表面(172年,184年,185年)和平流层的温度增加2 - 3 K观察(186年]。直接辐射在夏威夷的莫纳罗亚山天文台降低了~ 140 W / m2,而散射辐射增加了~ 100 W / m2(6]。同时,减少大气CO2浓度约1 - 2 ppm的观察(40]。文献[156年)认为,这是提高植物光合作用的结果由于火山的存在引起的散射辐射在大气中硫酸盐气溶胶层。参考文献(40,41)表明,大气CO2减少被皮灰海洋受精的结果,到达了南大洋的1991年11月。然而,大多数在1991年发布的火山灰皮喷发(5 - 6公里3衣服;(91年])存入或附近的南中国海(187年]。只有几个百分点达到iron-limited南大洋。因此,它更有可能的是,海洋气候效应,在南部海洋施肥可以忽略不计。然而,如前所述,南大洋受精。哈德逊喷发的火山灰需要进一步调查。通过考虑平流层硫酸盐从火山源的辐射效应,间接影响气候系统不能完全解释,例如,通过全球气候模型模拟(188年在1991年皮后爆发。然而,它仍然是开放的,如果未知反馈机制在气候系统或被忽视的过程,如海洋受精与铁,火山灰可能提供令人满意的解释。
(d)。卡特迈,阿拉斯加,1912年6月,VEI 6 (58.2°154.9 N,°W)。20世纪世界上最大的火山喷发发生在Novarupta,阿拉斯加。大部分的岩浆发泄在Novarupta存储太Katmai之下,因此,这两个名字出现在文献中。在火山爆发期间,约13公里3衣服的火山灰189年)和5 Tg2(190年)被注入到大气中。火山灰云被送往西南西方向与降尘阿拉斯加湾和美国北部[191年]。根据(44海洋受精),东北太平洋在6月有潜力增加浮游植物浓度从而刺激海洋生物泵,从而减少大气CO2浓度。浮游植物生产在东北太平洋更有效的从7月到10月44如果铁是提供给海洋。根据(191年),火山灰产生的火山灰沉积在卡特迈号在1912年夏天,通过风remobilisation从而进一步铁施肥的太平洋。但是,随着时间的流逝,重复沉积地区降雨可能减少铁表面的边缘中包含通过浸出火山灰。许多公里浮石木筏从卡特迈火山喷发释放曾被观察到在阿拉斯加湾的沿海水域甚至几十年卡特迈火山喷发后(188年),可以供应铁对海洋的受精(192年]。然而,随着东北太平洋的面积与铁可能是受精的火山灰和浮石释放形式。卡特迈远小于2008年Kasatochi喷发后(36,92年,191年),气候效应引起的海洋受精可能是微不足道的。此外,辐射效应由于太卡特迈火山硫酸是局限于北半球(190年),因此全球气候的影响也有限。
(e) Huaynaputina、秘鲁、1600年2月,VEI 6 (16.6°年代,70.8°W)。Huaynaputina喷发的火山公元1600年2月在秘鲁是历史上最大的一次火山喷发在南美洲的VEI 6和全球最大的事件在过去的2000年。火山喷发产生的超过9.6公里3衣服的火山灰193年]。火山灰影响在秘鲁南部被报道,智利北部和西部玻利维亚和已知也习惯了热带太平洋和南大洋,两个大HNLC地区。Huaynaputina喷发的火山灰颗粒已确定在南极冰芯194年),从而证实了大规模运输Huaynaputina喷发的火山灰南大洋。火山灰扩散的数值模型研究,沉积Huaynaputina喷发之后,在1600年期间将必要的典型气候条件,如厄尔尼诺和拉尼娜现象,正常年重建的主要沉积区和通量到海洋中。这应该是紧随其后的是海洋生物地球化学模型以确定海洋生物地球化学反应在受精Huaynaputina火山灰。铁肥效应可能部分解释了10 ppm减少大气CO2在南极冰核浓度测量1600195年]。然而,当没有13有限公司2测量数据是可用的,195年)认为,目前尚不清楚最初的有限公司2减少在公元1600年由碳之间的汇率变化的大气和海洋或陆地生物圈。
文献[196年)报告说,最严重的冷却−0.81 K在北半球在过去600年发生在1601年。作者推测如果除了Huaynaputina喷发一个身份不明的爆发发生在同一时间或者Huaynaputina喷发的气候效应大大低估了。这是因为冷却大于所建议的程度在不同酸度冰芯记录的平流层硫酸盐负荷确定。文献[193年)估计,全球平流层加载~ 70 Tg H2所以4由于Huaynaputina喷发基于冰芯数据,而[197年~ 80 - 170 H Tg)报告2所以4基于岩石学分析。这些估计大大超过了平流层H2所以4负载在1991年皮喷发(~ 30 Tg H2所以4;(16])。由于硫酸高不确定性与平流层加载和间接影响的降低太阳能照射(见部分4.3),火山灰引起的气候影响海洋受精既不能证实也不能排除在外。海洋气候建模研究包括火山灰肥料效应会对相关流程主要火山喷发后影响气候。
4.5.3。地质记录
许多原因千禧年的气候变化已经在文献中讨论,例如,构造运动、轨道变化,修改在宇宙射线通量,在造山带硅酸盐风化,火山活动(168年]。直到最近,火山迫使气候地质时间尺度的讨论仅限于辐射的影响平流层硫酸盐和进一步间接影响(见部分4.3;(198年])。虽然火山玻璃的发生在深海沉积物被认为是火山活动指标,(199年)没有考虑海洋受精火山灰触发千禧年的气候变化。不过,目前仍不清楚如果连mega-volcanic爆发可能会引发气候冷却至少世纪时间表仅仅通过辐射平流层硫酸盐的影响。最近主要熔结凝灰岩喷发多巴,苏门答腊,大约75 ka前。Toba爆发~ 2500公里3衣服(200年]。冷却相关Toba爆发持续了约1000年(200年];然而,最近的研究表明,一个较弱的温度响应(201年]。有正在进行的讨论平流层硫酸负担,其停留时间,气候强迫。虽然多巴的火山灰沉积在孟加拉湾202年),今天在这一领域海洋初级生产力不是铁的可用性限制,海洋铁受精尚未认为Toba爆发后导致气候变化。
通过分析南极冰芯千禧年时期,(203年硫酸)得出的结论是,除了火山影响行星反照率,火山灰可能增加可溶性铁营养有限的南大洋的大表面区域从而刺激增长的浮游植物和影响全球碳循环。这两种效应在一起应该触发冷却在过去年(203年]。也(168年,204年]目前地质年代的火山灰和生物地球化学数据表明铁受精大气有限公司提供了一个合理的机制2减少新生代气候过渡期间(约33.5马前,Eocene-Oligocene边界附近,主要在南极大陆冰川作用开始的时候),无论是时机和生物地球化学质量平衡。铁受精通过反复熔结凝灰岩爆发可能会加速全球变冷的气候在一个气候的逐步迫使阈值,通过公司的累积效应2减少由数以百计的火山受精事件(注意,HNLC地区在远古海洋的分布可能是今天不同的形式,但仍知之甚少)。这一假说表明,反复发作的海洋铁受精的大卷流纹岩灰足以启动冷气候模式。其他研究也表明Eocene-Oligocene边界附近的积极的碳同位素异常可以被记录增强海洋生产和埋葬的有机碳,导致减少大气CO2和全球变冷是公布的,例如,引用(205年- - - - - -207年]。这个解释也提出了白垩纪大洋缺氧事件2(约9400万年前;(208年])和年轻的北半球冰期(约275万年前;(209年])。文献[210年)提出了一个铁之间的紧密关联的输入和大西洋海洋出口生产亚南极基于多代理的数据集从海洋沉积物在过去110万年。他们的研究结果表明,离子对海洋生物群受精的过程是一个反复的过程操作在南极洲地区冰期/间冰期循环。矿物粉尘是由负责一个公司2减少25%的在上次冰河最大值(158年]。全面评估的火山灰受精作用的海洋大气CO2在地质时间尺度相比,矿物灰尘影响将需要增加我们的理解的过程导致自然气候的变化。
5。前景
最近El Chichon等主要火山喷发(1982)或皮(1991),基于地面和卫星的观测火山和分布以及硫酸平流层负担,例如,修改在大气CO2、太阳辐射、大气温度是可用的。这些明确揭示的重要性火山硫酸平流层冷却地球表面,导致进一步的间接影响气候气候系统中通过非线性反应和反馈(见部分4.3;(6])。因此,早期认为火山灰颗粒悬浮在大气中负责火山气候迫使[24]修正[2火山灰引起的)和气候变化带来的影响也不再在研究的重点。大多数火山喷发后的气候效应的解释是基于气候模型模拟由平流层火山硫酸迫使。然而,到目前为止,全球气候模型有困难繁殖后观察到的地球系统的变异性大火山喷发(188年]。重要的反馈机制监督或失踪的过程像海洋受精火山灰尚未考虑。因此,有必要重新调查火山喷发历史及其气候影响包括海洋的挫败火山灰的潜力。这是依赖于地理位置的火山爆发,火山灰的量存入海洋喷发后直接或通过remobilisation posteruptive灰形式的存款,大量营养素的可用性,和微量营养素在邻近海域和大气条件。
一般来说,主要由海洋火山引起的气候变化的监管方面受精迫切需要更好的评估。这也适用于火山灰受精作用的海洋相比,海洋矿物粉尘受精(48),以更好地了解自然地质时间尺度气候变化。因此,本文打算触发跨学科调查涉及海洋生物地球化学和生物学、地质地球化学、气象学、大气化学和气候研究小组。增加我们目前所了解的潜在火山灰受精海洋表面,有必要实现进一步了解铁处理在火山喷出的气体和远程传输进行建模研究和在野外和实验室测量。此外,有必要澄清火山灰,作为迄今为止被忽视的组成在海洋环境中,影响海洋生产力和物种组成,两个主要因素影响海洋碳循环和全球气候。
利益冲突
作者宣称没有利益冲突有关的出版。
确认
作者承认金融支持通过卓越的集群“CliSAP”(EXC177),汉堡大学,通过德国科学基金会资助(DFG)。作者感谢迈克尔•海明马提亚长的矮,Klemen Zakšek评论在纸上。