影響氣候系統(tǒng)的外強(qiáng)迫作用

1、第九章 影響氣候系統(tǒng)的外強(qiáng)迫作用龔道溢第一節(jié) 太陽活動 一、什么是太陽活動從結(jié)構(gòu)上看，太陽從內(nèi)向外分為核反應(yīng)區(qū)、輻射區(qū)及對流區(qū)三個層。核反應(yīng)區(qū)只占太陽中心到0.25個半徑處，體積僅占太陽的1.6%，溫度達(dá)1500萬K，中心壓力3300億個大氣壓，質(zhì)量占太陽總質(zhì)量的50。自0.25到0.8個半徑處為輻射區(qū)，在這個區(qū)內(nèi)通過對光子的吸收和再發(fā)射，可以進(jìn)行能量的傳遞，把核反應(yīng)區(qū)能量向外輸送。輻射區(qū)外是對流區(qū)，厚度約14萬km，這一層中自內(nèi)向外溫度從70萬K下降到6600K。由于溫度、壓力和密度的垂直梯度都很大，所以在對流層中物質(zhì)的上下對流運(yùn)動十分強(qiáng)烈。太陽的最外層部分是可見的太陽大氣，也可以分為三層，

2、即光球、色球和日冕。通常人們看到的是太陽大氣的最底層光球。光球大約厚500km，雖然只占太陽半徑的萬分之4.7，但太陽光能幾乎全部來自光球。太陽光譜也是在光球內(nèi)形成的。色球位于光球之上，平時不易觀測到，過去只是在日全食，才可以看到日輪邊緣有一層玫瑰紅的絢麗色彩，色球的名稱也由此而來。色球?qū)蛹s2000km，在這層里溫度是隨離開日面距離的增加而升高的，底層約4560K，在高層則急劇上升到10萬K以上。太陽大氣的最外層為日冕層，厚度至少有幾個太陽半徑大，這層物質(zhì)極其稀薄但溫度卻很高，可達(dá)100萬K。太陽活動是太陽上各種物理活動的總稱。目前觀測到的各種太陽活動都是僅僅限于最外層的太陽大氣區(qū)，太陽內(nèi)部的

3、活動及內(nèi)外層的關(guān)系都還有待更深入的研究。這些太陽活動主要包括以下以下方式。太陽黑子，即太陽廣球上的暗黑斑點(diǎn)，是一種渦旋，這是至今觀測最多及記載最為久遠(yuǎn)的一種太陽活動。當(dāng)光球表面為6050K時，黑子中部的本影部分大約為4240K，四周半影部分為6050K。由于溫度相對比周圍的廣球低，所以看起來是太陽表面的一個黑點(diǎn)。最小的黑子直徑才1000km，大的可達(dá)20萬km以上。黑子的壽命與其大小有關(guān)，小的黑子幾小時就會消失，大的可以存在幾天到幾十天。黑子是成群出現(xiàn)的，一個黑子群少則幾個到十幾個黑子，多的達(dá)幾十甚至上百個黑子。但每個黑子群中總有兩個是主要的，陽面西部(從地球上正視的右側(cè))的黑子稱為前導(dǎo)黑子，

4、東部的稱為后隨黑子，一般前導(dǎo)黑子稍大。光斑與譜斑，光斑是出現(xiàn)在日面邊緣的大塊明亮組織，比光球溫度高100到300K。光斑平均長5萬km，寬5千到1萬km，它的變化與太陽黑子有密切關(guān)系，但平均壽命比黑子長3倍。觀測表明太陽黑子多時光斑也多，光斑增加造成的太陽輻射增加，可以抵銷掉黑子增加造成的輻射減少。因此，太陽活動強(qiáng)時，太陽輻射也增加。譜斑是用單色廣觀測到的色球上大塊增亮的區(qū)域。光斑向上延伸到色球就是譜斑，譜斑向下發(fā)展就是光斑。譜斑也同黑子有密切關(guān)系。耀斑，也稱色球爆發(fā)。這是出現(xiàn)在色球日冕過度區(qū)中的一種不穩(wěn)定過程，表現(xiàn)為陽面上突然出現(xiàn)的迅速發(fā)展的亮斑?？梢栽诙虝r間內(nèi)釋放出大量的能量、粒子和電磁輻

5、射。耀斑的壽命不長，一般在幾分鐘到幾十分鐘之間，面積越大壽命越長。耀斑是太陽活動中最激烈的現(xiàn)象。耀斑也同黑子有密切關(guān)系。在太陽活動的11年高峰，耀斑活動也比較頻繁，數(shù)目增多。日珥，出現(xiàn)在太陽邊緣，因?yàn)榕c太陽光球相比，日珥的總光度很小，所以由肉眼觀測的機(jī)會不多，只有在日全食時才能見到。一般每次日珥噴發(fā)過程約持續(xù)幾十分鐘。射電輻射，太陽的輻射包括米波、厘米波及毫米波段。米波主要來自日冕內(nèi)層，厘米波產(chǎn)生于色球的低層，毫米波產(chǎn)生于光球。太陽的爆發(fā)射電多發(fā)生在太陽活動激烈的時候，這時的太陽射電強(qiáng)度可猛增幾百萬倍。 二、太陽常數(shù)“萬物生長靠太陽”，從能量學(xué)角度來說，太陽輻射是地球氣候系統(tǒng)的唯一能源。因?yàn)椋?/p>

6、人類活動如燃燒煤、石油、天然氣等所產(chǎn)生的熱能與此相比，幾乎是微不足道的。來到地球大氣上界的太陽輻射強(qiáng)度為1.97cal/cm2min，或者現(xiàn)代多采用新的單位1372w/m2，稱為輻照度。來到大氣上界的太陽輻照度是否常定不變這是一個老問題，也是一個有過激烈爭議的問題。早在公元1837年布依列特(Pouillet)就提出來“太陽常數(shù)”的概念。他認(rèn)為到達(dá)大氣上界的太陽輻射是常定不變的。為什么說到達(dá)大氣上界，是因?yàn)榇髿鈱μ栞椛溆邢酢６@個消弱依賴于大氣的厚度及大氣渾濁度。早晨及傍晚太陽高度較低，由于陽光是斜著穿過大氣，因此太陽輻射在到達(dá)地面之前受到的消弱就較大。當(dāng)大氣中水汽及云較多，或者因受到污染

7、大氣中懸浮顆粒物增多均會大大減少達(dá)到地面的太陽輻射。所以，討論太陽輻射的強(qiáng)度，一般以達(dá)到大氣上界為標(biāo)準(zhǔn)。但是，太陽常數(shù)是否真的是常數(shù)呢？這個爭論已經(jīng)持續(xù)了一百多年。在太陽常數(shù)這個名詞出現(xiàn)的第二年，就有人提出了反對，認(rèn)為不是常數(shù)。然而，很遺憾，由于沒有足夠精確的觀測，始終無法準(zhǔn)確的回答這個問題。不同的作者以及不同時間所得到的結(jié)果在1.94到1.99cal/cm2min之間，即能夠差到2-3%。但是由于觀測都是在地面上進(jìn)行的，盡管大部分觀測是在經(jīng)過精心選擇的高山天文臺進(jìn)行，卻仍不能避免觀測誤差及大氣消弱訂正誤差的影響。據(jù)分析這些誤差的數(shù)量級大約在1%左右，與不同作者在不同時間所得到的結(jié)果的差異屬同

8、一數(shù)量級。從60年代開始有了衛(wèi)星觀測以及火箭觀測。然而，情況并沒有因此而有根本的改善。因?yàn)?，這些外層空間的觀測雖然基本不受大氣消弱的影響，但儀器觀測誤差卻較大，不確定性仍在1%左右。因此，仍然無法證實(shí)太陽常數(shù)是否真的是常數(shù)。直到1978年在雨云7 號衛(wèi)星上安裝了空腔輻射儀，這種儀器觀測太陽常數(shù)的精度能達(dá)到0.05%。而根據(jù)1978年到1981年971天的觀測，太陽常數(shù)有0.2-0.5%的變化，這才第一次證實(shí)太陽輻照度是變化的，太陽常數(shù)不是一個真正的常數(shù)。然而，接下來的一個問題就是，太陽常數(shù)是否在太陽黑子多時減少。由于黑子比光球表面溫度低，因此看起來是一個黑點(diǎn)，或一塊黑斑。當(dāng)然，很容易想象，當(dāng)太

9、陽黑子多時，太陽輻照度低。美國天文學(xué)家阿包特(Abbot)就是這種觀點(diǎn)的最有力的支持者，他曾經(jīng)給出明顯的例證，說明太陽大黑子過日中時，太陽常數(shù)激烈下降。1978-1981年的衛(wèi)星觀測也證明太陽常數(shù)的谷值與逐日太陽黑子的峰值相對應(yīng)。但是，這個觀點(diǎn)卻與多少年來對太陽活動歷史及氣候變遷關(guān)系的研究結(jié)果相矛盾。因?yàn)?，?dāng)太陽黑子多即表示太陽活動強(qiáng)時，地球氣候偏暖，而太陽黑子少時，太陽活動弱，地球氣候較冷。從1979年到1991年，已經(jīng)能看到一個大約11年的太陽黑子周期。雖然這不是經(jīng)典的從最低開始到下一個最低。但是能夠明顯地看到伴隨黑子增長，太陽常數(shù)增加，在一個太陽黑子11年周期內(nèi)。太陽常數(shù)有大約0.2%的

10、變化。但是，這又如何解釋阿包特的論點(diǎn)呢？分析表明，太陽大黑子過日中，確實(shí)可以使太陽輻照度短時下降。因此，阿包特的觀點(diǎn)及后來的衛(wèi)星觀測都是正確的。而且，太陽黑子的確對太陽常數(shù)是起了消弱作用。但是，太陽黑子只是太陽活動的一部分。太陽黑子多的確反映太陽活動較強(qiáng)。不過，太陽活動強(qiáng)時，太陽光斑也增多。由于比光球溫度高不太多，所以在陽面中心部分很難觀測到，而只能在日面的邊緣部分看到。太陽活動增強(qiáng)，光斑增多，卻使太陽常數(shù)增加。因此，除了大黑子在日中時以外，大部分時間光斑所造成的太陽常數(shù)增加可以抵消太陽黑子對太陽常數(shù)的消弱還有余。因此，計算月平均太陽常數(shù)，或?qū)χ鹑仗柍?shù)作低頻濾波就可以看出與太陽黑子變化是一

11、致的，而不是相反的關(guān)系。這樣從19世紀(jì)30年代到20世紀(jì)90年代，經(jīng)過了一半以上世紀(jì)的科學(xué)探索，才對這個問題有了較為準(zhǔn)確的回答。 三、太陽黑子周期 我國早在漢朝時期就有用肉眼觀測黑子的記載。當(dāng)然不是直接用肉眼去看太陽、那會傷到眼睛，一般是通過一盆墨水去看。二千年來斷斷續(xù)續(xù)，有很多看到黑子的記載。不過可惜這些記載不定量，而且只有當(dāng)黑子較大時才能看到。所以關(guān)于黑子的系統(tǒng)性記錄，還是在望遠(yuǎn)鏡發(fā)明之后才出現(xiàn)。伽里略于1610年8月，第一次用天文望遠(yuǎn)鏡看到太陽黑子。以后許多文天學(xué)家，以及天文愛好者陸續(xù)用各種天文望遠(yuǎn)鏡觀測了太陽黑子。后來1961年瓦爾德梅爾(Waldmeir)廣泛收集了這些觀測記錄，建立

12、了公元1610年以來的太陽黑子序列。不過，自從有了太陽黑子觀測，直到公元1843年施瓦布(Schwabe)才首先指出太陽黑子有10年周期。即在10年左右出現(xiàn)一個由少到多，再由多到少的循環(huán)。然而，定量地描述太陽黑子并不容易。因?yàn)橛袝r黑子似乎是一團(tuán)，不容易計算其數(shù)量。公元1849年沃爾夫(Wolf)才制定了一個計算太陽黑子的公式： W= k (10g+f)其中W為太陽黑子數(shù)，實(shí)際即表示太陽黑子的一個指數(shù)，所以也稱為相對黑子數(shù)，或沃爾夫數(shù)，一般用英文字母W表示。式中g(shù)為黑子組數(shù)，f為黑子數(shù)，k則是與天文臺觀測條件有關(guān)的常數(shù)。對蘇黎士天文臺k=1，世界其它天文臺均以蘇黎士天文臺為標(biāo)準(zhǔn)進(jìn)行校正。但實(shí)際現(xiàn)

13、在國際上均采用蘇黎士天文臺公布的太陽黑子數(shù)。其它天文臺盡管有觀測，但一般研究中只供參考。圖9.1.1 年平均太陽黑子數(shù)(Reid,1997) 施恩懷斯整理的公元1500年以來的太陽黑子數(shù)序列是目前最完整的，也是最長的序列。其中公元1610以后主要依靠觀測記錄。1610年以前用代用資料插補(bǔ)。除了17世紀(jì)后半到18世紀(jì)初的一段時間以外，11年周期十分有規(guī)律。不過，如果對逐年的資料進(jìn)行分析，就會發(fā)現(xiàn)，雖然周期平均長度為11.2年但個別周期長度變化于8年到16年之間。由于太陽黑子最少時，黑子總是出現(xiàn)太陽的兩個半球的3040緯度，以后在隨著黑子的增多，黑子的緯度逐步降低（但不會接近赤道）。而且，新出現(xiàn)于

14、較高緯度的黑子，與以前出現(xiàn)在低緯的黑子磁場相反。因此，以太陽黑子最少，為一個11年周期的開始一般記為m年。當(dāng)太陽黑子數(shù)達(dá)到極大時，稱為M年。從m年經(jīng)M年到下一個m年出現(xiàn)為一個周期。國際統(tǒng)一規(guī)定以1755年為第一周期開始。最近幾個周期是第19周1954年1963年、第20周1964年1975年、第21周1976年1986年、第22周1978年1997年。1998年開始了新的第23周。由于習(xí)慣，人們一般稱之為11年周期，但是從概念上講，應(yīng)該稱為循環(huán)。 四、如何判斷古代太陽活動的情況太陽活動能影響地球物理環(huán)境，也必然會留下大量的“證據(jù)”，人們可以利用這些線索來直接判斷或間接推測出從前太陽活動的強(qiáng)弱。

15、太陽黑子儀器觀測，這是太陽活動的直接證據(jù)。可以回溯到17世紀(jì)初。極光觀測，極光是太陽粒子輻射轟擊地球高層大氣產(chǎn)生的，與太陽黑子的11年周期關(guān)系非常密切。根據(jù)古代的極光記載可以判斷太陽活動的強(qiáng)弱。如在蒙德爾極小期的70多年里全球僅觀測到77次極光，其中37年一次記載也沒有。而在18世紀(jì)則平均每年都有約60次。古代黑子的目測記錄，在一些歷史文化悠久的國家，都有大量黑子目測記載，不過這些記載很可能有遺漏，而且受天氣影響也很大，在連續(xù)性上不完整。古代日冕記載，一般在太陽活動高值時日冕是豐滿的，呈園形，還充滿了冕流，即象一縷縷頭發(fā)一樣的光輝。在太陽活動低值年日冕多呈扁平狀，主要沿太陽赤道向外伸展。通常用

16、肉眼不能直接觀測日冕，但在日全食就可以看到日冕。利用樹木年輪中14C和12C之比可以考察從前太陽活動水平的變化。平常情況下地面空氣中只有12C，放射性14C是不存在的，只有當(dāng)高能銀河宇宙線與地球上層大氣粒子碰撞才能產(chǎn)生出14C。人們已經(jīng)知道銀河宇宙線受太陽活動的調(diào)制，在太陽活動高年，入射地球大氣的銀河宇宙線增強(qiáng)，放射性14C的產(chǎn)生率降低，而在太陽活動低年，入射地球大氣的宇宙線增強(qiáng)，就會產(chǎn)生更多的放射性14C。如果能夠知道遠(yuǎn)古以來地球上放射性14C是如何變化的，也就可以間接推斷出當(dāng)是太陽活動的變化。大氣中的放射性14C可以以二氧化碳的形式通過光合作用進(jìn)入植物體內(nèi)，也保存在樹木的木質(zhì)中。樹木年輪可

17、以比較精確地確定時代，由通過14C和12C的比值可以推測出當(dāng)時大氣中14C的含量，因此人們借助上千年的樹木年輪，建立相應(yīng)的太陽活動序列。不過，人們注意到樹木年輪中的14C看不到11年周期變化，這是因?yàn)?4C是在高層大氣中產(chǎn)生的，而樹木生長在地面，14C由20km的高空傳播到地面需要一個過程，因此大氣圈相當(dāng)于一個過濾器，14C小于20年的變化經(jīng)過“過濾”都被大大削弱了，而更長時間尺度的變化則保留了下來。 五、太陽活動如何影響地球很早人們從生活經(jīng)驗(yàn)就已經(jīng)知道太陽對地球和人類的影響非同尋常，這不僅僅是體現(xiàn)在太陽帶來光明、使植物繁茂等，還體現(xiàn)在許多其它顯著的日地相關(guān)現(xiàn)象。太陽活動影響地球物理環(huán)境的方式

18、有兩種途徑。一種是直接的影響，強(qiáng)的太陽爆發(fā)會向外輻射大量的能量和物質(zhì)。例如當(dāng)太陽耀斑爆發(fā)時，由太陽發(fā)出增強(qiáng)的電磁輻射、高能帶電粒子流和等離子體云等會到達(dá)地球，造成電離層擾動和磁暴等現(xiàn)象的發(fā)生。由太陽發(fā)出的增強(qiáng)的X射線和紫外線以光速8.3分鐘傳到地球，被地球上層大氣吸收，使得電離層受到突然擾動，其中主要現(xiàn)象是電離層電子密度增高，對電波吸收增強(qiáng)，使向日面電波通訊中斷，這種與太陽耀斑爆發(fā)伴隨的電離層擾動現(xiàn)象叫突然電離層騷擾。太陽輻射的高能粒子在行星際空間旅行數(shù)小時后到達(dá)地球，在地球近地空間觀測到通量較大的太陽宇宙線事件稱為質(zhì)子事件。質(zhì)子沿地磁力線沉降到地球兩極地區(qū)的上層大氣，使極蓋地區(qū)電離層擾動，電

19、波通訊中斷，這種現(xiàn)象叫極蓋吸收事件。太陽噴射的等離子體云在行星際空間運(yùn)行速度約1000km/s，它壓縮太陽風(fēng)等離子體形成激波，約1.5天到達(dá)地球，與地球磁層作用引起磁暴、磁層亞暴、極光亞暴和電離層暴等擾動。此外，太陽活動還可以改變到達(dá)地球的短波輻射，即太陽常數(shù)的變化，其直接后果是造成地球氣候系統(tǒng)的熱量收入偏多或偏少，而從太陽獲得的熱量是驅(qū)動天氣和氣候的最根本的能量來源。太陽活動還可能對地球大氣密度、溫度、運(yùn)動等產(chǎn)生間接的影響。例如，強(qiáng)的太陽耀斑可以引起中高緯度大氣環(huán)流的變化；耀斑后第三天和第四天雷暴活動增強(qiáng)；在磁暴期間高緯地區(qū)300hPa大氣低壓槽的面積增大而且變深等。表9.1.1 強(qiáng)的太陽爆

20、發(fā)向外輻射的能量估計(宋禮庭,1994)方 式能量總電磁輻射1032爾格行星際等離子體云21032爾格快電子51031爾格太陽宇宙線31031爾格太陽亞宇宙線21031爾格其它粒子1030爾格總能量41032爾格第二節(jié) 太陽活動對氣候的影響 一、11年周期對氣候的影響太陽活動有十分明顯的11年左右周期性變化，很容易想到，地球的氣候如果受太陽活動調(diào)制的話，地球氣候要素的變化也應(yīng)該有11年周期。早在17世紀(jì)中葉就有人提出地球的溫度隨著黑子的增加而下降，以后著名氣候?qū)W家柯本在20世紀(jì)初也指出全球年平均溫度在黑子峰年比谷年低。但是，后來許多的研究結(jié)果都表明，除了雷暴與11年周期有比較穩(wěn)定的關(guān)系外，大多

21、數(shù)的氣候要素都很少發(fā)現(xiàn)有穩(wěn)定的11年周期。經(jīng)常是偶爾有一段時間關(guān)系較好，而另一段時間則關(guān)系又受到破壞。非洲維多利亞湖水位與太陽黑子的聯(lián)系就是一個典型的例子，1899年到1924年間水位與黑子的正相關(guān)系數(shù)達(dá)到0.84，一直被當(dāng)做太陽與地球氣候關(guān)系的典范。但1925-1936年期間主要由于水位振動周期縮短一倍，相關(guān)系數(shù)變?yōu)?0.42。因此，又被人用來作為否認(rèn)太陽活動可能影響地球氣候的證據(jù)。是否太陽活動11年周期對地球氣候沒有影響呢？回答卻可能是否定的。這主要有兩個方面的證據(jù)，即氣候的5-6年周期與22-23年周期。前者即所謂的“雙振動”，后者即“海爾周期”。許多作者證明氣候有5-6年周期，而且每個

22、11年周期中包括兩個5-6年周期。在這方面貢獻(xiàn)最大的是德國的鮑爾(Baur)。他在50年代初發(fā)表了兩本專著，論述北大西洋在m-2年，即m年前的2年 與M年經(jīng)向環(huán)流強(qiáng)、緯向環(huán)流弱，而在這兩個極值年之間緯向環(huán)流強(qiáng)、經(jīng)向環(huán)流弱。北大西洋緯向環(huán)流強(qiáng)時，歐洲冬暖夏干，北美也冬暖夏熱。所以許多氣候要素的變化表現(xiàn)出5-6年的周期性。后來大氣環(huán)流資料進(jìn)一步證實(shí)了鮑爾的結(jié)論，并且強(qiáng)緯向環(huán)流多出現(xiàn)在m+2年，即m年后的2年及M+2年，即M年后2年。不少作者研究了世界上其它地區(qū)的氣候，也得到了類似的結(jié)論。王紹武曾分析了北半球的氣溫與太陽黑子11年周期的關(guān)系。發(fā)現(xiàn)在m+2年及M+2年氣溫較低，而在m-1年及M-1年氣

23、溫較高。另外在m-1年及M-1年北京的夏季降水少，而在m+1年及M+1年降水多。這些均反映在一個11年周期內(nèi)氣候出現(xiàn)兩個波動的情況。如果承認(rèn)這種現(xiàn)象確實(shí)與太陽活動11年周期有關(guān)。并必須解釋為什么不是直接出現(xiàn)11年周期。當(dāng)然，過去不少科學(xué)家總是尋找氣候與某個外界因子的直接聯(lián)系，即一一對應(yīng)的關(guān)系。這在科學(xué)上常稱為線性關(guān)系，現(xiàn)代大氣科學(xué)證明，大氣中存在許多非線性的關(guān)系。因此，也不是不可能作為大氣對太陽活動11年周期的響應(yīng)，氣候要素表現(xiàn)出5-6年周期。鮑爾也曾提出過一個解釋，認(rèn)為太陽輻射不僅與太陽黑子有關(guān)，還與光斑有關(guān)。不過太陽活動11年周期與地球氣候雙振動間的聯(lián)系機(jī)制還需要進(jìn)一步研究。 二、22年周

24、期 大量研究發(fā)現(xiàn)氣候要素普遍存在22-23年左右的周期，這種周期的長度是11年周期的兩倍。最早是在研究太陽活動11年周期的影響時，發(fā)現(xiàn)11年周期中由m年到M年或由M年到m年的氣候要素變化，并不是一個常數(shù)，而是隨周期變化。后來人們發(fā)現(xiàn)這就是22-23年周期的影響，威利特(Willet)指出太陽活動的單周，即第9、11、13、15 及17周由m年到M年北大西洋西風(fēng)減弱。但在太陽活動的雙周，第10、12、14及16周，由m年到M年北大西洋西風(fēng)增強(qiáng)。因此，形成西風(fēng)強(qiáng)度的22-23年周期。海爾(Hale)早就指出太陽黑子11年周期M年的黑子數(shù)值交替上升的現(xiàn)象。近來M年太陽黑子最高的是第19周，然后向前第

25、17周、第15周第13周、第11周及第9周的峰值也較高，而第16周、第14周、12周及第10周則較低。所以，也把太陽活動的單周稱為主高周，雙周稱為次高周。根據(jù)威利特的研究，主高周北大西洋西風(fēng)弱，次高周北大西洋西風(fēng)強(qiáng)。所以進(jìn)入主高周由m年到M年西風(fēng)減弱。但進(jìn)入次高周西風(fēng)增強(qiáng)。王紹武研究了北半球的西風(fēng)，也得到相同的結(jié)論。此外，還發(fā)現(xiàn)中國地區(qū)的夏季降水也有22-23年周期，并且中國的旱澇與北美大平原的旱澇變化相反。主高年（即主高周的M年）中國澇、美國旱。次高年（次高周的M年）中國旱、美國澇。類似的研究還有不少。這表明22-23年周期是地球氣候振動的一個比較主要的周期。不過，可惜目前還無法證實(shí)太陽輻射

26、在兩個11年周期之間如何變化。因?yàn)?，到現(xiàn)在只有一個11年周期的可靠的太陽常數(shù)觀測。另外，也有的作者指出由于從一個11年周期到下一個11年周期，太陽黑子的磁場反轉(zhuǎn)。因此，對再下一個周期，就可以再反轉(zhuǎn)回來。所以，也有人把22-23年周期稱為太陽黑子的磁周期即“海爾周期”。但是現(xiàn)在還不清楚黑子磁場的變化對太陽輻射有什么影響。 三、世紀(jì)周期太陽活動的8090年周期稱為世紀(jì)周期或格萊斯堡周期(Gleissberg)，18世紀(jì)末，19世紀(jì)中和20世紀(jì)中11年周期的峰值均較強(qiáng)，而在19世紀(jì)初和20世紀(jì)初則11年周期的峰值均較弱，這都體現(xiàn)了世紀(jì)周期變化的特點(diǎn)。在30年代，就發(fā)現(xiàn)西歐的氣候變量也有世紀(jì)周期，如德

27、國柏林1768年以來的溫度就有89年左右的周期。50年代后，很多研究發(fā)現(xiàn)全球許多氣候要素都存在世紀(jì)周期，如漢城56月雨量，中歐降水，大西洋沿岸的海平面高度，百令海的冰量等的長期變化都與太陽活動的世紀(jì)周期有很好的關(guān)系，格陵蘭冰芯的氧同位素含量的功率譜分析也清楚顯示出79年周期。最近洛克烏德(Lockwood)等也發(fā)現(xiàn)太陽日冕磁場的長期變化與近百年來全球溫度的變化有很好的一致性。一些研究發(fā)現(xiàn)太陽活動的世紀(jì)周期對我國大范圍的降水也有一定影響。根據(jù)500年旱澇等級資料，當(dāng)太陽活動世紀(jì)周期的高峰之后，我國自北向南會進(jìn)入多雨期。長江流域的梅雨開始日期、梅雨期的長度、漢口站的年最高水位、黃河陜縣年最大流量以

28、及西太平洋臺風(fēng)數(shù)的距平累積曲線均與太陽黑子的距平累積曲線有很好的對應(yīng)關(guān)系，說明當(dāng)太陽活動世紀(jì)周期增強(qiáng)時，長江流域梅雨開始日期推遲，梅雨期縮短，長江最高水位上升，黃河流量增大，西太平洋臺風(fēng)數(shù)目減少。 四、蒙德爾極小期 太陽活動11年周期不僅長度有較大的變化，而且11年周期的振幅變化也是很大的。1957年的峰值，達(dá)到190，而19世紀(jì)初的峰值，如1804年為48、1816年為46，只有1957年的大約四分之一。m年的黑子數(shù)也有差別，1810年的黑子數(shù)為0，1913年為1，1823年為2，但是1944年為11、1976年為13、1986年為14。有時太陽活動m年沒有太陽黑子，有時也可以達(dá)到10以上。

29、不僅M年的黑子數(shù)有長期的變化，例如19世紀(jì)初較低，20世紀(jì)中、后期較高。而且，有時如17世紀(jì)中后期到18世紀(jì)初，幾乎看不到11年周期。有人認(rèn)為這也是為什么伽里略在1610年就觀測到黑子，而過了兩百多年才發(fā)現(xiàn)太陽黑子的11年周期（開始認(rèn)為周期為10年）的原因。英國天文學(xué)家蒙德爾于1893年發(fā)現(xiàn)1645-1715年這70余年的時間太陽活動十分平靜。一般只有個別黑子，而從未多于1組。同時黑子的壽命亦較短，經(jīng)常為單個黑子，所處緯度也較低，且只在太陽上出現(xiàn)1-2次，即繞太陽1周。但其它年分太陽黑子有時能繞太陽2周乃至4-5周。這也說明這段時期太陽活動比較弱。過了30年到1922年蒙德爾再次發(fā)表文章，論述

30、他的發(fā)現(xiàn)，可惜仍未得到科學(xué)界的重視。直到1976年天文學(xué)家埃迪再次研究了這個問題，才引起廣泛的注意，并以蒙德爾命名這段太陽活動極弱期，稱為“蒙德爾極小期”(The Maunder Minimum)。埃迪認(rèn)為有許多證據(jù)，說明蒙德爾極小期太陽活動確實(shí)比較弱：（1）太陽黑子觀測值。瓦爾德梅爾于1961年發(fā)表了第1個經(jīng)過細(xì)心整理及計算的太陽黑子數(shù)序列。月平均黑子數(shù)的序列開始于1749年。所以國際上從這年以后第1次出現(xiàn)的m年，即1755年為第1個11年周期的開始年（m年）。1700到1748年僅有年平均值。因?yàn)椋^測數(shù)據(jù)較少，不足以得到各月的黑子數(shù)。1700年之前，只有一些零星的間斷的觀測。但是也可以看

31、出來，在蒙德爾極小期太陽黑子數(shù)非常低?？床怀鋈魏蜯年。（2）極光也是一個判斷太陽活動的重要現(xiàn)象。太陽活動強(qiáng)時，地球上出現(xiàn)的極光多。太陽活動弱時，極光出現(xiàn)的就少。北半球極光出現(xiàn)最多的地方在北磁極。即69W，78.5N。距北磁極愈遠(yuǎn)則出現(xiàn)極光的機(jī)會愈小。一般在北歐，俄羅斯北部，加拿大觀測到極光的機(jī)會最多。福利茨曾廣泛收集了各國古代極光的記載，編制了極光年表。根據(jù)這個表，蒙德爾極小期只有77次極光記載，其中有37年1次也沒有，說明蒙德爾極小期太陽活動很弱。（3）古代太陽黑子記錄。古代中國、日本、朝鮮有許多肉眼觀測到黑子的記錄，神田茂曾收集了這了這幾個國家的記錄。根據(jù)這分記錄，1584-1770年間無

32、記載。而通常每年總有5-10次。由于肉眼只能看到極大的黑子，所以這至少說明包括蒙德爾極小期在內(nèi)的一段時間，太陽上沒有出現(xiàn)強(qiáng)大的黑子群。（4）古代日冕記載。在蒙德爾極小期，人們對日冕的描述是暗淡蒼白的光環(huán)、寬度不均勻、顏色微紅、寬度狹窄。這與現(xiàn)代人們看到的日冕形狀大不相同。因此，這也是蒙德爾極小期太陽活動減弱的有力證據(jù)。（5）14C豐度分析顯示在蒙德爾極小期內(nèi)14C含量很高，說明這期間太陽活動大大減弱。在蒙德爾極小期時，歐洲正處于小冰期時期(Little Ice Age)，當(dāng)時歐洲出現(xiàn)了嚴(yán)寒記錄，如英國泰晤士河歷史上的三次封凍(1684、1694和1709年)就都發(fā)生在這個時期。清朝順治到康熙年

33、間是近500年來我國最寒冷的時期，也發(fā)生在這個時期。在蒙德爾極小期中的16501700年的50年間，太湖、漢水和淮河都結(jié)冰4次，洞庭湖結(jié)冰3次，江西的柑橘園在1654年和1676年的兩次寒潮中完全被毀。當(dāng)然，大量證據(jù)表明小冰期是一個全球尺度的氣候寒冷事件，而很多科學(xué)家認(rèn)為在小冰期的形成中，太陽活動的減弱可能是一個重要的原因。 五、太陽活動對氣候的長期影響關(guān)于太陽活動對地球氣候的影響，長時期以來始終是一個有很大爭議的問題。在本世紀(jì)70年代初，曾經(jīng)在原蘇聯(lián)展開了一場激烈的論戰(zhàn)。持否定態(tài)度的以著名的天氣學(xué)家赫洛莫夫及海洋學(xué)家莫寧為代表。后者甚至在他的一本著作中寫到“如果太陽活動能影響地球氣候，那將是

34、一個悲劇”，因?yàn)樵谧鳉夂蝾A(yù)測之前先要作太陽活動的預(yù)測。不過，現(xiàn)在看來悲劇是不可避免的。但是，在爭議中似乎沒有注意到時間尺度問題。太陽活動能影響氣候的支持者，有時把天氣也混了進(jìn)來，這顯然是不恰當(dāng)?shù)?。由于大氣本身的天氣尺度變化激烈，而這些變化對長期的大范圍的太陽輻射變化均可視為噪聲。所以受到太陽活動影響的可能主要是氣候，而不是天氣。在對氣候的影響中，還要再區(qū)別兩個范疇，即幾年到幾十年的變化，以及百年以上的長期變化。這里要討論的是百年或更長時間尺度太陽活動可能對氣候變遷的影響。埃迪(Eddy)根據(jù)古樹木年輪中14C含量的變化，給出了近五千年的太陽活動強(qiáng)度序列，確定了12個太陽活動的異常期(包括極盛期

35、和極弱期)。紹夫(Schove)在1955年發(fā)表了近兩千年的M年太陽黑子數(shù)。紹夫是收集了大量有關(guān)古代黑子、極光等記載而制定這個年表的。至少有三個明顯的極小期，即蒙德爾極小、施珀雷爾極小和沃爾夫極小，不過最后一個極小期的強(qiáng)度比較弱。另外一個中世紀(jì)極大。由于這兩個序列所根據(jù)的是完全不同的資料來源。但是能有這么好的一致，說明對太陽活動變化的推斷是有很高的可靠性的。表9.2.1 五千年來太陽活動異常期（Eddy, 1976）編 號名 稱14C記錄起迄年份可能的時間范圍1現(xiàn)代極大期公元1800（？）公元1780（？）2蒙德爾極小期公元1660-1770公元1640-17103施珀雷爾極小期公元1420-

36、1570公元1400-15104中世紀(jì)極大期公元1140-1340公元1120-12805中世紀(jì)極小期公元660-770公元640-7106羅馬極大期公元1-140公元前20-公元807希臘極小期公元前420-300公元前440-3608荷馬極小期公元前800-580公元前820-6409埃及極小期公元前1400-1200公元前1420-126010石柱極大期公元前1850-1700公元前1870-176011金字塔極大期公元前2350-2000公元前2370-206012蘇馬極大期公元前2700-2550公元前2720-2610把近千年的太陽活動與氣候變遷作個比較是很有趣的。分析表明近千年中

37、共有五個冷期分別出現(xiàn)于公元1100s1150s,1300s1390s，1450s1510s，1560s1690s，及1790s1890s。這是綜合分析了東亞、原蘇聯(lián)、歐洲、北美、北極地區(qū)及南半球的記錄，得到的結(jié)果?？梢娒傻聽枠O小期與施珀雷爾極小期均與冷期對應(yīng)。中世紀(jì)極大期也同中世紀(jì)暖期（公元900-1300年）有相當(dāng)?shù)闹睾?。而且，近五千年的太陽活動與氣候變化趨勢基本是一致的。五千年開始時仍處于氣候最適宜期的晚期，氣候溫暖，連續(xù)出現(xiàn)了三個太陽活動極大期。以后一直到中世紀(jì)極大期之前出現(xiàn)了四個極小期，僅有一個極大期。這正反映了氣候最適宜期之后氣候的逐漸變冷。當(dāng)然要定量分析太陽活動對氣候變遷的影響還需

38、要詳細(xì)的診斷分析和數(shù)值模擬研究。第三節(jié) 火山活動 一、全球火山活動 大地板塊之下地殼熔融形成巖漿，巖漿沿地殼破碎的裂縫向上噴發(fā)形成火山。火山爆發(fā)或火山噴發(fā)是地球上的重要自然災(zāi)害。火山爆發(fā)時，上千度高溫的火山熔巖，以每小時幾十公里的速度向山下蔓延。同時，向空中噴發(fā)出碎石、巖塊、通常稱為火山彈，小的直徑幾厘米、幾十厘米，大的可達(dá)幾米，重幾十噸甚至百噸。但是，更多的則是火山灰，直徑只有0.01-0.02mm，有的在0.01mm之下。大一些的火山灰很快下落，復(fù)蓋了火山附近地區(qū)。公元79年爆發(fā)的維蘇威火山，埋沒了龐貝古城就是一個典型的例子。這些熔巖及稍大一些的火山灰。主要是給當(dāng)?shù)鼐用駧頌?zāi)難。當(dāng)然，有時

39、災(zāi)難是慘絕人寰的。1883年印度尼西亞克拉卡托火山爆發(fā)把整個島嶼的3/4均崩塌，發(fā)生強(qiáng)烈的海嘯，死亡人口在3600以上。1815年有記載以來最強(qiáng)的印度尼西亞坦博拉火山爆發(fā)，直接死亡人數(shù)達(dá)12000人，間接死亡人數(shù)可能有80000人。這可能是災(zāi)難最大的一次噴發(fā)。火山噴發(fā)時，經(jīng)常伴隨地震、海嘯、火山泥流等等?；鹕侥嗔魇腔鹕綆r霄與水混合，有時與冰混合造成的泥石流。例如1982年厄爾奇沖火山爆發(fā)后的泥流就席卷了周圍一百多平方公里的村莊，造成2000人死亡。1991年有62座火山爆發(fā)，1980-1989年期間共165座火山爆發(fā)，人類歷史上有噴發(fā)記載的火山數(shù)量有500多座，全新世(最近約1萬年)以來噴發(fā)過

40、的火山可能有1300座。有些火山已經(jīng)沉寂了多年，有些則仍在活躍，稱為活火山。據(jù)統(tǒng)計目前全球有活火山516座。但是，這些火山并不是均勻分布在地球表面的。其中60%分布在環(huán)太平洋地區(qū)。一個集中地區(qū)是西北太平洋、堪察加半島、千島群島、日本共有83座活火山，其次為阿留申群島及阿拉斯加，共有39座活火山。太平洋東部北美洲的墨西哥、中美洲的尼加拉瓜、南美洲的智利的活火山均在10座以上。 二、火山活動與陽傘效應(yīng) 過去人們只知道火山爆發(fā)所帶來的直接或間接的生命財產(chǎn)損失。但是，還沒有注意到火山爆發(fā)對氣候的影響。1783年到1784年北美出現(xiàn)了嚴(yán)冬，紐哈溫1781-1810年30年1-2月平均氣溫為-2.5。而1

41、784年為-6.4，比平均低了3.9。美國大發(fā)明家富蘭克林首先提出，這可能是上一年冰島火山爆發(fā)造成的。這時他正出使法國。1783年冰島萊基火山爆發(fā)后巴黎陽光暗淡，太陽升到地平線上20高度仍是古銅色，當(dāng)年冬季即出現(xiàn)了嚴(yán)冬。為什么火山爆發(fā)能造成氣候變冷呢？主要是火山爆發(fā)時，不但噴發(fā)出大量熔巖、碎石、火山灰，還噴發(fā)出一些十分細(xì)微的可稱為火山灰的微粒，直徑不過0.5-2.0微米，以及大量氣體。這些氣體與大氣中的水汽結(jié)合形成液體狀濃硫酸鹽滴，稱為氣溶膠。當(dāng)火山爆發(fā)十分強(qiáng)烈時細(xì)小的火山灰及氣溶膠，可噴發(fā)到30-40km高，在平流層中漂浮2-3年，個別可能存留10年以上。這些火山灰和氣溶膠可以散射太陽輻射，

42、使地面接受到的太陽輻射減少，氣溫下降。所以火山爆發(fā)對氣候的影響也稱為“陽傘效應(yīng)”。當(dāng)然，這種陽傘效應(yīng)不僅是影響火山附近的地區(qū)，還可能對半球甚至全球氣候都有影響。因?yàn)橛蓮?qiáng)大的火山爆發(fā)形成的火山灰和氣溶膠能長期存留在平流層，因此在噴發(fā)后，能逐漸傳播到全球，而且傳播的速度很快。例如在赤道地區(qū)在30km高的高空緯向風(fēng)很強(qiáng)，因此，如果火山位于赤道附近，火山爆發(fā)后的氣溶膠可能在20天到30天的時間圍繞地球一圈。1982年厄爾奇沖火山爆發(fā)時已有衛(wèi)星觀測，可以精確地描繪出火山灰和氣溶膠自東向西的傳播。在爆發(fā)后20天即形成一個環(huán)繞地球的火山灰和氣溶膠帶。其實(shí)早在1883年克拉卡托火山爆發(fā)時，人們就注意到火山灰自

43、東向西傳播，并追蹤了其環(huán)繞地球兩圈，并由此推算出高空的風(fēng)速為32m/s。所以，一個火山爆發(fā)，如果其強(qiáng)度足夠大，則不止是影響本地，而是可以對大范圍地區(qū)產(chǎn)生影響。特別是在赤道附近爆發(fā)的火山，一旦氣溶膠進(jìn)入平流層，就會隨強(qiáng)勁的緯向氣流轉(zhuǎn)播，形成一個氣溶膠環(huán)。再向赤道兩方擴(kuò)散，可以影響到全球。所以低緯的火山爆發(fā)的影響往往較大，而較高緯度的火山，則可能主要影響本半球。圖9.3.1 火山噴發(fā)后夏威夷觀測的地面太陽直接輻射的接收率, 表明1982年厄爾奇沖火山和1991年皮納圖博火山噴發(fā)后地面接受的太陽直接輻射顯著減少(CPC,1994) 三、火山活動指數(shù)為了研究火山爆發(fā)對氣候的影響，就要給火山爆發(fā)一個定義

44、，或者如通常所說給它一個指數(shù)，用這個指數(shù)來衡量火山爆發(fā)的強(qiáng)弱。英國氣候?qū)W家蘭姆（Lamb）最早建立了描述火山活動的指數(shù)，稱為塵幕指數(shù)，縮寫為DVI。由于古代缺乏火山爆發(fā)的定量資料，蘭姆設(shè)計了三種等效的評估公式：DVI=0.97 RDmax Emax tmoDVI=5.25TDmax Emax tmoDVI=4.4 q Emax tmo其中 Emax為影響范圍。在20N-20S之間為1.0，20-35N及20-35S為0.7，35-40N及35-40S為0.5，40N及40S為0.3。這是為了反映火山爆發(fā)造成的影響的范圍。tmo為火山爆發(fā)的時間長度，以月為單位，從開始爆發(fā)到看不見火山云漂浮在高空

45、為止。式中RDmax表示火山爆發(fā)后中緯度太陽輻射最大下降量，以%表示。式中TDmax為火山爆發(fā)后中緯度的最大溫度下降，單位為。式中q為噴發(fā)出固體物質(zhì)，單位為立方公里。這樣，只要能知道火山爆發(fā)造成的太陽總輻射減少量，或者氣溫下降幅度，或者噴發(fā)物三者之一，再加上火山爆發(fā)影響時間，就可以對每次火山爆發(fā)可能產(chǎn)生的影響大小作出定量的評估。公式中的系數(shù)是以1883年克拉卡托火山爆發(fā)為標(biāo)準(zhǔn)確定的。因?yàn)?，對這次火山爆發(fā)有比較完整的資料?？屠ㄍ谢鹕皆?9S所以Emax=1.0Emax , tmo=38, RDmax=27, TDmax=0.5, q=6.0。假定這次火山爆發(fā)的DVI=1000，就可以算出各個公

46、式的系數(shù)。應(yīng)該說這是一個非常聰明的設(shè)計。一方面考慮到古代資料的不完整，一方面又考慮到能有一個前后統(tǒng)一的均勻的序列。但是，不少學(xué)者對這個指數(shù)提出了批評。因?yàn)?，一式及二式看來似乎合理，但?yīng)用中卻有不少問題。例如，氣溫下降及輻射下降以什么地區(qū)的為標(biāo)準(zhǔn)。中緯度范圍很大，特別是對氣溫下降的估計有很大的任意性。因此，蘭姆本人及其他一些學(xué)者曾試圖提出一些修正方案。但是，對DVI均沒有本質(zhì)改變。另外火山爆發(fā)歲產(chǎn)生于某一時間，但是其影響則是長期的。為了能建立一個考慮火山爆發(fā)影響的序列，蘭姆假定每次火山爆發(fā)的影響時間為4年。然后，把用上面公式計算得到的DVI按一定比例分配到火山爆發(fā)后的4年；第1年占40%、第2年

47、30%、第3年20%、第4年10%。這樣蘭姆建立了公元1500年以來的DVI序列。雖然，至今仍有不少作者認(rèn)為這個序列不夠客觀，但仍不失為判斷火山活動強(qiáng)度的一個重要指標(biāo)。圖9.3.2 北半球DVI系列(Rownteree,1998)西姆金(Simkin)等給出了另一種定義火山爆發(fā)強(qiáng)度的指數(shù)，稱為火山爆發(fā)強(qiáng)度指數(shù)，用VEI表示。這種方法與蘭姆的公式三接近。根據(jù)這種定義方法，把火山爆發(fā)分為8級。實(shí)際是9級，因?yàn)槌?-8級之外，還有一個0級，即無爆發(fā)性的小火山爆發(fā)。其中1-2級火山爆發(fā)，噴發(fā)高度在5km以下，估計對大范圍氣候影響不大，4級噴發(fā)達(dá)到10km以上，故一般研究火山爆發(fā)對氣候的影響時，大多只考

48、慮VEI達(dá)到4以上的火山爆發(fā)。根據(jù)這份檔案，至今只有1次7級，即1815年坦博拉火山爆發(fā)，尚沒有發(fā)現(xiàn)到達(dá)8級的火山爆發(fā)。西姆金等同時指出，各級火山爆發(fā)有一定的發(fā)生頻率。VEI=2的每年幾十次、VEI=3的每年幾次、VEI=4的每年一次、VEI=5的10年一次、VEI=6的每百年一次。這樣VEI=7的幾百年到千年一次、VEI=8出現(xiàn)的頻率就更低了。這大體與過去幾千年來的火山活動情況一致。除了上述DVI和VEI外，有人建議用其它一些指標(biāo)表示火山活動，如冰芯導(dǎo)電率或酸度、大氣光學(xué)厚度等。但是代表性更好、應(yīng)用最廣泛的還是塵幕指數(shù)和火山爆發(fā)強(qiáng)度指數(shù)。 四、古代火山活動的證據(jù)現(xiàn)代觀測手段已經(jīng)發(fā)展得很完善，

49、如通過衛(wèi)星可以對全球范圍的火山活動進(jìn)行實(shí)時的監(jiān)測，但是在早期科學(xué)水平還很低，有些強(qiáng)度較小的火山或者是偏原地區(qū)的火山噴發(fā)，都可能不為世人所知。但是，不管是強(qiáng)或弱的火山噴發(fā)，總會在自然界留下蛛絲馬跡，因此現(xiàn)在人們可以得知最近幾千年或上萬年火山活動情況?；鹕絿姲l(fā)到平流層的直徑較大的火山灰塵在數(shù)月內(nèi)就會降落，但火山氣溶膠則能存留更長時間，隨風(fēng)遠(yuǎn)飄，漫漫沉降到各地。格陵蘭島大部分地區(qū)為厚厚的冰雪所覆蓋，這是除南極大陸外地球上最大的陸地冰蓋，氣溶膠作為雪的凝結(jié)核降落下來，積壓成冰。冰芯有很好的年層，可以定年。因此，可以根據(jù)冰芯的酸度或?qū)щ娐蕘砼袛喙糯幕鹕交顒?。如漢莫(Hammer)首先注意到格陵蘭冰芯導(dǎo)

50、電率可能與火山爆發(fā)后酸雪的下降有關(guān)。而格陵蘭冰芯可以回溯到上萬年至幾十萬年，因此，可以分析冰芯中的到電率或酸度來推測古代火山活動。當(dāng)然，火山噴發(fā)的距離、噴發(fā)的季節(jié)、噴發(fā)持續(xù)的時間及噴發(fā)物的性質(zhì)可能會有影響，但這畢竟為人們提供了一個可靠的途徑。而且全球還有很多地區(qū)如南極、青藏高原、美洲安地斯山脈等都有冰蓋或冰川，可以用來對古代火山活動的記錄進(jìn)行對比和補(bǔ)充。羅博克(Robock)等曾建立了冰芯酸度或含硫量的序列。北半球共用8個冰芯序列，南半球用5個冰芯序列。把每個序列標(biāo)準(zhǔn)化再平均得到一個序列，即冰芯反映的火山指數(shù)（稱為IVI）。最后，為了找到強(qiáng)火山爆發(fā)的記錄，把IVI作10年滑動平均去掉低頻變化。

51、然后凡IVI比前3年平均大2倍方差（2），比后3年平均也大2倍方差的為強(qiáng)火山爆發(fā)。這樣發(fā)現(xiàn)了公元400年以來北半球有十幾次強(qiáng)火山爆發(fā)，例如公元933年、1259年、1783年、1809年及1815年等。其中1815年的爆發(fā)在DVI及VEI序列中均有明顯的表現(xiàn)。1783年 DVI有峰值，而VEI僅為4級。其余IVI中早期峰值無法與DVI比較，因?yàn)楹笳咦钤缰坏焦?500年。VEI有2000年的序列，但與IVI所發(fā)現(xiàn)的峰值不一致。這說明由于資料的限制，要準(zhǔn)確確定何年曾發(fā)生強(qiáng)大火山爆發(fā)還有不少困難。但無疑現(xiàn)代科學(xué)技術(shù)的發(fā)展已為進(jìn)一步研究打下了良好的基礎(chǔ)。 五、近500年火山活動雖然人們建立了一些長的

52、火山活動強(qiáng)度序列，如蘭姆的DVI向前延伸到了1500年；美國斯密森研究所的西姆金(Simkin)等也在1981年出版了近萬年火山活動檔案，其中記錄了公元前8300年到20世紀(jì)初的5564次火山爆發(fā)及其VEI指數(shù)。由于VEI指數(shù)4級噴發(fā)在10km以上，即達(dá)到了平流層的高度，因此一般研究火山對氣候影響時多考慮4級及4級以上的火山噴發(fā)。根據(jù)西姆金等的這份VEI資料，則近萬年來沒有發(fā)生8級的火山噴發(fā)，只有1次7級火山噴發(fā)，即1815年的坦波拉(Tambora)火山爆發(fā)，到目前為止，也只記錄到17次6級爆發(fā)。當(dāng)然，以前的記錄受種種限制還有較大的不確定性，最為可靠和詳細(xì)的還是近500年來的火山活動情況，盡

53、管如此，分歧還是比較大的，如有不少VEI達(dá)到6級，DVI只有500，即使是相同的活動指數(shù)不同的作者之間的看法，有時也有很大的差別。下表中給出了公元1500年以來VEI6或者DVI1000的強(qiáng)火山噴發(fā)。表9.3.1 公元1500年以來VEI6或者DVI1000的強(qiáng)火山噴發(fā)(李曉東，1995)編號年月名稱緯度經(jīng)度VEIDVI11500爪哇7S110E100021586克魯特8S112E4100031593容格8S114E4100041601大島34N139E100051614小桑達(dá)8S118E1000616411阿武4N126E5100071660烏美特17S71W1000816735伽馬庫羅拉1

54、N128E4100091680東可可2N125E41000101700長島5S147E6111752小桑達(dá)8S118E100012175510喀特拉64N19W512001317667馬永14N124E23001417757帕卡亞14N90W10001517835-6萊基64N23W2300161795珀格羅里55N165W410001718154坦波拉8S118E730001818351科斯圭拉13N88W54000191846阿馬各拉18S174W10002018753阿斯科加65N17W510002118838克拉卡托6S105E6100022189512湯普森53S5E41300231

55、90210圣瑪利亞15N92W66002419126卡特邁58N155W65002519916皮納圖博15N120E61000第四節(jié) 火山活動對氣候系統(tǒng)的影響 一、火山活動影響氣候的途徑火山噴發(fā)對氣候造成影響的途徑是多方面的。首先，最直接和最明顯的就是通過火山灰和氣溶膠的擴(kuò)散，對太陽輻射和長波輻射的影響。由火山灰和氣溶膠組成的火山云增大了反照率，大大地減少了到達(dá)地面的直接太陽輻射。1912年6月阿拉斯加的卡特邁火山爆發(fā)后，1912年9月美國及歐洲一些測站的太陽直接輻射減少20%以上。另外有證據(jù)表明，1883年克拉卡托火山爆發(fā)，1902年佩勒與圣瑪利亞火山爆發(fā)后直接太陽輻射亦可能減少了20-30

56、%。不過火山云雖然阻擋了直接到達(dá)地面上太陽輻射量。但是，火山云卻使散射輻射增加，1963年3月印度尼西亞的巴厘島阿貢火山爆發(fā)。這并不是近幾十年最強(qiáng)的一次爆發(fā)，但是卻有了較完備的輻射觀測資料，而且繪制了火山云漂移擴(kuò)散圖。能夠準(zhǔn)確地知道火山云何時入侵澳大利亞。這樣利用澳大利亞墨爾本的太陽輻射觀測。就可以比較精確地知道，由于火山云太陽輻射受到的影響。這次觀測表明，阿貢火山爆發(fā)后直接太陽輻射減少23%，但是散射太陽輻射則增加1倍以上。不過，因?yàn)樯⑸漭椛浣^對值小。所以把直接輻射與散射輻射合起來的太陽總輻射仍下降6%。1982年墨西哥灣的厄爾奇沖火山爆發(fā)，這次不僅有系統(tǒng)的太陽輻射觀測而且有了衛(wèi)星觀測。因此

57、，很清楚地看到火山云是如何自東向西擴(kuò)散，在20天左右的時間環(huán)繞地球一周。這次測得的直接輻射減少33%，散射增加77%，總輻射減少6%。火山灰塵與氣溶膠對輻射的影響，必然會對全球地氣系統(tǒng)的熱量平衡產(chǎn)生很大的影響。其次，火山平流層氣容膠可以引起許多反饋過程，這些反饋過程涉及到許多方面，如氣溶膠的多重散射可導(dǎo)致臭氧的光解作用增強(qiáng)使臭氧總量下降，使得平流層上部冷卻；與水汽及溫度反照率間等都存在復(fù)雜的反饋?zhàn)饔?。此外，火山活動對氣候還有間接的影響，如平流層氣溶膠輻射強(qiáng)迫造成溫度場的變化和能量的重新分配，進(jìn)而造成大氣環(huán)流的變化，最明顯的例子是大氣平均動能減小，對流層緯向風(fēng)減弱，使得大氣的經(jīng)向熱輸送發(fā)生變化，熱帶輻合帶南移。 二、火山活動影響的信號檢測雖然火山活動對氣候有很