Najnowsza analiza rdzeni lodowych oraz słojów drzew
wskazuje, że w ostatnich 2,5 tysiącach lat najchłodniejsze sezony letnie
były następstwem dużych erupcji wulkanicznych.
Rysunek 1: Wykonane z pokładu promu kosmicznego Discovery zdjęcie
erupcji wulkanu Rabaul (wrzesień 1994). Zdjęcie zamieszczamy dzięki
uprzejmości NASA (źródło).
Wulkaniczne chłodzenie
Wiele osób postrzega wulkany przede wszystkim jako źródła dwutlenku
węgla, a co za tym idzie – winowajców globalnego ocieplenia. Tymczasem,
jak pisaliśmy już w tekstach Mit: Wulkany emitują więcej dwutlenku węgla niż człowiek oraz CO2 z wulkanów – jak to się mierzy? rzeczywiste emisje CO2
z wulkanów są tak małe, że nawet ich zmierzenie przysparza naukowcom
sporo trudności (ale nie jest niemożliwe!). Tym, co dla odmiany wydobywa się z wulkanów w dużej ilości, są związki siarki, które łączą się w
powietrzu z cząsteczkami wody, tworząc kropelki kwasu siarkowego. W
rezultacie powstaje zawiesina, zwana mądrzej aerozolem siarkowym.
Aerozol siarkowy działa jak parasolka od Słońca – rozprasza
promieniowanie słoneczne i odbija jego część wstecz w kosmos, co
ogranicza dopływ energii do powierzchni Ziemi. Jak łatwo zgadnąć
(zwłaszcza po lekturze tekstu Efekt cieplarniany – jak to działa), sprzyja to obniżeniu temperatury powierzchni naszej planety.
Cząsteczki aerozolu po kilku dniach lub tygodniach opadają lub są
wymywane z troposfery. Duże erupcje wulkaniczne są w stanie „wstrzyknąć”
aerozol siarkowy aż do stratosfery, czyli warstwy atmosfery leżącej
powyżej troposfery. Proces usuwania ich stamtąd jest wolniejszy – drobne
cząstki aerozolu mogą utrzymywać się tam nawet przez kilka lat.
Rysunek
2: Grubość optyczna stratosfery dla fal o długości 1020 nm –
bezwymiarowa wielkość mówiąca w uproszczeniu o tym, jak dużo jest w
stratosferze aerozolu nie przepuszczającego promieniowania o długości
fali 1020 nm (im więcej aerozolu, tym większa grubość optyczna), na
podstawie pomiarów satelitarnych z 1991 roku. Lewa górna mapa – sytuacja
przed wybuchem wulkanu Pinatubo (10.04.1991-13.05.1991), prawa górna
mapa – krótko po erupcji Pinatubo, aerozol koncentruje się w obszarze
międzyzwrotnikowym (15.06.1991-25.07.1991), lewa dolna mapa
(23.08.1991-30.09.1991) pokazuje rozprzestrzenianie się aerozolu po
różnych szerokościach geograficznych, prawa dolna mapa
(05.12.1991-19.01.1992) – obniżone wartości grubości optycznej to
symptom stopniowego wypadania aerozolu ze stratosfery. (Newhall and Punongbayan, 1996).
Stratosfera ma odrębną nazwę nie tylko dlatego, że leży wyżej i
wypadałoby wprowadzić jakiś podział, żeby było o czym uczyć na lekcjach
geografii. Obie warstwy atmosfery wyraźnie różnią się, jeśli chodzi o
możliwość rozwoju pionowych ruchów powietrza. Średnio rzecz biorąc,
temperatura w troposferze maleje z wysokością, a w stratosferze – rośnie
(za co odpowiada warstwa ozonu, intensywnie pochłaniająca energię
nadfioletowego promieniowania słonecznego). Stratosfera działa jak
atmosferyczna pokrywka tamująca konwekcyjne ruchy powietrza. Nawet jeśli
jakiś bąbel powietrza zostanie tu wyniesiony do góry, to rozpręży się
(wyżej panuje mniejsze ciśnienie) a jego temperatura spadnie poniżej
temperatury otoczenia, co poskutkuje opadnięciem bąbla z powrotem w dół.
I odwrotnie – nawet jeśli jakiś mechanizm zepchnie bąbel powietrza
nieco w dół, to wskutek sprężenia gaz się ogrzeje i stanie cieplejszy od
otoczenia. W rezultacie siła wyporu wyniesie go znów na początkową
wysokość. To zjawisko, zwane stabilnością statyczną atmosfery, znacząco
utrudnia wymianę powietrza pomiędzy warstwami atmosfery: stratosferą i
troposferą, a przez to wydłuża czas przebywania aerozolu w stratosferze.
W tym czasie dzięki przepływom w poziomie (które nie są tłumione tak
jak zmiany wysokości) drobinki pyłu zdążą rozprzestrzenić się nad dużym
obszarem i zauważalnie wpłynąć na bilans energetyczny Ziemi (patrz
rysunek 2).
Co odczytano ze słojów drzew i rdzeni lodowych
W opublikowanej niedawno w Nature pracy Sigl i in. (2015),
zaprezentowano nową analizę, w której połączono wnioski z badania
zapisów historycznych, rdzeni lodowych oraz słojów drzew, by stwierdzić,
jaki wpływ na średnie globalne temperatury powierzchni Ziemi miały
erupcje wulkanów.
Rdzenie lodowe, wydobywane na Grenlandii i Antarktydzie, to podłużne
lodowe cylindry, których kolejne warstwy odpowiadają kolejnym latom
opadów śniegu. Jeśli w danym roku występowała podwyższona aktywność
wulkaniczna, to w rdzeniu znajdzie się ciemna warstwa przyniesionych
wiatrem popiołów i związków siarki (tych wyemitowanych niżej, które
szybko wypadły) tak jak na zdjęciu poniżej.
Rysunek 3: Rdzeń lodowy z wyraźną warstwą aerozolu wulkanicznego. Zdjęcie Heidi Roop, NSF (źródło).
Licząc warstwa po warstwie, można ustalić czas wystąpienia erupcji. Nie
zawsze jest to proste, bo warstwy bywają w różny sposób zaburzone,
pojawiają się więc rozbieżności we wnioskach. W ostatnich latach
udoskonalono technikę analizy rdzeni lodowych i przedstawiono nowe
datowania erupcji wulkanicznych podczas ostatnich 2-2,5 tysięcy lat (Plummer i in., 2012, Sigl i in., 2013). Autorzy pracy Sigl i in. (2015)
zidentyfikowali i przeanalizowali 283 erupcje. Bazując na tym, czy
warstwa siarczanów pojawiała się na Antarktydzie, na Grenlandii, czy na
obu lądolodach jednocześnie, naukowcy przypisali mniej więcej połowę
erupcji do wulkanów umiejscowionych w umiarkowanych i wysokich
szerokościach geograficznych, a 81 – do wulkanów tropikalnych.
Słoje drzew niosą z kolei informacje o przeciętnych warunkach
pogodowych. Jak zapewne wiecie, każdy słój drzewa odpowiada kolejnemu
rokowi. Licząc słoje, można ustalić wiek drzewa. Natomiast sprawdzenie
szerokości rocznych przyrostów umożliwia określenie, czy warunki w
konkretnym roku sprzyjały wzrostowi drzewa (zazwyczaj ciepłe lato) czy
je utrudniały (najczęściej chłodne lato). Dla uniknięcia błędów, bada się
oczywiście słoje wielu drzew rosnących w różnych lokalizacjach oraz
bierze się pod uwagę różnice w gatunkach i sprawdza inne parametry
drewna (np. gęstość). Sigl i in. (2015) korzystali z próbek pochodzących z Niemiec, Alp, Syberii, Nowej Zelandii i wschodniego rejonu Ameryki Północnej.
Rysunek
4: Uproszczony schemat powstawania słojów drzew. W latach cieplejszych
roczny przyrost jest większy, w latach chłodniejszych – mniejszy.
Ilustracja przygotowana z użyciem aplikacji Build a tree.
Sigl i in. (2015)
zaobserwowali, że 15 z 16 sezonów letnich o najmniejszych przyrostach
drzew, a więc zapewne najchłodniejszych w okresie 500 p.n.e – 1000 n.e.
miało miejsce po silnych erupcjach wulkanicznych. Silna aktywność
wulkaniczna przynosiła także szczególnie chłodne lata w Europie. Ponadto
wszystkie 16 najchłodniejszych dekad w ciągu ostatnich 2,5 tys. lat
występowało po dużej erupcji lub erupcjach wulkanicznych. Naukowcy
potwierdzili między innymi, że dziesięciolecie najmniejszych przyrostów
rocznych rozpoczęło się w 536 n.e. wybuchem dużego wulkanu w wysokich
szerokościach geograficznych, zaś po czterech latach sytuację pogorszyła
kolejna znacząca erupcja. Piszemy o pogorszeniu, bo w tych chłodnych i
niesprzyjających rolnictwu warunkach znacząco spadły w Europie plony,
prowadząc do głodu i ułatwiając rozprzestrzenienie się epidemii dżumy.
19 największych erupcji w naszej erze powodowało, średnio rzecz biorąc,
ochłodzenie o 0,6 ± 0,2°C przez pięć lat po zdarzeniu.
Wzmożona aktywność wulkaniczna już wcześniej wiązana była z
ochłodzeniami klimatu (wykazano to bezsprzecznie po wybuchach El Chichon
i Pinatubo w drugiej połowie XX wieku) i znaczącymi zdarzeniami w
historii człowieka, ale praca Sigla i kolegów porządkuje wiedzę na ten
temat i uzgadnia rozbieżności pomiędzy różnymi zbiorami danych. Pozwala
także wreszcie jednoznacznie (dzięki bogatej statystyce) potwierdzić i
oszacować chłodzący wpływ erupcji wulkanicznych na klimat w okresie
objętym badaniem.
Aleksandra Kardaś, konsultacja merytoryczna: prof. Szymon P. Malinowski
