W sobotę 15 stycznia o 6:00 rano naszego czasu nastąpił potężny wybuch podwodnego wulkanu w archipelagu Tonga. Erupcję zarejestrowały geostacjonarne satelity meteorologiczne obserwujące atmosferę nad Pacyfikiem. Na animacji stworzonej na podstawie kolejnych obrazów satelitarnych, prócz gwałtownie rosnącej i wznoszącej się w górę chmury pyłu wyraźnie widać rozchodzące się koliście kręgi. To spektakularny przykład tak zwanych fal grawitacyjnych w atmosferze, powietrznego odpowiednika tsunami.  

Fale na wodzie

Każdy z nas prawdopodobnie obserwował fale na wodzie rozchodzące się w postaci kręgów od zaburzenia spowodowanego wrzuceniem do wody kamienia. Uważny obserwator, nie skupiając się na całym kręgu ale obserwując jego wycinek podczas wędrówki po wodzie, zauważy, że grzbiety fal nie wędrują razem z kręgiem. Krąg rozszerza się szybciej, niż poszczególne zafalowania. 

To przykład paczki falowej która niesie ze sobą energię, ale która nie jest jednoznaczna z pojedynczymi falami które się na nią składają. Podobne fale i paczki falowe wędrują nie tylko na powierzchni wody czy innych cieczy, ale zdarzają się i w atmosferze. 

Fale w atmosferze

Atmosfera jest na ogół w stabilnej równowadze hydrostatycznej. Co to znaczy? Że można ją sobie wyobrażać, jako składającą się z kolejnych warstw płynu: najgęstszych na dole i coraz mniej gęstych, idąc w górę. W takiej sytuacji powietrze z poszczególnych warstw ma tendencję do pozostawania na swoim miejscu: nawet jeśli to gęstsze zostanie wypchnięte do góry, szybko opadnie z powrotem pod wpływem siły grawitacji.

Ciągnąc dalej nasze wyobrażenie możemy wyobrazić sobie granice – powierzchnie rozdzielające warstwy powietrza. Poniżej warstwa o większej gęstości, powyżej – warstwa o mniejszej. Taka granica przypomina granicę między wodą a powietrzem i wzdłuż niej mogą propagować się fale podobne do tych fal na wodzie. Takie fale nazywamy grawitacyjnymi falami powierzchniowymi. Grawitacyjnymi, gdyż równowaga hydrostatyczna to efekt w polu grawitacyjnym. Napisałem wyżej o zmianie gęstości, ale tak naprawdę ich mechanizm wyjaśnia coraz mniejszy ciężar właściwy.

Ciężar właściwy – stosunek ciężaru (siły ciężkości działającej na ciało) do objętości ciała. 

Jednak fale na granicy woda-powietrze i fale w atmosferze są nieco różne. Na ogół głębokość wody i grubość powietrza nad nią są duże a małe zaburzenie na powierzchni propaguje się tylko wzdłuż niej. Im dalej od powierzchni, tym fluktuacje z nim związane są mniej zauważalne, aż w praktyce zanika. 

Ale gdy warstwy między powierzchniami są cienkie a zaburzenia duże (a tak właśnie jest w przypadku fal w atmosferze), każde zaburzenie jednej powierzchni powoduje zaburzenie sąsiedniej. Fale na jednej powierzchni wywołują fale na sąsiednich, czyli energia paczki falowej nie jest niesiona tylko wzdłuż powierzchni ale i w górę (gdy zaburzenie wywołujące fale wystąpi na dolnej granicy atmosfery, jak było to w przypadku wybuchu Hunga Tonga), lub w górę i w dół dla zaburzenia w środku atmosfery (np. gdy zdetonujemy w niej bombę).

Fale wzbudzone przez Hunga Tonga zaobserwowane w Warszawie

Jeśli zestawimy sobie grubość atmosfery (kilkadziesiąt km) z rozmiarami globu, zauważymy, że fale wzbudzone przez wybuch Hunga Tonga musiały propagować się głównie w poziomie, podobnie jak fale na wodzie. 

Co więcej, fale te rozchodziły się od miejsca eksplozji dookoła globu. Spowodowany przez nie krąg rozszerzał się aż do momentu gdy jego rozmiar osiągnął rozmiar koła wielkiego Ziemi (czyli miał promień taki, jak nasza planeta), a potem musiał zacząć się kurczyć. Widać to znakomicie  na animacji przetworzonych obrazów z satelity geostacjonarnego Meteosat-8 udostępnianej przez europejską agencję  EUMETSAT: 

Była to fala dyspersyjna, czyli taka, która traci część energii (zanika) z powodu tego że różne składniki paczki falowej wędrują z inną prędkością, zamieniając w dodatku część energii na ciepło i lokalną turbulencję (zawirowania powietrza). Mimo to, udało się ją zaobserwować w odległych częściach globu, także nad Polską.

Nad Warszawą falę zaobserwowano dwukrotnie, raz gdy rozszerzała się jeszcze wędrując od Tonga na odległość 16 tys km i drugi raz, gdy już się kurczyła (przebiegła 24 tys km i dotarła do Warszawy „z drugiej strony” globu). Widać ją na odczytach ciśnienia ciśnienia z naszej stacji meteorologicznej (https://www.igf.fuw.edu.pl/pl/meteo-station/lab_tr_pasteura_5/) z 15 stycznia ok. godziny 19:00 i 16 stycznia przed godziną 02:00. 

Niestety, fala przechodziła nad Polską w nocy, więc nie wiemy czy nie wywołała na niebie ciekawych efektów związanych z zachmurzeniem zaobserwowanych w niektórych miejscach na świecie, takich jak tym filmie poklatkowym z Hawajów.

Szymon P. Malinowski

The post Erupcja Hunga Tonga – atmosferyczne tsunami appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Wulkany wprowadzają do szybkiego cyklu węglowego ok. 200–300 mln ton CO₂ (czyli 0,055–0,085 GtC) rocznie. Gdyby emisje te akumulowały się w szybkim cyklu węglowym, w ciągu kilkuset tysięcy lat podwoiłyby ilość krążącego w nim węgla, a stężenie CO₂ w atmosferze nieustannie by rosło. Nic takiego nie ma jednak miejsca, emisje wulkaniczne są bowiem równoważone przez procesy wietrzenia skał i tworzenia osadów.

Przyjrzyjmy się Rysunkowi 2. Wulkany emitują do atmosfery dwutlenek węgla {1}. Rozpuszczając się w kroplach wody w atmosferze, tworzy on lekko kwaśny roztwór {2}, który spada wraz z deszczem na powstałe z wylewów magmy skały krzemianowe, takie jak bazalty i granity (na rysunku zapisanych uproszczonym wzorem CaSiO₃), wchodzi z nimi w reakcję (tzw. reakcja Ureya {3}), w której powstaje węglan wapnia i krzemionka (Berner i Maasch, 1996):

CaCO₃ i SiO₂ są typowymi skałami osadowymi, powstającymi w niskiej temperaturze ze składników rozpuszczonych w wodzie. Następnie następuje wietrzenie skał wapiennych w reakcji będącej lustrzanym odbiciem reakcji w której powstają muszle wapienne (wzór 3 w artykule Szybki cykl węglowy: węgiel w oceanach), czyli:

Wapń i jony wodorowęglanowe spływają rzekami do oceanów, gdzie organizmy takie jak koralowce, otwornice, małże i skorupiaki pobierają je z wody morskiej i budują z nich swoje szkieleciki (o ile nie przeszkadza im w tym zakwaszenie oceanu). Po jakimś czasie ich martwe szczątki opadają na dno oceaniczne i odkładają się w osadach {4}. Stopniowo, w skali czasowej dziesiątek i setek milionów lat zamienione w skały wapienne osady w procesach subdukcji są wciągane w głąb Ziemi {5}, gdzie w wysokim ciśnieniu i temperaturze ulegają procesowi będącemu odwrotnością reakcji wietrzenia skał {6}. Uwolniony w tych reakcjach CO₂ może znaleźć drogę na powierzchnię Ziemi jako składnik gazów wulkanicznych lub domieszka gorącej wody w źródłach na dnie oceanu.

Gdyby nie wietrzenie skał, CO₂ pochodzenia wulkanicznego kumulowałby się w atmosferze Ziemi, destabilizując jej klimat i zamieniając Ziemię w drugą Wenus (patrz Para wodna – klimatyczny „dopalacz”). Z drugiej strony, gdyby nie aktywność wulkaniczna, wietrzenie skał doprowadziłoby do usunięcia z atmosfery całego znajdującego się w niej dwutlenku węgla i zamieniło naszą planetę w Ziemię-śnieżkę. Wystarczyłaby nawet niewielka trwała nierównowaga między tymi strumieniami CO₂, aby klimat naszej planety osunął się w jeden z tych skrajnych stanów. Na całe szczęście stabilność klimatu Ziemi nie wynika z przypadkowego balansowania na ostrzu noża, ale z działania efektywnego mechanizmu stabilizującego (czyli ujemnego sprzężenia zwrotnego) – tak zwanego termostatu węglowego.

Termostat węglowy

Emisje wulkaniczne decydujące o wielkości strumienia węgla wprowadzanego do szybkiego cyklu węglowego zależą od wędrówki kontynentów, okazyjnych uderzeń asteroid, ale prawie wcale od aktualnego klimatu. Za to wielkość strumienia węgla usuwanego przez procesy wietrzenia ma z klimatem istotny związek. Reakcje wietrzenia skał bardzo silnie zależą od temperatury i wilgotności. W wysokiej temperaturze przebiegają one znacznie szybciej, sprzyjają im też (obfitsze w cieplejszym klimacie) wysokie opady. W niskiej temperaturze reakcje wietrzenia zwalniają, do czego przyczynia się dodatkowo związany z chłodniejszym klimatem spadek wilgotności i opadów. W skrajnym przypadku braku opadów (jak na pozbawionych opadów pustyniach, obszarach przykrytych lądolodem albo planetach nieposiadających ciekłej wody), procesy wietrzenia w ogóle nie przebiegają.

Proces wietrzenia skał usuwa nadmiar CO₂ z atmosfery, ale potrzebuje na to setek tysięcy lat.

Przyjmijmy, że z jakichś względów temperatura powierzchni Ziemi wzrośnie, bo wzrośnie na przykład aktywność słoneczna czy wulkany wpompują do atmosfery dużo CO₂, nasilając efekt cieplarniany. W takiej sytuacji procesy wietrzenia przyspieszą i będą szybciej usuwały CO₂ z atmosfery, co zmniejszy efekt cieplarniany i ustabilizuje temperaturę.

Co się stanie, jeśli z jakichś względów temperatura spadnie (bo na przykład spadnie aktywność słoneczna czy osłabi się aktywność wulkaniczna)? W takiej sytuacji spadek temperatury spowolni reakcje wietrzenia, co zatrzyma w atmosferze więcej CO₂ i wzmocni efekt cieplarniany. Możemy się więc spodziewać, że podczas epizodów wysokiej aktywności wulkanicznej, związanej z wędrówką i rozpadem kontynentów, klimat naszej planety powinien się ocieplać, a podczas zderzeń kontynentów, gdy wypiętrzają się łańcuchy górskie, powinno robić się zimniej.

Jak skutecznie działał termostat węglowy w historii Ziemi?

Jak skuteczny jest mechanizm stabilizacji klimatu przez termostat węglowy? Bardzo. W ostatnich setkach milionów lat rosła moc Słońca, w wyniku czego następował też stopniowy spadek stężenia CO₂ w atmosferze (patrz rysunki 5 i 6).

Zestawmy ze sobą te efekty, przeliczając wpływ cieplarniany CO₂ i zmiany aktywności słonecznej na zmiany wymuszania radiacyjnego, wyrażone w W/m².

Okazuje się, że przez zdecydowaną większość ostatnich 400 mln lat łączne wymuszenie radiacyjne Słońca i dwutlenku węgla obecnego w atmosferze wahało się w niewielkim przedziale ±5 W/m², jedynie sporadycznie dochodząc do ±10 W/m².

Co wpływa na działanie termostatu węglowego?

Mechanizm termostatu węglowego działa efektywnie, jednak dość powoli – stabilizacja stężenia CO₂ i klimatu trwa setki tysięcy do milionów lat, a zaburzenia charakteryzujące się krótszą skalą czasową, takie jak okresy epok lodowych czy obecnego spalania paliw kopalnych, są zbyt krótkie, by mechanizm ten mógł skutecznie zadziałać. Widoczne na Rysunku 7. fluktuacje są związane zarówno ze zmianą aktywności wulkanicznej powodowanej ruchami płyt litosfery (na przykład wyższa aktywność wulkaniczna w okresach jury i kredy oraz wczesnego kenozoiku), jak i zmianami w czynnikach wpływających na procesy wietrzenia skał krzemianowych. Świeżo wypiętrzone łańcuchy górskie ulegają wietrzeniu znacznie szybciej niż równina pokryta grubą warstwą gleby izolującej krzemianowe skały podłoża przed erozją. Rośliny z jednej strony ograniczają tempo wietrzenia (tworząc gleby), z drugiej zaś przyspieszają je poprzez erodowanie skał i transport węgla do gleb. Szacuje się, że ten drugi efekt przeważa i gdyby nie było roślin, wietrzenie byłoby słabsze, a stężenie CO₂ w atmosferze wyższe.

Duże znaczenie ma też rozmieszczenie kontynentów i opady. Jeśli mogące wietrzeć skały będą znajdować się w strefie pustyń, wietrzenie będzie zachodzić powoli; jeśli te same skały znajdą się w wilgotnej strefie klimatycznej, wietrzenie będzie intensywne. Wyższej wilgotności klimatu sprzyja podział lądów na mniejsze kontynenty; z kolei konfiguracja superkontynentu (jak np. Pangei 300–180 mln lat temu) promuje wielkie suche obszary wewnątrz niego, powodując spowolnienie procesów wietrzenia. Znaczenie ma też szerokość geograficzna kontynentów: gdy kontynent znajduje się na wyższej szerokości geograficznej, panują na nim niższe temperatury, wietrzenie więc spowalnia. W skrajnym przypadku, gdy kontynent zostaje przykryty lądolodem, jak obecnie Antarktyda, jego skały zostają w ogóle odizolowane od procesów wietrzenia.

Występuje tu tak wiele powiązanych ze sobą zjawisk, że gdybyśmy mieli teoretycznie obliczyć tempo usuwania dwutlenku węgla przez termostat węglowy w geologicznej historii Ziemi (a nawet dla chwili obecnej), to nie potrafilibyśmy tego zrobić z zadowalającą precyzją. Jest to bowiem mechanizm nadzwyczaj czuły na wszelkie zmiany warunków. Rysunki 9. i 10. pokazują wyniki symulacji, na jakim poziomie termostat węglowy ustabilizowałby obecnie stężenie CO₂ w zależności od (bardzo niewielkich!) zmian różnych parametrów ziemskiego systemu klimatycznego.

Gdyby emisje wulkaniczne były o połowę mniejsze, stężenie dwutlenku węgla byłoby tak małe, że nie mogłyby przebiegać procesy fotosyntezy istniejących na Ziemi roślin; gdyby były o 20% większe, stężenie CO₂ w atmosferze byłoby ponad dwukrotnie większe. Gdyby temperatura Słońca była wyższa o skromne 70 K (to naprawdę bardzo mało – zakres temperatur powierzchni dla gwiazd typu widmowego G, takich jak nasze Słońce, to 5200–6000 K!), odległość Ziemi od Słońca mniejsza o zaledwie 3%, lub albedo Ziemi mniejsze o 4%, albo rozwój naszej cywilizacji przypadł na okres o kilkaset milionów lat późniejszy, na Ziemi nie byłoby znanego nam procesu fotosyntezy – i być może w ogóle zaawansowanych form życia. Mamy dużo szczęścia, że termostat węglowy stabilizuje warunki dla życia na naszej planecie, a różne, niezależne od siebie czynniki, ułożyły się w wyjątkowo korzystną dla nas kombinację.

Czy termostat węglowy działa na innych planetach?

Kwestia utrzymania długoterminowej stabilności klimatu dotyczy nie tylko Ziemi. Każda potencjalnie nadająca się do powstania i rozwoju życia planeta, czy to w systemie słonecznym, czy na orbicie wokół jakiejś innej gwiazdy, będzie stać przed problemem rosnącej jasności gwiazdy, zmieniającej się aktywności wulkanicznej i składu atmosfery. Najbliżsi sąsiedzi Ziemi – Wenus i Mars, nie mieli tyle szczęścia co nasza planeta.

Wenus znalazła się zbyt blisko Słońca. Woda, która początkowo musiała być na Wenus, wyparowała, a wodór uciekł w kosmos. Bez wody reakcje wietrzenia krzemianów nie zachodzą, uwalniający się do atmosfery z wulkanów dwutlenek węgla kumulował się więc w atmosferze. Jego ciśnienie sięga 70 atmosfer, co odpowiada ciśnieniu w ziemskich oceanach na głębokości 700 metrów.

Mars okazał się zbyt mały – nie tylko jego przyciąganie było niewystarczające, by utrzymać dostatecznie gęstą atmosferę, ale też jego skorupa się wychłodziła, aktywność wulkaniczna ustała, procesy wietrzenia przeważyły i węgiel na Marsie został związany w skałach.

Mechanizm termostatu węglowego może wiele zrobić dla stabilizacji klimatu, jednak może też zostać przełamany. Jak pokazuje historia, gdy wietrzenie skał usuwało z atmosfery więcej CO₂, niż emitowały do niej wulkany, klimat Ziemi przechodził w stan Ziemi-śnieżki. Z drugiej strony, w horyzoncie czasowym rzędu miliarda lat, termostat węglowy przegra z rosnącą mocą Słońca, a Ziemia podąży drogą Wenus.

Artykuł jest przeredagowanym na potrzeby publikacji w internecie fragmentem książki Marcina Popkiewicza, Aleksandry Kardaś i Szymona Malinowskiego pt. Nauka o klimacie.

The post Wolny cykl węglowy i termostat węglowy appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Mt. Agung wybuchł po raz ostatni w 1963 roku, zabijając ponad 1000 osób. Jak to zwykle bywa podczas tak potężnych erupcji, wybuch wyrzucił do stratosfery (na wysokość co najmniej 16-18 km) znaczne ilości dwutlenku siarki. Ten, reagując z wodą, tworzy aerozol kwasu siarkowego, który skutecznie odbija światło słoneczne, a rozprzestrzeniając się wokół globu powoduje ochłodzenie klimatu Ziemi. To właśnie erupcje wulkaniczne, obok zmian prądów oceanicznych (takich jak np. oscylacja El
Niño-La Niña) są głównym czynnikiem zmienności klimatu w skali wieloletniej.

Ochłodzenie globalnego klimatu związane z erupcją Mt. Agung w 1963 roku wyniosło około 0,2-0,3°C. Po takich erupcjach aerozol kwasu siarkowego jest stopniowo, w ciągu kilku lat, usuwany z atmosfery, a jego efekt chłodzący stopniowo zanika. Skala ochłodzenia oraz okres powrotu klimatu do stanu wyjściowego zależą od skali i przebiegu erupcji, w szczególności ilości wyemitowanego podczas niej dwutlenku siarki, oraz wysokości, na którą zostaje on wyrzucony.

W drugiej połowie XX wieku miały miejsce jedynie dwie inne erupcje o porównywalnej skali: El Chichón w 1982 roku i Mt. Pinatubo w 1991 roku. Podobnie jak erupcja Mt. Agung w 1963 roku, odcisnęły one swój ślad na klimacie, przede wszystkim temperaturze, powodując jej przejściowy spadek, ale także na zawartości ciepła w oceanach, zmianach poziomu morza, cyklu węglowym, opadach i przepływach wody.

Historyczne dane pomagają spojrzeć w przyszłość

Naukowcy uważnie analizowali zebrane podczas tych rzadkich zdarzeń dane. Wielkie erupcje wulkaniczne stanowią jeden z podstawowych testów jakości działania modeli klimatu i ich zdolności do odtwarzania odpowiedzi systemu klimatycznego na zmiany bilansu energetycznego, w tym przypadku – zmniejszenia strumienia energii słonecznej w wyniku działania aerozoli siarczanowych. Ostatnia wielka erupcja miała miejsce 26 lat temu, kiedy systemy pomiarowe nie były tak zaawansowane jak obecnie dostępne, np. satelity NASA A-Train, czy mierzące warunki w oceanach na różnych głębokościach boje nurkujące sieci ARGO. Pomiary uzyskane z użyciem nowoczesnych urządzeń mogłyby dostarczyć nadzwyczaj cennych danych, pozwalających nam lepiej zrozumieć wpływ wybuchów wulkanów na klimat Ziemi, a w oparciu o te informacje lepiej zrozumieć jego działanie i udoskonalić modele klimatu.

Zbiegiem okoliczności, trzy wielkie erupcje, do których doszło po 1950 roku, przypadły na ciepłą fazę oscylacji ENSO, czyli okres występowania zjawiska El Niño. Gdy ma ono miejsce powierzchnia tropikalnego Pacyfiku jest szczególnie ciepła, co powoduje wzrost średniej temperatury powierzchni Ziemi o około 0,1-0,2°C.

Jakich zmian globalnej temperatury moglibyśmy więc oczekiwać, gdyby w najbliższych miesiącach nastąpił duży wybuch wulkanu? Choć metody prognozowania erupcji wulkanicznych w ostatnich dekadach poczyniły znaczne postępy, wciąż nie potrafimy dokładnie przewidzieć kiedy dokładnie nastąpi wybuch, jaka będzie jego siła, ani jak długo będzie trwał. Ponieważ są to kluczowe czynniki decydujące o wpływie erupcji na klimat, nie jesteśmy w stanie prognozować wpływu erupcji na klimat naszej planety. Możemy jednak przygotować możliwe scenariusze.

Erupcja wulkanu podczas La Niña

Centrum Prognozowania Klimatu NOAA w swojej najnowszej prognozie z 2 października szacuje prawdopodobieństwo rozwinięcia się w zimie zjawiska La Niña na 55-60%. La Niña jest przeciwieństwem El Niño i powoduje spadek globalnej temperatury względem warunków neutralnych.

Jednym z rozważanych scenariuszy może więc być wybuch wulkanu, do którego doszłoby w czasie panującego na Pacyfiku zjawiska La Niña. Korzystając z modeli klimatu można oszacować, jak bardzo spowodowane erupcją wulkaniczną ochłodzenie, nakładające się na również działające chłodząco zjawisko La Niña, będą w stanie obniżyć średnią temperaturę powierzchni Ziemi.

Przyjrzyjmy się wynikom symulacji, w których najpierw obliczono wpływ na klimat trzech wielkich erupcji wulkanicznych: Mt. Agung w 1963 roku, El Chichón w 1982 roku oraz Mt. Pinatubo w 1991 roku, a następnie przedstawiono go w podziale na sytuacje występowania zjawisk El Niño (czerwona linia na rys. 2) i La Niña (niebieska linia na rys. 2).

Tak jak można się spodziewać, wielka erupcja wulkaniczna pokrywająca się czasowo ze zjawiskiem La Niña, poskutkowałaby znacząco większym obserwowanym spadkiem temperatury powierzchni Ziemi (średnie ochłodzenie ok. 0,3°C), niż gdyby doszło do niej w warunkach neutralnych ENSO (średnie ochłodzenie ok. 0,2°C). Z kolei kiedy erupcja taka przypada na okres występowania zjawiska El Niño, oba te czynniki w większości kompensują swoje działanie (średnie ochłodzenie to ok. 0,1°C). Niezależnie od tego, na jaką fazę ENSO przypadłaby erupcja, po około 3-5 latach, gdy aerozole siarkowe zostają usunięte z atmosfery, średnia temperatura powierzchni Ziemi powraca do poziomu wyjściowego.

Nie jesteśmy w stanie przewidzieć wybuchów wulkanów, więc prognozy zmiany klimatu ich na ogół nie uwzględniają. Ponieważ jednak wybuchy wulkaniczne cały czas zachodzą (choć są to zwykle słabsze erupcje), nowsze projekcje klimatu zawierają hipotetyczne przyszłe erupcje (analogicznie do hipotetycznych emisji gazów cieplarnianych związanych z działalnością człowieka). Dzięki temu możemy na przykład powiedzieć, że gdyby do wielkiej erupcji (zbliżonej skalą do Mt. Agung z 1963 roku) doszło w tym lub przyszłym roku, to – jeśli na Pacyfiku utworzy się zjawisko La Niña – powinniśmy spodziewać się w latach 2018-2019 spadku globalnej temperatury o ok. 0,3°C.

Idziemy o zakład, że w takiej sytuacji w mediach popularnych i na blogach pojawią się artykuły twierdzące, że „globalne ocieplenie skończyło się w 2017 roku”, „mityczny efekt cieplarniany został obalony” itp.

Marcin Popkiewicz na podst. Global climate impacts of a potential volcanic eruption of Mt. Agung, konsultacja merytoryczna prof. Szymon Malinowski

Aktualizacja: w związku z rozwojem erupcji wulkanu Agung, wzbogaciliśmy nasz artykuł o nowe ilustracje.

The post Jak wpłynęłaby na klimat duża erupcja wulkaniczna? appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Ocieplanie się klimatu przekłada się na zmiany poziomu morza dzięki dwóm mechanizmom: woda z topniejących lodowców i lądolodów spływa do oceanów, a jej ogrzewanie powoduje przy okazji rozszerzanie. W rezultacie objętość wody w oceanach rośnie, a poziom morza się podnosi.

W ostatnich dekadach temperatury były coraz wyższe, co powinno powodować przyspieszenie tempa wzrostu średniego światowego poziomu morza. Jednak niczego takiego nie obserwowaliśmy. Od kiedy w 1993 roku rozpoczęliśmy prowadzenie pomiarów satelitarnych zmian poziomu morza, ich tempo wydaje się utrzymywać na mniej więcej stałym poziomie około 3 mm/rok.

Nie tego się spodziewaliśmy… O co może chodzić? Naturalną koleją rzeczy naukowcy postanowili wyjaśnić tę zagadkę.

Rekonstrukcja zmian poziomu morza sprzed pomiarów satelitarnych

Naukowcy, których praca (Fasullo i in., 2016) wyjaśnia wyniki pomiarów, zaczęli od określenia, jak szybko rósł światowy poziom morza zanim rozpoczęto prowadzenie pomiarów satelitarnych.

Zanim w drugiej połowie 1992 roku został wystrzelony pierwszy satelita TOPEX/Poseidon, poziom morza był mierzony głównie z użyciem pływomierzy (mareografów, wodowskazów). Choć zapisy niektórych instrumentów sięgają XVIII wieku, różnorodność technik i warunków pomiarowych powodują, że wykorzystanie jedynie tych danych umożliwia tylko zgrubne określenie tempa wzrostu poziomu morza.

Dla lepszego poznania mechanizmu przeszłych zmian poziomu morza zespół wykorzystał symulacje numeryczne wykonane z użyciem modelu NCAR-based Community Earth System Model. Uruchamiano go 40-razy z zestawem zróżnicowanych (ale historycznie możliwych) warunków początkowych, uzyskując w ten sposób szacowany zakres naturalnej zmienności poziomu morza i wpływających na ten parametr czynników.

Mam Cię!

Część symulacji została przeprowadzona z uwzględnieniem wpływu historycznych erupcji wulkanicznych, a część z ich pominięciem (o wpływie wulkanów na klimat przeczytasz między innymi w artykule Wulkany odpowiedzialne za…wyjątkowo chłodne lata). Porównanie wyników obu serii symulacji pozwoliło na zrozumienie wpływu wulkanów na zmiany poziomu morza.

Wyniki symulacji pokazały, że skutki wybuchu wulkanu Mt. Pinatubo – duże emisje aerozoli siarkowych do stratosfery – spowodowały znaczące ochłodzenie oceanów prowadzące do obniżenia się ich poziomu o około 6 mm. Co istotne, wybuch Mt. Pinatubo miał miejsce w połowie 1991 roku, na kilkanaście miesięcy przed rozpoczęciem pomiarów satelitarnych w misji TOPEX/Poseidon.

Gdy blokujące dopływ słońca do powierzchni Ziemi aerozole siarkowe w końcu się rozproszyły i opadły, poziom morza zaczął powracać do poziomu równowagi. Z tego powodu w pierwszym okresie pomiarowym pomiary satelitarne pokazywały wzrost poziomu morza szybszy niż ten, jaki prawdopodobnie zostałby zaobserwowany, gdyby wybuch Mt. Pinatubo nie nastąpił.

Szybko, coraz szybciej

Jak pokazuje analiza, gdyby nie wybuch Pinatubo przed rozpoczęciem pomiarów satelitarnych, to punkt początkowy poziomu morza we wczesnych latach 90. byłby położony wyżej, a pomiary satelitarne wyraźnie pokazywałyby przyspieszające tempo wzrostu poziomu morza. Naukowcy przewidują, że w kolejnej dekadzie przyspieszanie tempa wzrostu poziomu morza stanie się ewidentne.

Zrozumienie tego, czy tempo podnoszenia się poziomu morza jest stałe, czy rośnie, jest bardzo istotne dla przewidzenia tego, jaki może być poziom morza za 20, 50, 100 i więcej lat – i czy w planowaniu adaptacji do wzrostu poziomu morza miasta portowe i inne społeczności nadbrzeżne mogą bazować na prognozie wzrostu poziomu morza stałego w czasie czy raczej coraz szybszego.

Marcin Popkiewicz na podst. Climate change already accelerating sea level rise, study finds

The post Wzrost poziomu morza przyspiesza – zamaskował to wulkan appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Od St. Augustine do Mt. St. Helens

Zaczęła się ona od zupełnie poważnego artykułu sejsmologa Davida Johnstona, opublikowanego w lipcu 1980 roku w czasopiśmie Science (Johnston, 1980). Artykuł nie dotyczył jednak emisji CO₂ lecz… chloru. W artykule czytamy m.in.:

Dotychczasowe oszacowania wulkanicznych emisji chloru, bazujące na ocenach zawartości chloru w magmie przed wybuchem, są dla niektórych erupcji wulkanicznych zaniżone 20-40 razy. Odgazowanie popiołu wyrzuconego do atmosfery podczas wybuchu wulkanu St. Augustine na Alasce w 1976 roku wyzwoliło 525 x 10⁶ kg chloru (±40%), z czego 82 x 10⁶ do 175 x 10⁶ kg mogło trafić do stratosfery w postaci chlorowodoru [HCl]. Odpowiada to 17-36% całości światowej produkcji przemysłowej chloru we fluorowcopochodnych węglowodorów w 1975 roku.

oraz

Erupcja wulkanu położonego w rejonie Long Valley Caldera w Kalifornii, 700 000 lat temu wyrzuciła do atmosfery 100 km³ popiołów. Jeśli magma odgazowała 0,25% chloru (proporcja jak dla wulkanu St. Augustine), to erupcja ta mogła wyrzucić do stratosfery 289 x 10⁹ kg HCl, co odpowiada 570-krotności światowej produkcji przemysłowej chloru we fluorowcopochodnych węglowodorów w 1975 roku.

Warto dla kontekstu przypomnieć, że w tym okresie kwestie pochodzenia chloru w stratosferze znajdowały się w centrum uwagi społeczności naukowej, w związku istotną rolą tego pierwiastka w powstawaniu dziury ozonowej. Chociaż wulkany faktycznie emitują bardzo duże ilości chloru w postaci HCl, to związek ten jest łatwo rozpuszczalny w wodzie, zwykle jest więc szybko usuwany z atmosfery przez deszcz. Naukowcy zastanawiali się jednak, na ile istotne są ilości tego związku wprowadzanego przez silne erupcje do stratosfery, a więc rejonu, w którym na wymywanie przez deszcz nie ma co liczyć. Wiele badań opublikowanych po pracy Johnstona wykazało, że wkład wulkanów w ilość chloru pozostającego w stratosferze jest bardzo niewielki. Nie należy jednak z tego powodu czynić zarzutów Johnstonowi, który po prostu jako jeden z pierwszych podjął próbę oszacowania tego problemu. Produkowane przez nas chloro- i fluoropochodne węglowodorów (znane potocznie jako „freony”) są dużo mniej reaktywne i mogą pozostawać w atmosferze przez wiele dekad.

Podsumowując: w pracy wymienione zostały dwa przykłady: St. Augustine (Alaska 1976) i Long Valley Caldera (Kalifornia, 700 000 p.n.e.), których emisje odpowiadały odpowiednio 0,17-0,36 oraz 570 ilości rocznej przemysłowej produkcji chloru we fluorowcopochodnych węglowodorów.

Szeroko komentowanym wydarzeniem, do którego doszło na kilka tygodni przed opublikowaniem pracy, była potężna erupcja wulkanu St. Helens. Tragicznym zrządzeniem losu, kosztowała ona życie Davida Johnstona, który zginął podczas prowadzenia obserwacji.

W październiku 1980 roku Ronald Reagan skomentował tę erupcję słowami:

Jedna mała położona gdzieś tam góra [Mt. St. Helens], w ostatnich kilku miesiącach wyzwoliła do atmosfery więcej tlenku siarki, niż samochody i inne takie rzeczy przez ostatnią dekadę.

W rzeczywistości, o ile wulkan wyemitował około 2 × 10⁶ ton SO₂, to roczne emisje z samochodów wynosiły 30 x 10⁶ ton (a w ciągu dekady ~10-krotnie więcej). Reagan przestrzelił o czynnik 150.

To był początek przekłamań: jak podczas zabawy w głuchy telefon, oryginalny przekaz zmieniał się coraz bardziej. Przykładowo, w 1990 roku Dixy Lee Ray, będąca wcześniej biologiem morskim i gubernatorem stanu Waszyngton, napisała w swojej książce Trashing the Planet:

Erupcja Mt. St. Augustine w 1976 roku wyrzuciła bezpośrednio do stratosfery 289 miliardów kilogramów kwasu solnego. Ilość ta odpowiada 570-krotności całkowitej światowej produkcji chloru i freonów w 1975 roku…

Autorka pomyliła olbrzymią erupcję 700 tysięcy lat temu ze znacznie mniejszą z 1976, wrzuciła też do jednego worka produkcję chloru i freonów.

Artykuł Johnstona stał się też orężem ludzi zaangażowanych w próby blokowania Protokołu Montrealskiego z 1989 roku, mającego zapobiec destrukcji chroniącej powierzchnię Ziemi warstwy ozonowej. W książce Holes in the Ozone Scare („Dziury w ozonowych strachach”), autorzy Maduro i Schauerhammer poprawnie cytują wyniki Johnstona, pomijają jednak zupełnie późniejsze badania wykluczające HCL jako istotne źródło stratosferycznego chloru (jest to dobrze omówione w komentarzu Sherwooda Rowlanda z 1993 roku w Science).

… do wulkanu Pinatubo

W czerwcu 1991 roku wybuchł wulkan Pinatubo na Filipinach, stając się przy tym narzędziem dezinformacji w rękach negacjonistów klimatycznych.

Prawicowy komentator Rush Limbaugh w programie Nightline ogłosił:

mówi się, że to produkowane przez ludzkość produkty powodują zanik ozonu, ale Mount Pinatubo wrzucił do atmosfery 570 razy więcej chloru podczas jednego wybuchu, niż cała roczna ludzka produkcja freonów

Tym razem w miejsce wybuchu Long Valley Caldera sprzed 700 tysięcy lat podstawiona została erupcja wulkanu Pinatubo, a ponadto emisja chloru w formie HCl została potraktowana jak ta z freonów. W swojej książce z 1993 roku The Way Things Ought To Be Limbaugh naciągnął fakty jeszcze bardziej:

Wulkan Pinatubo na Filipinach podczas jednej erupcji wypluł z siebie ponad tysiąckrotnie więcej niszczących ozon chemikaliów, niż podłe i diaboliczne korporacje wyprodukowały freonów w całej historii.

Twierdzi przy tym, że informację tę wziął z książki Dixy Lee Ray. Tak oto już błędne źródło zostało wypaczone jeszcze bardziej (więcej o błędach Limbaugha np. tutaj i tutaj).

Znany w środowisku negacjonistów klimatycznych Christopher Monckton podbił stawkę jeszcze bardziej twierdząc, że

W dobrym dla erupcji roku, wulkan Erebus może wyrzucić do atmosfery tyle freonów, co ludzkość.

Nie zwrócił widać w ogóle uwagi, że freony są związkami sztucznymi, a wulkany ich w ogóle nie emitują.

Od chloru do gazów cieplarnianych

Książka Dixy Lee Ray okazuje się być znaczącą pozycją bibliograficzną dla dezinformacji, choć niewiele wskazuje na to, by ta cytowana jako źródło różnych rewelacji książka była przez dezinformujących faktycznie uważnie przeczytana. W 2004 roku konserwatywny komentator Jude Wannski dokonał kolejnego przeinaczenia Dixy Lee Ray:

…książka, którą napisała, Trashing the Planet, obala szereg mitów o środowisku. Zawarła w niej m.in. następującą informację: ‘Wybuch Mt. St. Helens w 1980 roku wyrzucił do atmosfery więcej gazów cieplarnianych niż ludzkość od początku epoki przemysłowej.’ Wulkany wybuchają od milionów lat. Jeśli rzeczywiście wpływałoby to na klimat, to czy nie myślicie, że stałoby się to już wcześniej?

Chlorowodór zostaje tu zastąpiony gazami cieplarnianymi, a St. Augustine (a raczej Long Valley Caldera?) przez Mt St. Helens…

Wraz z narastającą dyskusją o konieczności ochrony klimatu i redukcji emisji gazów cieplarnianych, szczególnie CO₂, mit o wulkanach coraz silniej orientował się na ten gaz.

W 2007 roku Martin Durkin w swoim rojącym się od błędów filmie Wielkie Oszustwo Globalnego Ocieplenia stwierdził, że

Wulkany wytwarzają więcej CO₂ każdego roku niż wszystkie fabryki, auta i samoloty i inne źródła wytwarzane przez ludzi razem wzięte.

W rzeczywistości emisje wulkaniczne stanowią promile naszych emisji ze spalania paliw kopalnych.

W 2009 roku negacjonista klimatyczny Ian Plimer w swojej książce Heaven and Earth (Niebo i Ziemia) przebił Durkina, pisząc: „wielkie erupcje wulkaniczne (np. Pinatubo) w kilka dni emitują tyle CO₂ co ludzkość przez cały rok”. W książce pisał też, że „Wybuch Mt. Pinatubo… wyrzucił wielkie ilości freonów”, powołując się na pracę Brasseur i Granier, 1992 – której autorzy nie napisali jednak ani słowa o freonach, a nawet o emisjach chloru napisali, że „wsad chloru do stratosfery był najprawdopodobniej niewielki”.

Od Pinatubo do Eyjafjallajökull

W 2010 roku w świetle jupiterów znalazł się islandzki wulkan Eyjafjallajökull, który w maksimum erupcji wyrzucał dziennie 150-300 tysięcy ton CO₂. Dla porównania, nasze emisje CO₂ są rzędu 100 milionów ton dziennie.

W 2013 r. były gubernator stanowy Mike Huckabee stwierdził:

Wulkan, który wybuchł w Północnej Europie, tak naprawdę w tej jednej erupcji wyrzucił do atmosfery więcej CO₂ niż cała ludzka działalność w minionych 100 latach.

W 2014 roku przebiła go senator Lisa Murkowski z Alaski, mówiąc:

Emisje, które wprowadził do powietrza ten wulkan odpowiadają tysiącleciu emisji, które pochodziłyby ze wszystkich samochodów i przemysłu w Europie.

Stulecie czy tysiąclecie, Europa czy świat, co za różnica dla polityka…

Podsumowując

Tak oto praca badawcza dotycząca emisji chloru z wulkanu St. Augustine (oraz spekulatywnie Long Valley Caldera w Kalifornii 700 000 lat temu) stała się prekursorem rozlicznych stwierdzeń medialnych dotyczących freonów, tlenków siarki, CO₂ i gazów cieplarnianych, a nawet zanieczyszczeń w ogóle, odnoszonych do St. Augustine, Mt. St. Helens, Mt. Pinatubo, Erebusa i Eyjafjallajökull w szczególności, a wulkanów w ogólności, do tego porównywanych do rocznych emisji przemysłowych, emisji w ciągu stulecia, od początku rewolucji przemysłowej czy tysiąclecia. Kolejne rzucane dane były przy tym coraz bardziej oderwane od faktów.

Oczekując na kolejny medialny wybuch wiadomości wulkanicznych zastanawiamy się, co politycy i negacjoniści klimatyczni wtedy wymyślą.

Marcin Popkiewicz na podst. RealClimate The Volcano Gambit

The post Korzenie mitu „Wulkany emitują więcej CO2 od nas” appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

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.

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.

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.

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

The post Wulkany odpowiedzialne za… wyjątkowo chłodne lata appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Samolotem przez smugę

Wybuch wulkanu (zwłaszcza po pamiętnej erupcji Eyjafjallajokull w roku 2010) kojarzy nam się z zagrożeniami dla lotnictwa i wstrzymywaniem lotów. Dla działania samolotów niebezpieczne są wyrzucane wysoko w powietrze pyły wulkaniczne – mogą one między innymi zakłócić pracę silników oraz zadziałać na śmigła lub szyby jak piaskarka, uszkadzając je oraz ograniczając widoczność. Jak to więc możliwe, że prowadzi się pomiary emisji wulkanicznych z powietrza? Tu należy przypomnieć sobie o tym, co pisaliśmy w poprzednim tekście: wulkaniczne emisje gazów niekoniecznie związane są z erupcjami! Z użyciem samolotu lub helikoptera możemy obserwować „spokojne” emisje z fumaroli, a w dużej odległości od wulkanu – tam, gdzie dotrze już tylko część najdrobniejszych pyłów (np. nad Szwajcarią po wybuchu Eyjafjallajokull) – także produkty erupcji.

Pomiary lotnicze – oprócz komplikacji związanych z bezpiecznym przeprowadzeniem lotu – nie różnią się znacząco od obserwacji naziemnych. Na pokładzie samolotu instaluje się podobne (a czasem nawet takie same) urządzenia, jak te, które opisywaliśmy poprzednio: zasysające powietrze i analizujące jego skład (mierząc koncentracje jednego lub wielu składników chemicznych) oraz mierzące promieniowanie
emitowane lub absorbowane przez dwutlenek siarki. Pobieranie próbek wymaga oczywiście przelecenia przez smugę wyziewów wulkanicznych (zwykle robi się to kilkukrotnie, aby uzyskać szereg przekrojów), zaś pomiary promieniowania – przelotów poniżej smugi oraz pod różnymi kątami. Dzięki prędkościom uzyskiwanym przez samolot, można we względnie krótkim czasie przeskanować duży obszar, nie można za to umieścić przyrządu na stałe w konkretnym położeniu (nawet helikopter nie może unosić się nad konkretnym miejscem przez 24 godziny) – jeśli potrzebujemy pomiarów tego
typu, jesteśmy skazani na pomiary naziemne lub… satelitarne.

Kosmiczna perspektywa

Satelity doskonale sprawdzają się w obserwacjach popiołów wulkanicznych: przy odpowiednio dużych koncentracjach, nawet niefachowiec dostrzeże je na zdjęciach w naturalnych kolorach (patrz rysunek 4). Zachęcamy do obejrzenia pięknej, trójwymiarowej wizualizacji rozprzestrzeniania się popiołów z wulkanu Eyjafjallajokull w roku 2010, stworzonej na podstawie zdjęć satelitarnych w różnych długościach fali, wykonanych przez europejskiego satelitę geostacjonarnego (Meteosat Second Generation) oraz sygnałów zebranych przez satelitarny lidar, czyli urządzenie sondujące atmosferę za pomocą światła laserowego (amerykański satelita CALIPSO).

Śledzeniu przez satelity świetnie poddaje się także dwutlenek siarki: jak pisaliśmy w poprzednim tekście, w wyziewach wulkanicznych jest go dużo więcej niż w „czystej atmosferze”, a w dodatku absorbuje bardzo charakterystyczny zestaw długości fal ultrafioletowych i podczerwonych (Theys i in., 2013). Aktualne pomiary zawartości dwutlenku siarki w kolumnie powietrza w rejonach wulkanicznych znajdziecie na stronie NASA.

Z dwutlenkiem węgla nie jest niestety tak łatwo. Ze względu na to, że erupcje wulkaniczne w niewielkim stopniu zmieniają jego stężenie w powietrzu, najzwyczajniej w świecie trudno go z satelity wypatrzeć i odróżnić od tła atmosferycznego. Nie znaczy to jednak, że nie da się tego robić! Dwa najważniejsze satelity skonstruowane specjalnie z myślą o obserwacjach dwutlenku węgla to amerykański OCO-2 (OCO-1 uległ zniszczeniu podczas startu) oraz japoński GOSAT (znany też jako IBUKI). Oba okrążają Ziemię od bieguna do bieguna (OCO-2 na wysokości ok. 710 km, a GOSAT ok. 675 km) i obserwują atmosferę, rejestrując (między innymi) fale podczerwone o długościach należących do pasma absorpcji dwutlenku węgla: im więcej CO₂, tym silniejsza absorpcja i mniej promieniowania dociera do satelity.

OCO-2 i GOSAT uzupełniają się, jeśli chodzi o tryb prowadzenia pomiarów. Japoński instrument to satelitarny snajper: ma wąskie pole widzenia (koło o średnicy 10 km na powierzchni Ziemi), które obejmuje w trakcie jednego, czterosekundowego „spojrzenia”. Szybko reagujący system celowania pozwala dobrze uchwycić emisje CO₂ z punktowego źródła zanieczyszczeń (np. wulkanu).

Satelita amerykański z kolei zbiera dane w sposób ciągły (24 próbki na sekundę), obserwując obszar o szerokości ok. 10,6 km, z „pikselami” o powierzchni ok. 3 km². Uzyskujemy więc nie tyle pomiar z konkretnego miejsca, ile mapkę koncentracji dwutlenku węgla w okolicy – a przynajmniej wzdłuż toru lotu satelity. Czujnik można wycelować w konkretnym kierunku, jednak nie działa to tak sprawnie jak w Ibukim: zmiana kąta widzenia zajmuje 10-20 minut, a w tym czasie satelita pokonuje 20-40% odległości pomiędzy biegunami. W praktyce aby zarejestrować koncentracje dwutlenku węgla pochodzącego z konkretnego wulkanu, OCO-2 powinien po prostu nad nim przelatywać, co jest rzadkim wydarzeniem. Jak już pisaliśmy w pierwszej części tekstu, w miarę oddalania się wyziewów wulkanicznych od źródła, koncentracje dwutlenku
węgla błyskawicznie spadają, dlatego przelot w pobliżu wulkanu zwykle nie wystarcza do tego, by zaobserwować smugę wydostającego się z niego CO₂ (źródło). Jak jednak obliczają Burton i in. 2013, OCO-2 może ułatwić monitoring najaktywniejszych wulkanów.

W głąb głębi

Ponad 70% powierzchni Ziemi pokrywają oceany. Nic więc dziwnego, że duża część procesów wulkanicznych na naszej planecie rozgrywa się pod wodą. Do ich badania wykorzystuje się załogowe i bezzałogowe pojazdy podwodne wyposażone w aparaturę do pobierania próbek, takie jak widoczny na poniższym zdjęciu robot Jason eksploatowany przez Woods Hole Oceanographic Institution. Zebrane próbki gazów lub wody analizuje się w laboratorium, podobnie jak te pobierane na lądzie. Obserwuje się zarówno erupcje wulkaniczne jak i emisje z kominów geotermalnych w rejonie grzbietów śródoceanicznych i ich zboczy.

Oprócz bezpośredniego określania koncentracji CO₂ w emitowanej mieszaninie gazów, określa się też względną zawartość dwutlenku węgla w zależności od koncentracji helu-3 (³He) i innych rzadko występujących w środowisku izotopów. Pamiętacie określanie emisji CO₂ na podstawie emisji SO₂ – metodę, którą opisywaliśmy w poprzednim artykule? Tu stosuje się podobną zasadę: dwutlenku węgla jest w wodzie i powietrzu stosunkowo dużo, natomiast pojawienie się charakterystycznego zestawu rzadkich izotopów łatwo jest powiązać z podwodną aktywnością wulkaniczną. Obserwując skład wód geotermalnych można więc oszacować związane z podwodnym wulkanizmem emisje CO₂. Dodatkowym źródłem informacji jest tu skład chemiczny płaszcza Ziemi i powstających na dnie morza skał bazaltowych (Marty i Tolstikhin, 1998).

To ile w końcu emitują te wulkany?

Jak widać, pomiary dwutlenku węgla emitowanego przez wulkany nie jest łatwą sprawą: jest go na tyle mało, że często pomiary bezpośrednie są niemożliwe i o emisjach CO₂ wnioskować trzeba na podstawie emisji SO₂ – gazu, który dużo łatwiej zaobserwować. Ze względu na wyjątkowo trudny (by nie powiedzieć „wybuchowy”) obiekt obserwacji, nie są możliwe stałe obserwacje dwutlenku węgla emitowanego przez wszystkie wulkany świata.

Obecnie nie ma jednak ryzyka, że przegapimy jakąś erupcję: dadzą nam o niej znać choćby popioły wulkaniczne doskonale widoczne dla stale okrążających Ziemię satelitów. Gdyby jakiś wulkan zaczął emitować duże ilości dwutlenku węgla „po kryjomu”, to także zostałoby to wykryte: naukowców zaintrygowałby wzrost koncentracji dwutlenku węgla w jego okolicy, nieuzasadniony transportem CO₂ ze znanych źródeł.

Oszacowanie całkowitych emisji dwutlenku węgla przez wulkany wymaga połączenia informacji zbieranych na całym świecie, różnymi metodami, w różnym trybie (pomiary regularne, planowe kampanie pomiarowe, obserwacje erupcji) i dokonania rozmaitych uśrednień. Nie jest to łatwe zadanie, nic dziwnego więc, że w wartości podawane w kolejnych pracach bywają różne (zwłaszcza, że także dane zmieniają się w naturalny sposób z roku na rok): od 0,13 aż do 0,44 Gt CO₂. Jak podsumował w swoim krótkim artykule Terry Gerlach (2011), najbardziej prawdopodobny przedział (co do którego zgadzają się autorzy poszczególnych prac) to 0,15-0,26 GtCO₂.

Uważacie ten wynik za mało dokładny? Może zmienicie zdanie, gdy przypomnicie sobie, że antropogeniczne emisje dwutlenku węgla wynoszą aktualnie około 36 GtCO₂, są więc ponad 100 razy większe. Nawet gdyby aktywność wulkaniczna wzrosła na tyle, by związane z nią emisje wzrosły dwukrotnie, wciąż byłoby to niewiele w porównaniu z naszymi emisjami.

Przy ocenie emisji wulkanicznych ważna jest także informacja, że w przeciwieństwie do nas litosfera swoje emisje… równoważy. Podstawowym zjawiskiem, w wyniku którego dwutlenek węgla przepływa z atmosfery do litosfery jest wietrzenie skał: woda opadowa i dwutlenek węgla łączą się tworząc kwas węglowy, który rozpuszcza skały wapienne. Węglan wapnia spływa z rzekami do oceanu, gdzie jony wapniowe i węglanowe są wbudowywane w skorupki morskich żyjątek, które ostatecznie osiadają na dnie, tworząc po latach skały osadowe i stopniowo wędrując coraz dalej w głąb Ziemi.

Ciekawe efekty występują także podczas emisji dwutlenku węgla z grzbietów śródoceanicznych: część uwalnianego dwutlenku węgla natychmiast reaguje z gorącymi skałami i jest przez nie ponownie wiązana. Dodatkowo, oceaniczna skorupa ziemska oddziałuje bezpośrednio z wodą morską, pobierając z niej jony węglanowe. Połączenie tych procesów powoduje, że dno oceaniczne pochłania więcej dwutlenku węgla niż jest z niego emitowane (Alt i Teagle, 1999).

Aleksandra Kardaś, konsultacja merytoryczna: dr hab. Krzysztof Markowicz

The post CO2 z wulkanów – jak to się mierzy? (część 2) appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Co wypluwa z siebie wulkan?

Dla wielu czytelników to z pewnością oczywiste, ale i tak warto podkreślić, że czarne kłęby dymu wydobywające się z wulkanów to nie dwutlenek węgla. To przede wszystkim pył i popiół – drobne okruchy skalne, krzemiany, tlenki krzemu, glinu i żelaza. Towarzyszące im gazy – przede wszystkim para wodna, dwutlenek siarki i dwutlenek węgla – są przezroczyste. Skąd to wszystko się bierze?

Dopóki magma przebywa na dużych głębokościach, cząsteczki CO₂ czy SO₂ są z nią dobrze wymieszane. Jednak wędrówka magmy do góry, w pobliże powierzchni Ziemi, oznacza spadek ciśnienia, jakiemu podlega. Daje to pojedynczym molekułom gazów możliwość łączenia się w pęcherzyki. Obecność pęcherzyków sprawia, że wypełniająca się nimi magma staje się lżejsza od otaczających ją skał, co pozwala na jej dalsze przemieszczanie się ku górze. Im bliżej powierzchni Ziemi, tym większe i liczniejsze stają się bąble gazu. Ich szybkie narastanie to jedna z przyczyn erupcji wulkanicznych, podczas których na powierzchnię Ziemi wylewa się lawa, a gazy są uwalniane do atmosfery.

Erupcja wulkaniczna nie jest jednak konieczna, aby wulkaniczne wyziewy przedostały się do powietrza. Jeśli magma jest wystarczająco blisko powierzchni Ziemi, gazy mogą przesączać się przez glebę lub wydobywać przez szczeliny zwane fumarolami i kominy hydrotermalne. W pomiarach wulkanicznych emisji CO₂ nie chodzi więc tylko o obserwowanie wielkich wybuchów, ale także powolnego uwalniania gazów w rejonach aktywności wulkanicznej. Jak widać na zdjęciu poniżej, obecność strug gazu można zidentyfikować gołym okiem dzięki skraplaniu się pary wodnej – kropelki wody tworzą białe tumany.

Zacznijmy przyziemnie

Najbardziej niebezpieczną, ale i najbardziej bezpośrednią metodą badania wulkanicznych wyziewów jest ręczne pobieranie próbek w rejonie aktywności wulkanicznej. Jak można zobaczyć na zdjęciu poniżej, naukowcy wtłaczają w głąb fumaroli wytrzymałą i niereaktywną rurkę (zrobioną np. z tytanu lub aluminium). Gdy rurka się rozgrzeje i panujące w niej warunki będą zbliżone do tych panujących w samej fumaroli, do jej ujścia podłącza się specjalną kolbę, częściowo wypełnioną roztworem wodorotlenku sodu. Dwutlenki węgla i siarki, siarkowodór i chlorowodór rozpuszczają się w cieczy, a tlen, azot, wodór, tlenek węgla i hel – koncentrują w pozostałej części kolby. Zebraną próbkę analizuje się następnie w laboratorium. Mniej dokładną, ale szybszą metodą, jest zastąpienie kolby z wodorotlenkiem sodu pustym zbiorniczkiem, do którego zasysa się gaz za pomocą ręcznej pompki. Więcej informacji na ten temat można znaleźć na stronie USGS.

Jak łatwo się domyślić, pobieranie próbek i badanie ich w laboratorium nie jest szczególnie praktyczną metodą, jeśli chcemy na bieżąco obserwować co i w jakich ilościach emituje wulkan. Oczekiwanie na analizę laboratoryjną może bowiem trwać nawet kilka tygodni. Dlatego, oraz ze względu na łatwość użytkowania, popularność zyskują urządzenia, które natychmiast analizują zasysane przez siebie powietrze (Shinohara, 2005, Aiuppa i in., 2006), a wyniki zapisują we wbudowanej pamięci lub przesyłają drogą radiową na serwer danych.

Istnieje wiele takich instrumentów, różniących się rozmiarami i źródłami energii, zależnie od sposobu użycia (mogą być dostosowane do ustawienia na stałe w konkretnym miejscu, przewożenia samochodem lub przenoszenia na plecach). Na ogół wyposażone są w cały zestaw czujników, pozwalających na ustalenie stężeń całego szeregu gazów.

Para wodna, dwutlenek węgla i ewentualnie węglowodory badane są metodą spektroskopową: wciągane przez instrument powietrze jest prześwietlane falami podczerwonymi o odpowiednio dobranych długościach. Kiedy długość fali jest dopasowania do struktury widmowej danego gazu wtedy wiemy, że tylko interesujący nas związek zareaguje na nią w konkretny sposób – np. zaabsorbuje. Mierząc stopień osłabienia promieniowanie przechodzącego przez próbkę gazu możemy dzięki temu obliczyć koncentracje interesującego nas składnika. Oczywiście producent urządzenia wyposaża je na ogół w oprogramowanie, które tych obliczeń dokonuje za nas.

Ważnymi składnikami gazów wulkanicznych są związki siarki – przede wszystkim tlenki oraz siarkowodór. W ich przypadku lepiej sprawdzają się czujniki elektrochemiczne. Sercem takiego czujnika jest element półprzewodnikowy, który zmienia swoje własności elektryczne (np. opór), gdy cząsteczki wybranego gazu reagują z nim lub osiadają na jego powierzchni. Układ elektroniczny rejestruje te zmiany, a odpowiednie oprogramowanie przelicza je na koncentracje SO₂ czy H₂S.

Współczesne instrumenty są w stanie mierzyć zmiany koncentracji CO₂ z sekundy na sekundę, a związków siarki – z rozdzielczością kilkunastu, kilkudziesięciu sekund.

Spójrzmy na wyziewy w innym świetle

Opisane wyżej metody pomiarowe pozwalają nam sprawdzić skład powietrza w konkretnym miejscu, ale nie da się tego prosto przełożyć na informację „ile CO₂ emituje wulkan”. Do tego przydałoby nam się spojrzenie z większej perspektywy – przynajmniej na całą smugę gazu przez jakiś dłuższy czas. Tu jednak pojawia się problem: przeciętna koncentracja dwutlenku węgla w atmosferze jest tak wysoka, że jeśli tylko oddalimy się od źródła emisji (co oznacza wymieszanie się gazów wulkanicznych z powietrzem), trudno nam będzie w ogóle wykryć obecność wypuszczanego przez wulkan CO₂.

Przykład: Koncentracje wulkanicznego CO₂ w odległości 1km (z wiatrem) od Etny są rzędu 4 ppm, gdy tymczasem przeciętna koncentracja CO₂
w atmosferze to niemal 400 ppm. Jeśli więc chcielibyśmy obserwować
dwutlenek węgla wypuszczany do atmosfery przez Etnę z takiej odległości,
musielibyśmy wykrywać jednoprocentowe odchylenia koncentracji gazu od
średniej (Burton i in. 2013).

Jak poradzić sobie z tym wyzwaniem? Wulkanolodzy znaleźli na to sposób. Zamiast próbować obserwować dwutlenek węgla, mierzą koncentracje dwutlenku siarki. SO₂ jest w atmosferycznym tle dużo mniej i dzięki temu dużo łatwiej go wykryć. A jak z pomiarów dwutlenku siarki wysnuć wnioski na temat emisji dwutlenku węgla? Wystarczy zacząć obserwacje od sprawdzenia stosunku koncentracji CO₂ do koncentracji SO₂ w gazach emitowanych przez badany wulkan. Służą do tego przede wszystkim metody opisane w pierwszym punkcie. Oczywiście w zależności od tego, czy proporcję CO₂/SO₂ będziemy sprawdzać na bieżąco, czy też przyjmiemy jakąś wartość średnią, uzyskamy wyniki obarczone mniejszą lub większą niepewnością pomiarową.

A teraz pora na wyjaśnienie, o jakie „inne światło” chodzi w nagłówku. Otóż do pomiarów zawartości SO₂ w powietrzu często wykorzystuje się jego oddziaływanie z promieniowaniem ultrafioletowym. Nasze oczy nie postrzegają ultrafioletu (stąd jego nazwa, oznaczająca fale o częstościach większych niż te, które jeszcze widzimy, czyli fioletowe), ale umiemy oczywiście skonstruować rejestrujące go czujniki, np. kamerę UV widoczną na zdjęciu poniżej.

Fotografując smugę dymu na tle czystego nieba, możemy stwierdzić, jaką część promieniowania ultrafioletowego jest absorbowana przez porcję wyziewów wulkanicznych (porównujemy, ile promieniowania słonecznego dociera od czystego nieba, a ile od tego przyćmionego dymem). Oczywiście długość fal rejestrowanych przez kamerę (290-310 nm) jest dobrana tak, żeby właśnie SO₂ intensywnie te fale absorbował.

Pomiary z użyciem kamer UV pozwalają obserwować jednocześnie większą porcję gazów wulkanicznych ze sporej odległości od wulkanu i z dużą rozdzielczością czasową – rzędu sekund (Pering i in. 2014, prezentacja). Jest to bardziej interesujące dla wulkanologów niż klimatologów, ponieważ pozwala lepiej badać dynamikę zjawisk zachodzących wewnątrz wulkanu. Klimatologom przydaje się raczej informacja na temat sumy emisji w dłuższym okresie. W dodatku metoda ma poważne ograniczenia – np. nie działa w nocy i nadaje się do mierzenia tylko wystarczająco przejrzystych strumieni gazów wulkanicznych (czyli takich, w których nie występuje za dużo skondensowanej wody – kropelki działają jak dodatkowa zasłona dla promieniowania). Dlatego pomiary w ultrafiolecie uzupełnia się pomiarami w innych długościach fal (zwłaszcza podczerwieni), co ułatwia odróżnienie gazów wulkanicznych od tła (m.in. chmur) oraz pomiary nocą.

Tekst zrobił się już bardzo długi, a my wciąż nie dotarliśmy do pomiarów lotniczych ani najbardziej nowoczesnych i najbardziej globalnych pomiarów satelitarnych. O tym napiszemy więc w kolejnej części!

Aleksandra Kardaś, konsultacja merytoryczna: dr hab. Krzysztof Markowicz

Redakcja dziękuje za pomoc w przygotowaniu artykułu dr Fredowi Pracie i Tomowi Peringowi (Volcano Blog).

The post CO2 z wulkanów – jak to się mierzy? (część 1) appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

Pomimo coraz szybszego wzrostu koncentracji dwutlenku węgla w atmosferze (w roku 2013 na Mauna Loa po raz pierwszy odnotowano koncentrację CO₂ powyżej 400ppm), na początku XXI tempo wzrostu temperatur powierzchni Ziemi wydawało się spadać. Chociaż lata 2010 i 2005 były najcieplejsze w historii pomiarów, a ocean (którego pojemność cieplna jest dużo większa niż atmosfery) gromadził energię w niespotykanym tempie, niektórzy zaczęli wieszczyć koniec globalnego ocieplenia. Naukowcy tymczasem zabrali się za identyfikowanie przyczyn tego zjawiska. Jak pisaliśmy wcześniej, udało się wykazać, że istotne znaczenie miały między innymi spadek aktywności słonecznej, zwiększenie częstości występowania zjawiska La Niña oraz… sposób, w jaki przetwarzane były wyniki pomiarów temperatury.

Autorzy artykułu Wkład wulkanów w dekadalne zmiany temperatury troposfery (Volcanic contribution to decadal changes in tropospheric temperature) [pełna wersja], który ukazał się ostatnio w czasopiśmie Nature Geoscience, przyjrzeli się aktywności wulkanów. Jak stwierdza Ben Santer z LLNL, główny autor pracy:

Spowolnienie obserwowane ostatnio w ocieplaniu się powierzchni Ziemi i dolnej warstwy atmosfery to niesamowita historia detektywistyczna. Nie ma w niej jednego winowajcy, jak twierdzili niektórzy naukowcy. W grę wchodzą liczne czynniki. Prawdziwym wyzwaniem nauki jest ilościowe oszacowanie znaczenia tych poszczególnych składowych.

Z erupcjami wulkanicznymi związane są emisje nie tylko dwutlenku węgla ale także – a w krótkim okresie, przede wszystkim – dwutlenku siarki (SO₂). Silne wybuchy są w stanie wprowadzić dwutlenek siarki do stratosfery. Cząsteczki SO₂ pozostają tam przez kilka lat, a łącząc się z parą wodną i reagując z tlenem, tworzą kropelki kwasu siarkowego, znane także pod kryptonimem „aerozolu wulkanicznego”. Kropelki odbijają promieniowanie słoneczne, zmniejszając jego dopływ do powierzchni Ziemi, mają więc ochładzający wpływ na klimat. Obserwowany w ostatniej dekadzie wzrost koncentracji aerozolu wulkanicznego w stratosferze częściowo zrównoważył efekt rosnącej koncentracji dwutlenku węgla.

Żeby określić, na ile aktywność wulkanów przyczyniła się do spowolnienia ocieplenia, naukowcy wykonali symulacje klimatu z ostatnich lat w dwóch wersjach. W jednej wykluczyli aerozol wulkaniczny, w drugiej go uwzględnili – w rzeczywiście zaobserwowanych ilościach i miejscach (wykorzystali tu dane satelitarne). Pozwoliło to na oddzielenie wpływu wulkanizmu od wpływu innych czynników powodujących naturalne wahania średniej temperatury powierzchni Ziemi. Jak tłumaczy Susan Salomon z MIT:

W naszej pracy ekscytujące jest to, że mogliśmy wykryć wpływ aerozolu wulkanicznego, korzystając z nowych metod. Dzięki satelitom zaobserwowaliśmy, jak cząstki pochodzenia wulkanicznego odbijają znaczące ilości energii słonecznej z powrotem w kosmos. Straty energii oznaczają oczywiście ochłodzenie. Pokazują to także pomiary temperatur w troposferze.

Oszacowano, że aktywność wulkanów w latach 1998-2012 zmniejszyła trend wzrostu temperatur o kilka lub kilkanaście procent. Dokładniejsze oceny będą możliwe w miarę jak obserwacje erupcji i ich następstw będą coraz dokładniejsze.

Naukowcy nie potrafią jeszcze przewidywać wybuchów wulkanów i ich zakresu, nie mogą więc uwzględnić ich precyzyjnie w prognozach klimatu. W używanych do projekcji klimatu scenariuszach ujmuje się jednak różne możliwe opcje aktywności wulkanicznej. Praca zespołu Santera pomoże lepiej szacować znaczenie ewentualnych małych i dużych wybuchów dla zmieniającego się klimatu Ziemi.

Aleksandra Kardaś na podstawie komunikatów MIT i LNLL, konsultacja merytoryczna: prof. Szymon P. Malinowski

The post Wulkany: kolejna przyczyna wolniejszego wzrostu temperatur appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.

MIT

Jeden wybuch wulkanu wyrzuca do atmosfery więcej dwutlenku węgla niż ludzkość od początku ery przemysłowej.

Wulkaniczne emisje dwutlenku węgla są istotną częścią geologicznego cyklu węglowego, w ramach której węgiel związany w skałach płaszcza i skorupy Ziemi powraca do atmosfery. W długiej, geologicznej skali czasu dwutlenek węgla emitowany przez wulkany może doprowadzić do zmiany klimatu. Jednak w okresach mających znaczenie dla ludzkiej cywilizacji (dziesiątków, setek czy nawet tysięcy lat) jego znaczenie jest pomijalne w porównaniu do innych, znacznie szybszych procesów związanych z obiegiem węgla pomiędzy atmosferą, oceanami i biosferą (patrz Wolny cykl węglowy i termostat węglowy).

Emisje wulkaniczne są też znacznie mniejsze od antropogenicznych emisji dwutlenku węgla, choć pod pewnymi względami je przypominają: spalając kopalny węgiel, ropę i gaz ziemny, ludzkość również zwraca do atmosfery węgiel uwięziony w pokładach geologicznych.

Wulkany i ludzie dzień po dniu 

Uznawana za jeden z najbardziej aktywnych wulkanów na świecie Etna we Włoszech, emituje około 9 tysięcy ton dwutlenku węgla na dobę, albo trochę ponad 3 miliony ton rocznie (Bragagni i in., 2022). 

Suma emisji 91 najbardziej aktywnych w okresie 2005-2015 wulkanów została oszacowana na 38 milionów ton rocznie, a wszystkie naziemne wulkany emitowały w tym samym okresie około 53 milionów ton dwutlenku węgla rocznie (Fischer i in., 2019). 

Tymczasem największa elektrownia węglowa w Polsce, Elektrownia Bełchatów, emituje każdego dnia do atmosfery 96 tysięcy ton dwutlenku węgla (Fox, 2023), czyli dziesięć razy tyle co wulkan Etna. 

Globalnie, wszystkie procesy przemysłowe, energetyka i transport odpowiedzialne były w 2022 roku za emisję około 37 miliardów ton dwutlenku węgla (Global Carbon Project). 

Po uwzględnieniu emisji gazów wulkanicznych z gleb i jezior znajdujących się w obszarach aktywnych wulkanicznie (Fischer i in., 2019), oraz z podwodnych wulkanów i grzbietów śródoceanicznych (Hauri i in., 2 019)  całkowitą emisję ze źródeł geologicznych do atmosfery można oszacować na około 200-250 milionów ton, a zatem mniej niż 1% emisji antropogenicznej.

Emisje CO₂ podczas „dużych erupcji wulkanicznych”

Tej proporcji nie zmieniają nawet duże erupcje wulkaniczne. Wybuch wulkanu Pinatubo w 1991 roku – największa erupcja wulkaniczna ostatnich stu lat – wyrzucił do atmosfery około 50 milionów ton dwutlenku węgla (Gerlach, 2011). 

Patrząc na wykres zmian koncentracji dwutlenku węgla w atmosferze, które mierzymy od roku 1959, nie widzimy na nim pików (nagłych wzrostów) związanych ze znanymi największymi wybuchami wulkanów (Pinatubo w 1991, El Chichón w 1982, St Helens w 1980 czy Agung w 1963). Gdyby ilość emitowanego w czasie erupcji wulkanicznej CO₂ stanowiła znaczący ułamek emisji antropogenicznej, byłyby one wykrywalne, a tym bardziej gdyby emisja związana z tymi erupcjami była od antropogenicznej większa.

Podobnie jest z erupcjami superwulkanów, takich jak Toba 74 tysiące lat temu (Crick i in., 2021), czy Yellowstone 640 tysięcy lat temu (Matthews i in., 2015). Bezpośrednich danych dotyczących związanej z nimi emisji dwutlenku węgla nie posiadamy, jednak zakładając że skalowałaby się ona podobnie do ilości wyrzuconego materiału skalnego, otrzymalibyśmy wielkość zbliżoną do rocznej, albo w najlepszym razie kilkuletniej, współczesnej emisji antropogenicznej. Jest to za mało, by spowodować wykrywalne zaburzenie cyklu węglowego i globalne ocieplenie, i faktycznie w rekonstrukcjach zawartości dwutlenku węgla w atmosferze opartych o rdzenie lodowe tych erupcji superwulkanów też nie widać.

Jaka musi być skala aktywności wulkanicznej, żeby istotnie wpłynęła na klimat? 

Największymi źródłami emisji wulkanicznej w historii geologicznej Ziemi były wielkie prowincje magmatyczne (LIP, Large Igneous Province), odpowiedzialne za oceaniczne epizody anoksyczne i wielkie wymierania. Choć sumarycznie doprowadziły one do uwolnienia ilości CO₂ wielokrotnie większej od całkowitej emisji antropogenicznej, robiły to w wolniejszym tempie niż ludzkość poprzez spalanie paliw kopalnych (Jiang i in., 2022).

Przykładowo, odpowiedzialne za wymieranie permskie emisje wulkaniczne trapów syberyjskich  trwały kilkaset tysięcy lat (Burgess i Bowring, 2015), w czasie których do atmosfery dostało się 200 bilionów ton dwutlenku węgla (więcej w artykule Klimat dawnych epok: wielkie wymierania). I choć od początku epoki przemysłowej ludzkość wyprodukowała mniej więcej 100 razy mniej dwutlenku węgla, zrobiła to co najmniej 1000 razy szybciej, i tempo to wciąż rośnie – połowa paliw kopalnych została spalona w ciągu ostatnich 30 lat (Forster i in., 2023).

Piotr Florek, konsultacja merytoryczna: dr hab. Magdalena Matusiak-Małek

The post Mit: Wulkany emitują więcej dwutlenku węgla niż człowiek appeared first on Nauka o klimacie | naukaoklimacie.pl.