Вулканические извержения и климат

Вестник ДВО РАН. 2007. № 2
Я.Д.МУРАВЬЕВ
Вулканические извержения
и климат
Влияние вулканической деятельности на климат изучается уже более 200 лет. И только в последнюю четверть века, когда в научную практику были внедрены методы дистанционного зондирования атмосферы, а
также освоено керновое бурение полярных ледников, наметились подходы к решению проблемы. В обзоре рассмотрены результаты работ в этом направлении. Показано, что, несмотря на явный прогресс, остаются нерешенными многие вопросы взаимовлияния вулканизма и климата, особенно тонкие процессы трансформации
вулканических аэрозолей при переносе в атмосфере.
Volcanic eruptions and climate. Y.D.MURAVYEV (Institute of Volcanology and Seismology, FEB RAS,
Petropavlovsk-Kamchatsky).
The problem of influence of volcanic activity on climatic changes has been already studied for more than 200
years. And only during the last quarter of the previous century, when methods of remote sounding of atmosphere were
introduced into research practice, as well as ice core drilling of polar glaciers was mastered, some approaches to its
solution were found. This review considers the results of works in this area. It is shown, that, despite an obvious progress,
many issues of volcano-climate interaction remain unsolved, and especially thin processes of transformation of volcanic
aerosols when carried in the atmosphere.
Трудно найти в природе нашей планеты более грандиозное и опасное явление,
чем современный вулканизм. Кроме прямой угрозы человеку вулканическая деятельность
может оказывать менее явное, но при этом масштабное влияние на окружающую среду.
Продукты мощных вулканических извержений, поступая в стратосферу, сохраняются в
ней на протяжении года и более, изменяя химический состав воздуха и воздействуя на
радиационный фон Земли. Подобные извержения оказывают большое влияние не только
на регионы, прилегающие к ним: они могут вызывать и глобальный эффект, длящийся гораздо дольше самого события, если атмосфера насыщается большим количеством частиц
пепла и летучих соединений.
Слои пепла крупнейших доисторических извержений представляют хронологические
стратиграфические горизонты для целых регионов и могут использоваться в моделях
реконструкции направлений палеоветров во время эруптивной активности. Слои тефры
(рыхлый обломочный материал, перемещенный из кратера к месту отложения по воздуху)
являются основой для прямой корреляции пеплов суши и океана, они весьма эффективны в датировании ледниковых кернов и других отложений, в которых присутствуют эти
прослои. При помощи вулканических извержений (из-за их влияния на атмосферу) можно
объяснить некоторые уникальные непродолжительные климатические явления, которые
также следует рассматривать в контексте ожидаемого глобального потепления (как естественный механизм, который может изменять продолжительные климатические тенденции
на период в несколько лет и более).
Вулканизм относится к природным явлениям планетарного масштаба, но вулканы на
земной поверхности распределены неравномерно, поэтому роль извержений разных вулканов в модуляции тех или иных климатических флуктуаций может различаться.
МУРАВЬЕВ Ярослав Дмитриевич – кандидат географических наук (Институт вулканологии и сейсмологии ДВО
РАН, Петропавловск-Камчатский).
71
Особенности распределения вулканов
Как это ни парадоксально, но до сих пор неизвестно точное число активных
вулканов на Земле. Связано это с тем, что периоды покоя отдельных вулканов, например
Академии Наук (Карымский вулканический центр) на Камчатке, могут достигать нескольких тысячелетий [1]. Кроме того, большое количество вулканических сооружений существует на дне морей и океанов планеты. По оценкам разных исследователей, на земном
шаре насчитывается от 650 до 1200 действующих вулканов, которые находятся в той или
иной степени активности или дремлющем состоянии. Большинство располагается близко
к границам литосферных плит либо вдоль дивергентных (Исландия, Африканская рифтовая система и т.д.) или конвергентных (например, островные дуги и континентальные
вулканические дуги Тихоокеанского региона) окраин. Географическое расположение таких окраин указывает на то, что активные вулканы распределены неравномерно, с преимущественной концентрацией в низких широтах (от 20° с.ш. до 10° ю.ш. – это острова
Вест-Индии, Центральная Америка, север Южной Америки, Восточная Африка), а также
в средних и высоких северных широтах (30–70o с.ш.: Япония, Камчатка, Курильские и
Алеутские острова, Исландия) [30]).
Любой вулкан может сильно влиять на окружающий его природный ландшафт в результате излияния лавовых и пирокластических потоков, схода лахаров, выбросов тефры.
Однако существуют только три типа извержений, способных вызвать значительный глобальный эффект.
1. Извержения вулканского типа в вулканических островных дугах. В результате крупных извержений этого типа образуются огромные эруптивные столбы, которые привносят
пирокластические частицы и газы в стратосферу, где могут перемещаться горизонтально
в любом направлении. Такие вулканы обычно изливают лавы андезитового и дацитового
состава, а также могут выбрасывать большие объемы тефры. К историческим и доисторическим примерам относятся Тамбора (1815 г.), Кракатау (1883 г.), Агунг (1963 г.) на
островах Вест-Индии; Катмай (1912 г.), Сент-Хеленс (1480, 1980 гг.), Мазама (5000 л.н.) и
Ледяной Пик (11250 л.н.) в Северной Америке; Безымянный (1956 г.) (рис. 1) и Шивелуч
(1964 г.) на Камчатке и др., где тефра распространялась в виде шлейфов на тысячи километров по направлению ветров.
Рис. 1. Кульминация пароксизмального извержения влк. Безымянный 30 марта 1956 г. типа «направленный
взрыв». Эруптивная колонна достигла 35 км в высоту! Фото И.В.Ерова
72
2. Извержения с образованием кальдер в континентальных «горячих точках». Крупные
кальдерообразующие извержения, часто сопряженные с континентальными «горячими
точками», связанными с мантией, оставляли те или иные следы в геологической летописи
четвертичного периода. Например, крупными событиями были извержение тефры Guaje
в кальдере Толедо (1370 тыс. л.н.) и тефры Tsankawi в кальдере Вэллс около 1090 тыс. л.н.
(оба произошли на территории современного штата Нью-Мексико в США), а также Бишопа в кальдере Лэнг Вэлли в Калифорнии около 700 тыс. л.н. [11]. Слои тефры, образованные в результате извержений, характеризуются субконтинентальным распространением, согласно подсчетам они покрыли территорию площадью до 2,76 млн км2.
3. Крупнейшие трещинные извержения. Трещинные извержения, как правило, невзрывные, так как в них вовлечены базальтовые магмы, которые обладают относительно
низкой вязкостью. В результате образуются обширные базальтовые покровы, подобные
тем, что были обнаружены на плато Декан (Индия) и плато Колумбия (северо-западная
часть Тихоокеанского побережья Соединенных Штатов Америки), а также в Исландии
или в Сибири. Такие извержения могут выбрасывать в атмосферу гигантские объемы летучих веществ, изменяя природный ландшафт [31].
Климатические эффекты вулканической деятельности
Заметнее всего климатические эффекты извержений сказываются на изменениях приземной температуры воздуха и формировании метеорных осадков, что наиболее
полно характеризуют климатообразующие процессы.
Температурный эффект. Вулканический пепел, выброшенный в атмосферу во время
эксплозивных извержений, отражает солнечную радиацию, снижая температуру воздуха
на поверхности Земли. В то время как пребывание мелкой пыли в атмосфере от извержения вулканского типа обычно измеряется неделями и месяцами, летучие вещества, такие
как SO2, могут оставаться в верхних слоях атмосферы в течение нескольких лет [22]. Мелкие частицы силикатной пыли и серного аэрозоля, концентрируясь в стратосфере, увеличивают оптическую толщину аэрозольного слоя, что ведет к уменьшению температуры на
поверхности Земли.
В результате извержений вулканов Агунг (о-в Бали, 1963 г.) и Сент-Хеленс (США,
1980 г.) наблюдаемое максимальное понижение температуры поверхности Земли в Северном полушарии составило менее 0,1оС. Однако для более крупных извержений, например
влк. Тамбора (Индонезия, 1815 г.), вполне возможно понижение температуры на 0,5оС и
более (см. таблицу).
Влияние на климат вулканических стратосферных аэрозолей [23]
Стратосферный
аэрозоль, Мт
Дата
Понижение температуры
в Северном полушарии, °С
Вулкан
Широта
Безымянный
56о с.ш.
1956
0,2
Сент-Хеленс
46 с.ш.
1980
0,3
<0,1
Агунг
8о ю.ш.
1963
10
<0,05
Эль-Чичон
17о с.ш.
1982
20
<0,4
Кракатау
6о ю.ш.
1883
50
0,3
Тамбора
8о ю.ш.
1815
200
0,5
Тоба
3о с.ш.
75 000 л.н.
1000?
Большое?
Лаки
64о с.ш.
1783–1784
~100?
1,0 ?
Роза
47о с.ш.
4 млн л.н.
6000?
Большое
Эксплозивные извержения
о
<0,05
Эффузивные трещинные извержения
73
Эксплозивные извержения могут
оказывать свое влияние на климат,
по меньшей мере, в течение нескольких лет, а некоторые из них – вызвать
гораздо более продолжительные его
изменения. С этой точки зрения крупнейшие трещинные извержения также
могут иметь существенный эффект,
поскольку в результате этих событий
огромный объем летучих веществ выбрасывается в атмосферу в течение
десятилетий и более [31]. Соответственно, некоторые пики кислотности
в ледниковых кернах Гренландии сопоставимы по времени с трещинными извержениями в Исландии (рис. 2).
Во время крупнейших извержений, сходных с тем, что наблюдалось
на влк. Тамбора, количество солнечной радиации, проходящей через
стратосферу, уменьшается примерРис. 2. Временные ряды кислотности для керна Crete изо но на четверть (рис. 3). Гигантские
льдов центральной Гренландии, охватывающие промежуток
извержения, подобные тому, в ре533–1972 гг. Идентификация извержений, вероятнее всего созультате
которого образовался слой
ответствующих крупнейшим пикам кислотности, основана на
исторических источниках [10]
тефры (влк. Тоба, Индонезия, около
75 тыс. л.н.), могли сокращать проникновение солнечного света до величин, составляющих менее сотой доли его нормы,
что препятствует фотосинтезу [23]. Это извержение – одно из крупнейших в плейстоцене,
и выбрасываемая в стратосферу мелкая пыль, по-видимому, привела к почти всеобщей
темноте на большой территории в течение недель и месяцев. Тогда, примерно за 9–14 сут,
было извергнуто около 1000 км3 магмы, а ареал распространения пеплового слоя превысил по крайней мере 5⋅106 км2 [24].
Другая причина возможного похолодания обусловливается экранирующим воздействием аэрозолей Н2SO4 в стратосфере. Следуя [7], принимаем, что в современную эпоху
в результате вулканической и фумарольной деятельности в атмосферу попадает примерно 14 млн т серы ежегодно, при ее общей естественной
эмиссии приблизительно 14÷28 млн т. Верхняя оценка
общей годовой эмиссии серы в атмосферу, при условии
полного превращения всех ее оксидов в Н2SO4 (если считать эту величину неизменной за рассматриваемый интервал времени), приближается к минимальной оценке
прямого поступления аэрозолей в виде серной кислоты в
стратосферу вследствие извержения влк. Тоба. Большая
часть оксидов серы тут же попадает в океан, формируя
сульфаты, а определенная доля серосодержащих газов
выводится
путем сухого поглощения или вымывается
Рис. 3. Оценки количества солнечной радиации, проникающей через из тропосферы осадками [2]. Поэтому очевидно, что
стратосферный аэрозоль и/или пе- извержение влк. Тоба привело к многократному увелилену мелкой пыли, в зависимости
от их массы. Точки указывают на чению количества долгоживущих аэрозолей в стратоскрупные исторические и доистори- фере. Видимо, наиболее отчетливо эффект похолодания
ческие извержения [23]
проявился в низких широтах, особенно в сопредельных
74
регионах – Индии, Малайзии. На глобальную значимость этого явления указывает также «кислый» след влк. Тоба, зарегистрированный на глубинах 1033 и 1035 м в керне
скважин 3G и 4G на станции Восток в Антарктиде [20].
Свидетельства вулканической модуляции климата в течение десятилетий получены
также при исследовании древесных колец и изменений объемов горных ледников. В работе [12] показано, что периоды заморозков в западной части США, установленные при
помощи дендрохронологии на основе древесных колец, тесным образом согласуются с
зафиксированными извержениями и, вероятно, могут быть связаны с пеленой вулканических аэрозолей в стратосфере в масштабах одного или двух полушарий. Л.Скудери отметил, что существует тесная взаимосвязь между различной толщиной колец на верхней
границе произрастания лесов, чувствительных к изменениям температуры, профилями
кислотности льдов Гренландии и наступлением горных ледников Сьерры Невады (Калифорния) [28]. Резкое снижение прироста деревьев наблюдалось в течение года, следующего после извержения (в результате которого образовалась аэрозольная пелена), а снижение
прироста колец происходило в течение 13 лет после извержения.
Наиболее перспективными источниками информации о прошлых вулканических аэрозолях являются все же кислотность ледяного керна и сульфатные (кислотные) ряды – изза того, что они содержат вещественные доказательства атмосферной загрузки химическими примесями. Поскольку льды могут быть датированы на основе их ежегодной аккумуляции, то возможно прямое соотношение пиков кислотности в верхних слоях льда
с историческими извержениями известного периода. При использовании этого подхода
ранние пики кислотности неизвестного происхождения также соотносятся с определенным возрастом [10, 17]. По-видимому, такие мощные извержения в голоцене, как неизвестные события, происходившие в 536–537 гг. и около 50 г. до н.э., или Тамбора в
1815 г., приводили к явному снижению солнечной радиации и охлаждению поверхности
планеты на один–два года, что подтверждается историческими свидетельствами [10, 32].
В то же время анализ температурных данных позволил предположить, что потепление в
голоцене вообще и в 1920–1930-х годах в частности обусловлено понижением вулканической активности [3, 13].
Известно, что один из наиболее эффективных методов исследования вулканической
деятельности в прошлом – это изучение кислотности и аэрозольных включений в ледяных
кернах полярных ледников. Пепловые слои в них эффективно используются в качестве
временных реперов при сопоставлении с результатами палеоботанических и геологических исследований. Сравнение мощности вулканических пеплопадов на разных широтах
способствует уточнению циркуляционных процессов в прошлом. Отметим, что экранирующая роль аэрозоля в стратосфере проявляется значительно сильнее в том полушарии, где
произошла инъекция вулканических частиц в стратосферу [3, 10].
Рассматривая возможное влияние на климат извержений, в первую очередь низкоширотных вулканов, или летних извержений в умеренных или высоких широтах, необходимо учитывать и тип вулканического материала. В противном случае это может привести
к многократной переоценке теплового эффекта. Так, при эксплозивных извержениях с
дацитовым типом магмы (например, влк. Сент-Хеленс) удельный вклад в формирование
аэрозолей Н2SO4 был почти в 6 раз меньше, чем при извержении Кракатау, когда было
выброшено около 10 км3 магмы андезитового состава и образовалось примерно 50 млн т
аэрозолей Н2SO4 [21]. По эффекту загрязнения атмосферы это соответствует взрыву бомб
общей мощностью 500 Мт и, согласно [33], должно иметь существенные последствия для
регионального климата.
Базальтовые вулканические извержения приносят еще большее количество серосодержащих эксгаляций. Так, базальтовое извержение Лаки в Исландии (1783 г.) с объемом
излившейся лавы 12 км3 привело к продуцированию примерно 100 млн т аэрозолей Н2SO4,
что почти вдвое превосходит удельную продукцию эксплозивного извержения Кракатау.
75
Извержение Лаки, по-видимому, в какой-то мере обусловило похолодание в конце XVIII в.
в Исландии и Европе. Судя по профилям кислотности ледяных кернов в Гренландии,
которые отражают вулканическую деятельность, можно отметить, что вулканическая
активность в Северном полушарии в малый ледниковый период коррелирует с общим
похолоданием.
Роль вулканической деятельности в образовании атмосферных осадков. Распространенное мнение: при образовании атмосферных осадков первичным процессом в естественных условиях при любых температурах служит конденсация водяного пара, и только
затем возникают ледяные частицы. Позднее было показано, что даже при многократном
пресыщении ледяные кристаллы в совершенно чистом влажном воздухе всегда возникают
вследствие гомогенного появления капель с последующим замерзанием, а не прямо из
пара [4].
Экспериментально было определено, что скорость зарождения кристалликов льда в
переохлажденных каплях воды при гомогенных условиях есть функция объема переохлажденной жидкости, и она тем ниже, чем меньше этот объем: капли диаметром несколько миллиметров (дождевые) перед замерзанием охлаждаются до температуры -34 ÷ -35оС,
а диаметром несколько микрон (облачные) – до -40оС. Обычно температура образования
частиц льда в атмосферных облаках много выше, что объясняется гетерогенностью процессов конденсации и кристаллообразования в атмосфере из-за участия аэрозолей.
При образовании ледяных кристаллов и их аккумуляции только небольшая часть аэрозольных частиц служит льдообразующими ядрами, что часто приводит к переохлаждению
облаков до -20оС и ниже. Аэрозольные частицы могут инициировать образование ледяной
фазы как из переохлажденной жидкой воды путем замораживания капель изнутри, так
и путем сублимации. Исследование сублимированных снежных кристаллов, собранных
в Северном полушарии, показало, что примерно в 95% случаев в их центральной части
было найдено одно твердое ядро (размером в основном 0,4–1 мкм, состоит из частиц глины). При этом в образовании ледяных кристаллов наиболее эффективны глинистые частицы, вулканические пеплы, в то время как морские соли превалируют в облачных каплях.
Подобное различие может оказаться важным при объяснении более высоких скоростей
аккумуляции снега в высоких широтах Северного полушария (по сравнению с Южным),
а также большей эффективности циклонического переноса атмосферной влаги над Гренландией, чем над Антарктидой [4].
Поскольку наиболее существенное изменение количества аэрозолей в атмосфере определяется вулканической деятельностью, после извержения и быстрого вымывания тропосферных вулканических примесей можно ожидать продолжительного выпадения из
нижних слоев стратосферы осадков с относительно низкими величинами изотопных отношений кислорода и дейтерия и низким «первичным» содержанием углерода. Если такое
предположение справедливо, то понятны некоторые «холодные» осцилляции на палеотемпературной кривой, основанной на экспериментальных исследованиях полярных ледяных
кернов, которые совпадают по времени с понижением концентрации «атмосферного» СО2.
Этим частично «объясняется» похолодание в раннем дриасе, проявившееся в наиболее
явном виде в бассейне северной Атлантики примерно 11–10 тыс. л.н. [5]. Начало этого
похолодания могло быть инициировано резким повышением вулканической активности в
период 14–10,5 тыс. л.н., что отразилось в многократном повышении концентрации вулканогенного хлора и сульфатов в ледяных кернах Гренландии [10].
В областях, прилегающих к Северной Атлантике, это похолодание может быть связано с крупными извержениями вулканов Ледяной Пик (11,2 тыс. л.н.) и Эйфель в Альпах
(12–10 тыс. л.н.). Экстремум похолодания хорошо согласуется с извержением влк. Ведде
10,6 тыс. лет назад, пепловый слой которого прослеживается в северо-восточной Атлантике. Непосредственно на период 12–10 тыс. л.н. приходится также максимум нитратов,
понижение концентрации которых совпадает с началом потепления после экстремума
76
похолодания (10,4 тыс. л.н.). В Южном полушарии, как известно, ранний дриас не отмечен понижением содержания СО2 в ледяных антарктических кернах и слабо выражен в
климатических кривых, что согласуется с более низкими, чем в Гренландии, концентрациями вулканогенных аэрозолей [5]. На основе изложенного можно сделать предварительный вывод о том, что вулканическая деятельность, кроме непосредственного воздействия
на климат, проявляется в имитации «дополнительного» похолодания из-за повышенного
количества снежных осадков [29].
Исходя из общей информации о несоизмеримо более высоком (по сравнению с Антарктидой) содержании аэрозолей как ядер конденсации и кристаллизации атмосферной
влаги в Гренландии можно ожидать соответственно большего вклада захваченных осадками компонентов воздуха (за счет общего понижения уровня кристаллизации) в газовый состав ледников. Более высокая вулканическая активность в Северном полушарии
[10] определяет большее влияние на изотопный состав ледникового покрова. Это может
проявиться в значительном усилении здесь палеоизотопного сигнала, например в раннем
дриасе, по сравнению с Антарктидой. В последнем случае возможна имитация отдельных
климатических событий за счет «вулканических» флуктуаций изотопного состава.
Вулканические индексы
В настоящее время разработан ряд индексов для оценки вклада вулканизма в
изменения климата: вулканический индекс пылевой завесы (DVI – Dust Volcanic Index),
индекс вулканической эксплозивности (VEI – Volcanic Explosive Index), а также MITCH
[18], SATO [27] и KHM [25], названные по фамилиям авторов, рассчитавших их.
DVI. Первое глобальное обобщение влияния вулканических извержений на климатические последствия было сделано в классическом исследовании А.Лэма [13] и затем переработано ([14 и др.]). А.Лэм предложил индекс, специально предназначенный для анализа
влияния вулканов на погоду, на понижение или повышение атмосферных температур и
на крупномасштабную циркуляцию ветра [13]. А.Робок, используя DVI для уточнения
расчетов климатических характеристик малого ледникового периода по энергобалансовой
модели, показал, что вулканические аэрозоли играют главную роль в продуцировании похолодания в течение этого отрезка времени [26].
Методы, использованные при создании DVI, изложены А.Лэмом. Они включали: исторические данные об извержениях, оптических феноменах, измерения радиации (для периода позднее 1883 г.), температурные параметры и расчеты объема изверженного материала. Индекс DVI часто подвергается критике (например, [6]), так как в нем климатические
аномалии напрямую связываются с вулканическими событиями, что приводит к упрощенному пониманию его использования лишь в сравнении с температурными изменениями.
Фактически же расчет DVI основан исключительно на температурной информации для
нескольких извержений в Северном полушарии между 1763–1882 гг. и частично рассчитан на базе температурных данных для некоторых событий этого периода.
VEI. Попытка количественной оценки относительной магнитуды извержений с применением VEI основана на научных измерениях и на субъективных описаниях отдельных
извержений [31]. Несмотря на очевидную ценность этих данных, необходимо с осторожностью определять повторяемость и мощность вулканических событий, произошедших
за пределами предыдущего столетия, так как многие извержения прошлого остались незафиксированными.
MITCH. Этот индекс предложил Д.М.Митчел [18], который также пользовался данными А.Лэма. Эта вулканическая хронология охватывает 1850–1968 гг., она более детальна, чем DVI, для Северного полушария, так как автор включил в расчеты извержения с
DVI <100, не использовавшиеся А.Лэмом при создании своего индекса. Был сделан вывод, что в стратосферный аэрозольный слой поступает около 1% материала от каждого
извержения.
77
Индекс SATO. Разработан на основе вулканологической информации об объеме выбросов (из сводки [18], с 1850 до 1882 г.), измерений оптического затухания (после 1882 г.) и
по спутниковым данным начиная с 1979 г. Подсчитываются средние индексы оптической
глубины атмосферы на длине волны 0,55 мкм для каждого месяца отдельно для Северного
и Южного полушарий.
Индекс Хмелевцова (KHM). Создан на основе расчетов выбросов известных извержений вулканов в комбинации с двухмерным стратосферным переносом и радиационной
моделью. Ряд представлен средними значениями ежемесячного широтного распределения
широкополосной видимой оптической глубины и других оптических свойств аэрозольной
нагрузки стратосферы в течение 1850–1992 гг.
Гляциальная хронология вулканических извержений
Основные недостатки хронологий вулканических аэрозольных индексов, в
частности информационные пробелы о периоде, предшествовавшем последним одному–
двум столетиям, в значительной мере
призван решить разрабатываемый в
последнее десятилетие гляциальный
(ледниковый) индекс вулканической
активности, базирующийся на анализе кислотности ледниковых кернов и
изучении колебаний продуктивности
горных ледников.
В результате сравнения кислотных профилей в ледниковом покрове Гренландии [10] замечено,
что наступление горных ледников
следовало за промежутками времени, когда кислотность льда становилась значительно выше фоновых
величин. И, наоборот, отмечено отРис. 4. Верхняя часть кислотного профиля льда Гренландии
ступление ледников во время благо(затемненный участок указывает на величины, превышающие
фоновые), сравниваемая с временными рядами пяти горных приятного периода Средневековья
совпадает с
ледников (A – Argentiere, B – Brenva, G – Unter Grindelwald, (1090–1230 гг.), что
M – Mer de Glace, R – Rhone). Горизонтальные пунктирные ли- интервалом пониженной кислотноснии указывают на начало явлений с повышением кислотности
ти в ледниках Гренландии (рис. 4).
сверх фонового до уровней 2,4 мкг-экв. Н+/кг и выше. Затемненные участки справа от кривой указывают на запаздывание Тесная связь между аккумуляцией
начала наступления ледников после начального увеличения кислотных осадков в Гренландии и
кислотности. Кульминация наступления ледников запаздывает колебаниями горных ледников в тепосле увеличения пика кислотности на 1–2 десятилетия
чение последних столетий указывает
на то, что десятилетние изменения
климата, зафиксированные положением морен на земной поверхности горных ледников,
соотносятся с вариациями в насыщении стратосферы вулканическим аэрозолем.
Вулканический сигнал в ледниковых кернах
Анализ вулканических сигналов, на протяжении последнего тысячелетия проявившихся одновременно в кернах из обоих полярных районов планеты, выполнен в работе [18]. В ней график годового хода H+ (ECM) был использован как номограмма общей
вулканической активности. Слои, которые показывают высокие уровни концентрации
Н+ (выше пороговой величины 2σ (3,3 мг ⋅ экв/кг) от среднего значения 1,96 мг ⋅ экв/кг),
78
определялись в качестве возможных показателей признаков вулканической активности в
ионном составе.
Особый интерес представляют примерно равные максимальные величины уровня концентрации содержания nss SO42- (nss – сульфаты не морского происхождения, или сульфат-эксцесс) в обоих полушариях после извержения влк. Кракатау (6o ю.ш., 105o в.д.),
максимум эруптивной активности которого отмечался 26 августа 1883 г. [31]. Результаты
анализа керна из скважины Crete в центральной Гренландии привели к выводу, что необходимо было около года для того, чтобы сигнал от этого извержения достиг поверхности
Гренландии, и около двух лет для роста кислотности до максимальной величины в точке
бурения скважины.
Другой пример – горизонты максимальной концентрации сульфат-эксцесса в биполярных точках, датируемые 1835 и 1832 гг., которые в 3–5 раз выше фоновых уровней. Химические сигналы в разных кернах, фиксирующие извержение Тамбора (8o ю.ш., 118o в.д.),
произошедшее 5 апреля 1815 г., а также сигнал неизвестного извержения около 1810 г.,
отмечались ранее в керне Crete [8, 9, 17, 19]. Пик сигнала от извержения Тамбора в Гренландии появился год спустя после этого события. Высокие уровни концентрации nss SO42отмечены также между слоями аккумуляции, варьирующими в разных кернах между 1450
и 1464 гг. Скорее всего, все эти сигналы представляют одно и то же событие 1459 г., выявленное в наиболее точно датированном керне CR74; наблюдаемые различия возникают,
скорее всего, из-за неточности временных шкал на этих глубинах, в частности для керна
SP78.
Прослой 1259 г. является вулканическим событием, наблюдаемым повсеместно в полярных ледниковых кернах [16], и, очевидно, представляет собой крупнейшее эруптивное
событие, выбросы которого транспортировались от источника по всему миру.
Следует отметить, что все упомянутые пики nss SO42- в скважине CR74 обнаружены и
в кривой вариаций ЕСМ (величин электрической кондуктивности) в керне из центральной
Гренландии («Greenland Ice-core Project» – GRIP) с датировками, соответствующими керну скважины CR74, с отклонениями ± 1 год. Результаты анализа временной шкалы керна
из скважины NBY89 обеспечивают непрерывный ряд величин годовой аккумуляции за
последние 1360 лет (с 629 г.). При использовании различных временных шкал установлен
возраст дна керна SP78 глубиной 111 м – с 980 г. ± 10 лет; дна керна D3 18C глубиной
113 м – 1776 г. ± 1 год (208 годовых слоев от поверхности 1984 г. [15]); дна керна CR74 –
553 г. ± 3 года (1421-й годовой слой вниз от поверхности 1974 г. [10]).
Максимальные пики H2SO4, обнаруженные в результате исследования ледяных кернов
обоих полушарий, присутствуют в образцах, отобранных из горизонтов 1259 г. По результатам химического анализа ледниковых кернов Гренландии и Антарктики была построена биполярная стратиграфическая хронология крупнейших вулканических событий за последнее
тысячелетие. Ключевой элемент этой хронологии – определение близкой к действительности временной шкалы для керна NBY89 (на основе которой прослеживались большие пики
вулканического индекса для других антарктических кернов) и перекрестное датирование
результатов, полученных из Антарктики и ледниковых кернов из Гренландии.
Чтобы оценивать причины изменения климата в прошлом в течение 2000 лет, включая Медиеваль (Средневековое потепление) и так называемый малый ледниковый период
(LIA), необходимы надежные ряды временного хода загрузки атмосферы вулканическими
аэрозолями. За пределами прошлого тысячелетия рассчитаны лишь два индекса, основанные на различных природных данных и критериях. Вследствие этого ледниковые керны
остаются наиболее оптимальными источниками информации о вулканических аэрозолях
(по кислотности и рядам сульфатов) в прошлом, физическими свидетельствами атмосферной нагрузки.
Возможность создания нового индекса глобальной переменной вулканизма на основе
использования кислотности ледяного керна и рядов сульфата сначала была показана для
79
периода от 1850 г. до настоящего времени [25]. Путем объединения рядов из 8 ледяных кернов в Северном полушарии и 5 в Южном предложен ледово-вулканический индекс (IVI – Ice
Volcanic Index). Эти IVI-хронологии тесно связаны с 5 имеющимися вулканическими индексами для каждого полушария. Очевидно, что результаты, полученные из ледяных кернов,
сопоставленные с геологической и биологической информацией, в будущем позволят создать более точные и продолжительные хронологии вулканической деятельности.
Другие характеристики, способные дополнить временную шкалу изменений климата, это парниковые газы, аэрозоли в тропосфере, вариации солнечной постоянной, атмосферно-океанские взаимодействия и случайные, стохастические вариации. Изменчивость
рядов результирующих пиков в ледяных кернах Северного и Южного полушарий может
быть связана как с низким уровнем вулканизма, так и с другими причинами относительно сульфатной эмиссии в атмосфере, включая биологический отклик на индуцированные
вулканами климатические изменения.
Во всех рядах IVI-хронологий визуально видны только 5 извержений: недатированные
в 933 и 1259 гг. (отсутствуют в каталоге VEI), высокоширотное извержение Лаки 1783 г.,
неизвестное извержение 1809 г. и, наконец, Тамбора (VEI = 7 баллов) в 1815 г., которое
проявляется в обоих индексах. Пик извержения Лаки присутствует в ряде DVI, но имеет
мощность всего VEI = 4, так как не создает большого всплеска на графике. Извержение
вулкана Баиту (Baitou) в Южном полушарии около 1010 г. с VEI = 7 не проявляется в ледяных кернах, равно как и 12 извержений с уровнем VEI = 6, для которых получены видимые
пики в каталоге VEI.
Причины недостаточной согласованности результатов могут быть связаны с большими
«шумами» в ледниковых рядах и неординарностью неледниковых индексов. Из-за меньшего количества информации об извержениях нижняя часть хронологии более далека от
действительности. Однако керновая запись может быть адекватна для Северного полушария, по крайней мере, в течение современного периода. В порядке проверки его продолжительности заметим, что с 1210 г. до нашего времени имеются 4 ледниковых керна,
добытых в Северном полушарии, три из которых (A84, Crete и GISP2) охватывают 20-е
столетие. Осреднение этих рядов с 1854 г. до современности и корреляции этого среднего
(IVI*) с 5 другими керновыми индексами показали, что IVI* тесно связан (на 1%-ном
уровне значимости) со средней из керновых серий, с MITCH, VEI, SATO и KHM, ледниковыми сериями Северного полушария (RF) и с отдельными гляциальными хронологиями
из скважин на г. Логан (Аляска) и 20D в Гренландии.
IVI*-хронология объясняет более 60% дисперсии в IVI для этого периода времени,
несмотря на то что составлена только из кернов GISP2, Crete и A84. Поэтому она, с аэрозольной вулканической нагрузкой атмосферы Северного полушария, практически также
репрезентативна, как и полный ряд IVI.
Напротив, для Южного полушария собрано намного меньше информации, доступной
для сопоставления с обоими кернами льда и негляциальными индексами. Здесь имеются
всего два ледяных керна, охватывающих хронологию около 1500 лет, – скважины G15 и
PSI. Очевидные общие пики в ледниковых летописях Южного полушария приурочены
лишь к 1259 г. и паре извержений 1809 и 1815 гг. Эти события должны были быть очень
сильными и произойти в тропиках, чтобы так проявиться на обоих полюсах планеты. В то
же время в ледниковых хронологиях за последние 2000 лет имеется большое количество
событий, все еще не опознанных в исторических и геологических летописях.
В заключение следует отметить некоторые проблемы, связанные в первую очередь с
интерпретацией результатов анализа ледниковых кернов.
Так, извержения вулканов, перекрытых ледяными щитами, могут продуцировать огромное количество сульфатных отложений, в то же время не обогащая стратосферу и,
таким образом, не производя масштабного эффекта.
80
Глобально значимые извержения вулканов, расположенных в широтах близ отобранного ледяного
керна (например, Катмай в 1912 г.), путем непосредственного выпадения продуктов извержения в результате тропосферного переноса и более поздних осаждений могут в дальнейшем осложнять датирование.
Не вполне понятны также связи между загрузкой
атмосферы аэрозолями и количеством сульфата, отложенного в снег. Механизмы обмена между стратосферой и тропосферой, затрагивающие загрузку тропосферы сульфатами, могут быть отличны для каждого
вулканического извержения: из-за, во-первых, синхронизации процессов в каждом из атмосферных слоев,
во-вторых, географической приуроченности (долготы
и широты) стратосферной инъекции и, в-третьих, естественной синоптической изменчивости. Как отмечалось, невулканические источники сульфатов также
имеют свою собственную изменчивость, вследствие
чего фоновые и вулканические компоненты могут нивелировать или усиливать друг друга.
Существует проблема интерпретации и датирования пепловых и аэрозольных отложений даже для мест
рядом с действующим вулканом из-за разной продолжительности «жизни» этих частиц в атмосфере. Поэтому наиболее четко определяются пеплы ближайших к
точке бурения вулканов. Например, для вулканов КлюРис. 5. Распределение пепловых слоев в
чевской и Безымянный на Камчатке (рис. 5).
Вулканы оказывают влияние на атмосферу, загряз- ушковском ледяном керне с датами известных извержений вулканов Северной
няя ее твердыми и летучими продуктами. Результатом группы на Камчатке. Т – транзитные тонкрупных извержений может быть значительное по- кие пеплы удаленных вулканов или пыль
холодание (на 0,4–0,5оС) на поверхности Земли в те- из пустынь Китая и Монголии; знаком (?)
чение короткого периода после события, которое мо- отмечены неверные датировки
жет ощущаться в одном из полушарий или по всему
миру [6]. Таким образом, извержения важны для оценки будущих климатических тенденций. Однако из-за невозможности составления долгосрочного прогноза и отсутствия подробных записей прошлых событий (необходимых для получения достоверных интервалов
повторяемости явлений) точное вычисление вероятного влияния будущих извержений на
потепление и парниковый эффект сомнительно. В лучшем случае можно утверждать, что
если вновь произойдут отдельные извержения, по магнитуде равные извержению Тамбора
1815 г., то их результатом может быть приостановление тенденции потепления на несколько и более лет. Необходимо большое количество дополнительных исследований по всему
миру для создания достоверных и подробных записей прошлых вулканических извержений. Для того чтобы ею можно было пользоваться, хронология прошлых извержений
должна составляться с погрешностью в пределах не более ±10 лет: только на основании
данных такого разрешения представляется возможной их приемлемая оценка.
ЛИТЕРАТУРА
1. Белоусов А.Б., Белоусова М.Г., Муравьев Я.Д. Голоценовые извержения в кальдере Академии Наук //
Докл. АН. 1997. T. 354, № 5. C. 648-652.
2. Бримблкумб П. Состав и химия атмосферы. М.: Мир, 1988. 351 с.
3. Будыко М.И. Климат в прошлом и будущем. Л.: ГИМИЗ, 1980. 351 с.
81
4. Пруппахер Г.Р. Роль природных и антропогенных загрязнений в образовании облаков и осадков // Химия
нижней тропосферы. М.: Мир, 1976. С. 11-89.
5. Семилетов И.П. Углеродный цикл и глобальные изменения за последний климатический период // МГИ.
1993. Вып. 76. С. 163-183.
6. Bradley R.S. The explosive volcanic eruption signal in northern hemisphere continental temperature records //
Clim. Change. 1988. N 12. P. 221-243.
7. Charlson R.J., Lovelock J.E., Andreae M.O., Warren S.G. Oceanic phytoplankton, atmospheric sulfur, cloud
albedo and climate // Nature. 1987. Vol. 326, N 614. P. 655-661.
8. Dai J., Mosley-Thompson E., Thompson L.G. Ice core evidence for an explosive Tropical volcanic eruption
6 years preceding Tambora // J. Geophys. Res. 1991. Vol. 96, N D9. P. 17 361-17 366.
9. Delmas R.J., Kirchner S., Palais J.M., Petit J.R. 1000 years of explosive volcanism recorded at the South Pole //
Tellus. 1992. N 44 B. P. 335-350.
10. Hammer C.U., Clausen H.B., Dansgaard W. Greenland ice sheet evidence of post-glacial volcanism and its
climatic impact // Nature. 1980. N 288. P. 230-235.
11. Izett G.A. The Bishop Ash Bed and some older compositionally similar ash beds in California, Nevada, and
Utah. U.S. // Geolog. Survey Open File Report. 1982. P. 82-582.
12. LaMarche V.C., Hirschboeck K.K. Frost rings in trees as records of major volcanic eruptions // Nature. 1984.
N 307. P. 121-126.
13. Lamb A.H. Volcanic dust in the atmosphere // Phil. Trans. Roy. Soc. 1970. Vol. 266. P. 425-533.
14. Lamb A.H. Update of the chronology of assessments of the volcanic dust veil index // Clim. Monit. 1983. N 12.
P. 79-90.
15. Langway C.C., Jr., Osada K., Clausen H.B., Hammer C.U., Shoji H. A 10-century comparison of prominent
bipolar volcanic events in ice cores // J. Geophys. Res. 1995. Vol. 100, N D8. P. 16 241-16 247.
16. Langway C.C., Jr., Clausen H.B., Hammer C.U. An inter-hemispheric time-marker in ice cores from Greenland
and Antarctica // Ann. Glaciol. 1988. N 10. P. 102-108.
17. Legrand M., Delmas R.J. A 220 year continuous record of volcanic H2SO4 in the Antarctic ice sheet // Nature.
1987. N 328. P. 671-676.
18. Mitchell J.M., Jr. A preliminary evaluation of atmospheric pollution as a cause of the global temperature fluctuation of the past century // Global Effects of Environmental Pollution / eds S.F.Singer, D.Reidel. 1970. P. 139-155.
19. Moore J.C., Narita H., Maeno N. A continuous 770-year record of volcanic activity from East Antarctica // J.
Geophys. Res. 1991. Vol. 96, N D9. P. 17 353-17 359.
20. Petit J.R., Mounier L., Jouzel J. et al. Paleoclimatological and chronological implications of the Vostok core dust
record // Nature. 1990. Vol. 343, N 6253. P. 56-58.
21. Rampino M.R., Stother R.B., Self S. Climatic effects of volcanic eruptions // Nature. 1985. Vol. 313, N 600.
P. 272.
22. Rampino M.R., Self S. The atmospheric effects of El Chichon // Sci. Am. 1984. N 250. P. 48-57.
23. Rampino M.R., Self S., Stothers R.B. Volcanic winters // Annual Rev. of Earth and Planetary Sc. Let. 1988.
N 16. P. 73-99.
24. Raynaud D. The total gas content in polar ice core // The climatic record in polar ice. Cambridge, 1983.
P. 79-82.
25. Robock A., Free M.P. Ice cores as an index of global volcanism from 1850 to the present // J. Geophys. Res.
1995. Vol. 100, N D6. P. 11 549-11 567
26. Robock A., Free M.P. The volcanic record in ice cores for the past 2000 years. // NATO ASI Series. 1996.
Vol. 141. P. 533-546.
27. Sato M., Hansen J.E., McCormick M.P., Pollack J.B. Stratospheric aerosol optical depths, 1850–1990 // J. Geophys. Res. 1993. Vol. 98. P. 22 987-22 994.
28. Scuderi L.A. Tree-ring evidence for climatically effective volcanic eruptions // Quatern. Res. 1990. N 34. P. 6785.
29. Semiletov I.P. On recent study of ancient ice air content: the Vostok ice core // Proc. ISEB 10. San-Francisco
CA, USA. 1991. Aug. 19-23,
30. Simkin T., Siebert L., McClelland L., Bridge D., Newhall C.G., Latter J.H. Volcanoes of the World. N. Y.: Van
Nostrand Reinhold, 1981. 232 p.
31. Stothers R.B., Wolff J.A., Self S., Rampino M.R. Basaltic fissure eruptions, plume heights and atmospheric
aerosols // Geophys. Res. Let. 1986. N 13. P. 725-728.
32. Stothers R.B. Mystery cloud of AD 536 // Nature. 1984. Vol. 307, N 5949. P. 344-345.
33. Turco R.P., Toon O.B., Ackerman T.P. et al. Nuclear winter: Global consequences of multiple nuclear explosions
// Science. 1983. N 222. P. 1283-1292.
82