Próbka lodu ze rdzenia lodowego o długości 19 cm. Strzałkami oznaczono przyrosty z 11 kolejnych lat.
Erupcje wulkanów są dominującą przyczyną naturalnej zmienności klimatu, wymuszając skale czasowe sięgające wielu dekad. Duże erupcje wulkanów prowadzą do globalnych skutków klimatycznych i wpływają na obieg węgla w długich skalach czasowych. Jednak oszacowanie częstotliwości erupcji jest trudne. Tutaj oceniamy częstotliwość, z jaką obserwuje się erupcje z określonymi strumieniami depozycji w rdzeniu lodowym EPICA Dome C w ciągu ostatnich 200 kyr. Korzystając z analizy izotopów S, potwierdzamy, że większość największych pików zarejestrowanych w Kopule C pochodzi z erupcji stratosferycznych. Skumulowana częstotliwość do 200 kyr jest zbliżona do liniowej, co sugeruje w przybliżeniu stałą szybkość erupcji. Nie ma dowodów na wzrost tempa zdarzeń odnotowanych na Antarktydzie podczas któregokolwiek z dwóch ostatnich deglacjacji. Zmienność tysiącletnia jest na poziomie oczekiwanym po zarejestrowaniu niewielkiej liczby erupcji, podczas gdy zmienność wielotysięczna może częściowo wynikać ze zmian w wydajności transportu przez cyrkulację Brewera-Dobsona. Nasz zapis wydarzeń ze wskaźnikami osadzania się siarczanów> 20 i > 50 mg m -2 zawiera odpowiednio 678 i 75 erupcji w ciągu ostatnich 200 kyr. Kalibracja z danymi o historycznych erupcjach i analiza globalnego czwartorzędowego zestawu danych o erupcjach ziemskich wskazuje, że piki siarczanowe z szybkością osadzania > 20 i > 50 mg m -2 odpowiadają wybuchowym erupcjom o sile odpowiednio ≥ 6,5 i ≥7 . Największa zarejestrowana erupcja zdeponowała nieco ponad 300 mg m -2 .
1 Wprowadzenie
Erupcje wulkanów mogą mieć niszczycielskie skutki lokalne, a w skali globalnej są jednym z ważnych naturalnych elementów wymuszania w systemie klimatycznym (Robock, 2000). Wymuszanie powstaje z aerozolu siarczanowego, który powstaje z SO 2 wyrzuconego do stratosfery. W dłuższych skalach czasowych równowaga między wulkanizmem a wietrzeniem kontroluje zawartość CO 2 w atmosferze, a zmiany częstotliwości erupcji wulkanów mogą przyczynić się do zmian stężenia CO 2 obserwowanych na końcach lodowców (Huybers i Langmuir, 2009). W celu ograniczenia zmian w wymuszaniu przez aerozol wulkaniczny, a także jakiejkolwiek roli wulkanów w glacjalno-interglacjalnym CO 2zmiany, kluczowym pytaniem jest, czy globalne tempo erupcji jest stałe, a jeśli nie, czy jakakolwiek zmiana jest związana z klimatem.
Istnieje duże zainteresowanie poglądem, że tempo erupcji wulkanicznych zostało złagodzone przez procesy związane ze zmianą klimatu (Kutterolf i in., 2019; Watt i in., 2013). Oczekuje się, że na tempo topnienia płaszcza będą miały wpływ cykle lodowcowe: topnienie czap lodowych prowadzi do rozładowania, wzmożonego topnienia płaszcza i wzmożonego wulkanizmu (Huybers i Langmuir, 2009; Jull i McKenzie, 1996). Na tempo wulkanizmu może również wpływać zmiana poziomu morza (Huybers i Langmuir, 2009; Kutterolf i in., 2019). Oczekuje się, że w bardzo długich skalach czasowych zmiany w tektonice płyt i występowanie wulkanizmu pióropusza płaszcza znajdą odzwierciedlenie w tempie wulkanizmu.
Poza okresem bezpośrednich obserwacji historycznych, erupcje wulkanów są rejestrowane jako osady tefry w zapisach lądowych i morskich oraz jako osady siarczanowe i sporadyczne osady tefry w rdzeniach lodowych. Złoża tefry naziemnej dostarczają informacji o lokalizacji, sile i częstotliwości erupcji (Brown i in., 2014), ale są bardzo trudne w użyciu i potrzebne jest podejście statystyczne, aby przekształcić je w użyteczne miary częstotliwości erupcji (Rougier i in. al., 2018). Tefra w rdzeniach morskich oferuje kolejną możliwość zestawienia statystyk erupcji (Mahony i in., 2020), ale skompilowanie zapisu, który jest obiektywny w czasie i przestrzeni, jest również wyzwaniem. Erupcje są również rejestrowane jako osadzanie się siarczanów w rdzeniach lodowych. Chociaż nie dostarcza to bezpośrednich informacji na temat lokalizacji i wielkości każdej erupcji, może być używane do rejestrowania erupcji istotnych dla wymuszania klimatu (Gao i in., 2008; Sigl i in., 2015). Przeprowadzono tylko ograniczone badania (Castellano i in., 2004, 2005; Cole-Dai i in., 2021; Lin i in., 2022) w celu oszacowania występowania erupcji wulkanów na podstawie danych z rdzeni lodowych z ostatnich 2500 lat.
Chociaż zapisy z obu biegunów można łączyć w celu zidentyfikowania erupcji wybuchowych zarejestrowanych na obu biegunach (a zatem najprawdopodobniej dotarły one do stratosfery), wykorzystanie samych zapisów rdzeni lodowych Grenlandii jest skomplikowane, ponieważ są one zdominowane przez stosunkowo lokalny wkład z islandzkich erupcji. W regionie wokół Antarktydy aktywne wulkany znajdują się w Nowej Zelandii, Andach, Sandwichu Południowym i Szetlandach Południowych, na kontynencie w Ziemi Marie Byrd i wokół Cieśniny McMurdo. Oczekuje się jednak, że częstotliwość dużych erupcji z tych obszarów będzie niska (pomimo niezwykłego zdarzenia podczas ostatniego deglacjacji; McConnell i in., 2017), a lokalne źródła na kontynencie są daleko od Kopuły C.
Erupcje można rejestrować za pomocą skoków siarczanu lub, jako surogatu, skoków przewodnictwa profilu dielektrycznego (DEP) lub przewodności elektrycznej niskiej częstotliwości (ECM) lodu (Wolff, 2000), z których oba reagują na kwasowość w lodzie. Takie zapisy są stale dostępne z wielu rdzeni lodowych na płaskowyżu Antarktydy Wschodniej. Problemy z rozdzielczością i dyfuzją oznaczają, że kolców wulkanicznych nie można wiarygodnie obserwować na dnie rdzeni, ale są one wyraźnie identyfikowane w ciągu co najmniej dwóch ostatnich cykli lodowcowych. Pozwoliło to na przykład na ich wykorzystanie do synchronizacji modeli wieku do 128 ka między rdzeniami EPICA w Dome C (EDC) i Dronning Maud Land (EDML) (Ruth et al., 2007), do 145 ka między EDC i Vostok (Parrenin i in., 2012) oraz do 216 ka między EDC a Dome F (Fujita i in., 2015).
Kilka problemów utrudnia skonstruowanie spójnego zapisu osadzania się siarczanów w rdzeniu lodowym. Po pierwsze, istnieje tło siarczanów ze źródeł niewulkanicznych (głównie soli morskiej i biogenów morskich). Ponieważ to tło i jego zmienność zmieniają się wraz z klimatem, metody, które jedynie szukają wartości odstających (Castellano i in., 2004), ryzykują rejestrację zdarzeń wulkanicznych, które powodują osadzanie się określonej ilości siarczanu w niektórych okresach klimatycznych, a nie w innych. Po drugie, istnieje bardzo duża zmienność ilości siarczanów osadzonych w niewielkiej powierzchni śniegu pobranej przez rdzeń lodowy (Gautier i in., 2016; Wolff i in., 2005), tak że sygnał siarczanowy poszczególnych erupcji w jednym rdzeniu jest obarczona dużą niepewnością. Po trzecie, pomimo mniejszej częstości lokalnych erupcji, rdzenie lodowe Antarktydy nadal będą rejestrować niektóre z tych mniejszych erupcji, które nie dotarły do stratosfery, ale są to mniejsze erupcje o bardziej regionalnym pochodzeniu. Zasadniczo można je filtrować za pomocą analizy izotopów siarki w celu identyfikacji frakcjonowania niezależnego od masy (Baroni i in., 2008; Burke i in., 2019; Gautier i in., 2019; McConnell i in., 2017; Savarino i in., 2003a).
Ostatnia kwestia dotyczy rozdzielczości i dyfuzji. Tempo gromadzenia się śniegu we wspomnianych powyżej miejscach we wschodniej Antarktydzie (Dome Fuji, EDC, Vostok i EDML) waha się od 2–6 cm równoważnika wody w różnych miejscach w obecnym czasie i zazwyczaj wynosi mniej niż 50% tego z ostatniego maksimum zlodowacenia. Sygnały erupcji są zwykle rejestrowane powyżej tła tylko przez 2–3 lata. Dlatego istotne jest, aby używać tylko danych o dobrej rozdzielczości głębi (przy EDC rozdzielczość lepsza niż 5 cm jest optymalna) i oszacować strumień w całym piku, a nie tylko w maksimum, które z pewnością będzie modulowane przez rozdzielczość. Ponadto piki siarczanowe dyfundują z wiekiem (Barnes i in., 2003) i odkrywamy, że piki wulkaniczne, które miały zaledwie kilka lat szerokości podczas osadzania, mogą wydawać się szerokie na 20 lat w lodzie o wieku 200 ka w EDC. Jest to pomocne, ponieważ oznacza, że ponieważ warstwy stają się cieńsze wraz z głębokością, zmniejszająca się rozdzielczość naszych pomiarów nie jest czynnikiem ograniczającym. Jednak jeszcze trudniej jest zidentyfikować erupcje o określonej skali w spójny sposób, ponieważ szczyty, które stoją wyraźnie powyżej tła w niedawnym lodzie, dyfuzują w kierunku tła w starszym lodzie.
Ważne jest również, aby mieć świadomość, że nawet doskonały zapis zdarzeń osadzania się siarczanów nie jest łatwy do przekształcenia w zapis wielkości i częstotliwości erupcji. Oprócz siły erupcji osadzanie się siarczanów zależy od zawartości siarki w erupcji, szerokości geograficznej wulkanu i procesów transportu atmosferycznego (Marshall i in., 2021). Wreszcie, istnieją trudności w przeliczaniu ładunku siarczanów w rdzeniu lodowym na wielkość (zdefiniowaną przez wulkanologów jako masa erupcji magmy). Wielkość erupcji jest tylko jednym z kilku czynników wpływających na masę siarczanów uwalnianych podczas erupcji wybuchowych (Wallace i Edmonds, 2011).
Rysunek 1Porównanie danych FIC i IC dla dwóch sekcji rdzenia lodowego EDC. Na odcinku od 130 do 150 m piki FIC są konsekwentnie niższe niż IC, natomiast na odcinku od 390 m stężenia są takie same w obu metodach.
Pomimo tych problemów w dwóch ostatnich artykułach (Cole-Dai i in., 2021; Lin i in., 2022) podjęto próbę oceny częstotliwości erupcji. Jeden (Cole-Dai i in., 2021) zbadał liczbę erupcji zarejestrowanych w rdzeniu WAIS Divide w ciągu ostatnich 11 kyr, obserwując zmienność, ale bez trendu w tempie erupcji. Drugi (Lin i in., 2022) ocenił częstotliwości erupcji zarejestrowane zarówno na Grenlandii, jak i na Antarktydzie w okresie od 9 do 60 kyr temu i porównał je z tempem w ciągu ostatnich 2 kyr. W przypadku Grenlandii odkryli stosunkowo stałe tempo erupcji w czasie, ale z niewielkim wzrostem częstotliwości zarejestrowanych erupcji w okresie deglacjacji (21–9 ka). Jest to zgodne z ideą, że usuwanie lodu z regionów erupcji na dużych szerokościach geograficznych, ze szczególnym naciskiem na Islandię (Jull i McKenzie, 1996), doprowadziłoby do zwiększonego tempa erupcji odnotowanego na Grenlandii. W przypadku Antarktydy, stosując metody podobne do tych, które opisujemy później, autorzy (Lin i in., 2022) nie stwierdzili znaczącej zmiany tempa erupcji w okresie 60 kyr.
W tym artykule rejestrujemy częstotliwości erupcji z antarktycznego rdzenia lodowego EDC do 200 ka przy użyciu metodologii, która ocenia skalę osadzania się siarczanów zgodnie z głębokością, wiekiem i okresem klimatycznym. Używamy tego do oceny zmienności zarejestrowanych erupcji w czasie iw zależności od klimatu. Omawiamy, jak reprezentatywny jest zapis erupcji na Antarktydzie i wykorzystujemy analizę izotopów siarki, aby rozszerzyć tę dyskusję.
Siarczany mierzono wzdłuż rdzenia lodowego EPICA Dome C (EDC) dwiema metodami, standardową chromatografią jonową (IC) i szybką chromatografią jonową (FIC) (Littot i in., 2002; Severi i in., 2015). Pomiary FIC miały wyższą rozdzielczość (zwykle 5–6 cm na górnych 100 m, 3–5 cm poniżej do 770 mi 2 cm poniżej 770 m) niż pomiary IC; dodatkowo istnieją sekcje rdzenia, w których dane IC nie są dostępne. Z tych powodów preferowano dane FIC.
Jednakże, chociaż wstępne testy sugerowały dobrą zgodność między metodami (Littot i in., 2002), bardziej szczegółowa analiza wykazała pewne problemy z kalibracją podczas pierwszego sezonu polowego stosowania FIC do głębokości 358,6 m (11 745 lat wcześniej, który jest zdefiniowany jako 1950, na modelu wiekowym AICC2012). W tym zakresie głębokości uważamy, że dobrze ugruntowana metoda IC jest bardziej niezawodna. Szczegółowe porównanie danych FIC i IC przeprowadzono tam, gdzie oba były dostępne. Chociaż nie można dokładnie zdiagnozować, na czym polega problem, wykres danych FIC z danymi IC dla wartości większych niż 50 µg kg -1powyżej tła wykazywał gradient 0,70 dla danych między 0 a 358,6 m oraz gradient 0,94 między 360 a 720 m. Pokazano to na ryc. 1 i wykorzystano jako uzasadnienie do pomnożenia wartości FIC powyżej tła (tj. pozostałości po odjęciu tła) przez () dla danych powyżej 358,6 m ( <11,7 ka) podczas przetwarzania danych.
Powyżej 358,6 m dane wykorzystano bez korekty. Szczyty wulkaniczne, odstające od tła siarczanowego, pozostają widoczne powyżej 200 ka. Oczywiste jest, że nastąpiła dyfuzja, powodując, że piki były znacznie szersze w latach (a co za tym idzie, miały mniejszą amplitudę) niż w czasie osadzania się; jednak przerzedzenie wydaje się dość ściśle równoważyć dyfuzję (ryc. 2). W rezultacie piki pozostają w obrębie około 30 cm okna na wszystkich głębokościach do 200 ka, a rozdzielczość danych pozostaje odpowiednia do oszacowania powierzchni pików.
Ryc. 2Przykłady pików wulkanicznych na różnych głębokościach iw różnym wieku. Pik 1257 (górny panel) pokazano po zastosowaniu poprawki opisanej powyżej. Czarny poziomy pasek na każdym wykresie reprezentuje 5 lat na każdej głębokości. Kropki reprezentują średnie głębokości poszczególnych próbek.
Zbiór danych zawiera sekcje brakujących danych, w przypadku których nie są dostępne żadne dane dotyczące siarczanów FIC. Składa się głównie z krótkich odcinków na końcach długości rdzeni, ale są też dłuższe odcinki, w których dane nie zostały zebrane albo z powodu złej jakości rdzenia, albo problemów z instrumentem. Na 2070 m lodu znajduje się 25 szczelin dłuższych niż 30 cm, składających się łącznie na 19 m lodu. Omówimy sposób postępowania z brakującymi danymi w sekcji Metody.
W głębszych warstwach lodu zaobserwowano (Traversi i in., 2009), że anomalne skoki stężenia siarczanów tworzą się w wyniku dotychczas niescharakteryzowanego procesu post-depozycyjnego. Na ryc. 3 pokazujemy wyraźne przykłady tego artefaktu przy około 400 ka; wydaje się, że siarczan został „zassany” z otaczającego tła w ostry szczyt. Zaobserwowaliśmy oznaki tego zachowania na głębokości 2500 m (300 ka). Aby uniknąć jakiejkolwiek możliwości uwzględnienia takich szczytów artefaktów, ograniczamy naszą późniejszą analizę do ostatnich 200 kyr. Pozwala to również uniknąć problemu z trudniejszymi do odróżnienia pików od tła o większej głębokości.
Rysunek 3 Przykład czterech szczytów artefaktów w lodzie w wieku nieco ponad 400 ka.
Materiał z ostatnich kilku dekad nie był dostępny w rdzeniu lodowym EDC, ponieważ kilka górnych metrów nie zostało odzyskanych. Jednak okres Pinatubo był wcześniej badany w Dome C przy użyciu dołów śnieżnych (Castellano i in., 2005). Zaobserwowany szczyt (depozycja 10,7 mg m -2 ) obejmował zarówno Pinatubo, jak i erupcję Mount Hudson w Chile, których nie można było rozdzielić. Jednak dwie erupcje zostały rozwiązane na biegunie południowym (Cole-Dai i Mosley-Thompson, 1999), umożliwiając przypisanie części osadu w połączonym szczycie do każdej erupcji. Korzystając z tej samej frakcji, szacujemy 7, 5 mg m -2 dla osadzania siarczanu Pinatubo w Dome C, które jest później wykorzystywane jako część analizy porównawczej naszych danych.
3 metody
Zastosowaliśmy następującą metodę obliczania osadzania siarczanów. Wulkaniczny zapis rdzenia lodowego składa się z wielu ostrych impulsów kwasu siarkowego nałożonych na hałaśliwe tło. Tło składa się głównie z siarczanów pochodzących z utleniania morskich emisji biogennych siarczku dimetylu, z niewielkim udziałem soli morskiej oraz siarczanu wulkanicznego tła. W oparciu o pomiary stężenia siarczanów (Legrand i Delmas, 1984) oraz pomiary δ 34 S w lodzie na biegunie południowym (Patris i in., 2000), udział wulkanów w tle szacuje się na mniej niż 10%. Aby obliczyć osadzanie się siarczanów podczas każdej pojedynczej erupcji, odejmujemy tło, a następnie sumujemy powierzchnię szczytu, korygując przerzedzenie lodu.
Aby skorygować tło, odjęliśmy bieżącą medianę od zestawu danych. Mediana jest lepsza od średniej, ponieważ średnia obejmuje piki wulkaniczne, podczas gdy mediana, jeśli jest dobrze dobrana, powinna wykluczać piki. Okres, w którym obliczana jest mediana, musi być wystarczająco krótki, aby podążał za zmiennym tłem, ale wystarczająco długi, aby nigdy nie używał wartości w szczytach wulkanicznych. W naszych standardowych obliczeniach użyliśmy 200 lat, ale inne okresy zostały również przetestowane w badaniach wrażliwości. Zróżnicowanie okresu, dla którego obliczono medianę, w zakresie od 100 do 400 lat, zmieniło całkowitą liczbę pików powyżej progu 20 mg m -2 nawet o 10% w porównaniu ze standardowym przypadkiem (200 lat), ale nie wpłynęło na profil szczyty z czasem.
Po odjęciu tła obliczamy całkowitą ilość siarczanu osadzonego w śniegu na jednostkę powierzchni w ciągu całej erupcji. Kluczowym założeniem jest to, że siarczan osadza się głównie w procesie suchej depozycji, co ma być prawdziwe w miejscu takim jak Kopuła C z bardzo niskim współczynnikiem gromadzenia się śniegu. Uzasadnia to leżące u podstaw założenie, że strumień siarczanów skaluje się wraz z ilością siarczanów wstrzykniętych do stratosfery. Najpierw obliczamy roczny przepływ siarczanu w każdej próbce ( µ g m −2 a −1 ) jako, gdzie C to stężenie w kawałku lodu ( µ g kg −1 ), a A to tempo gromadzenia się śniegu (kg m −2 a −1 ). Następnie obliczamy całkowitą depozycję w każdej próbce ( µ g m -2) przez pomnożenie strumienia przez okres czasu reprezentowany w każdej próbce; Odbywa się to za pomocą współczynnika akumulacji i parametru przerzedzania wyprowadzonego z modelu wieku AICC2012 (Bazin i in., 2013) do obliczenia rocznej grubości warstwy. Wreszcie, ponieważ dane FIC są faktycznie średnimi dla dyskretnych przekrojów, sumujemy osadzanie (powyżej tła) w każdej z próbek, które przyczyniają się do określonego piku, aby uzyskać całkowite osadzanie dla pojedynczej erupcji. Ta metoda automatycznie koryguje strumień pod kątem rozrzedzenia lodu (które już na głębokości 2090 m lodu o masie 200 ka wynosi już 73%).
Algorytm, którego używamy, wyszukuje lokalne maksima w resztce (po odjęciu tła) i oblicza sumę próbek na wybranej szerokości sumowania dla każdego maksimum. Szerokość sumowania musi być wystarczająco duża, aby uwzględnić cały siarczan wulkaniczny po dyfuzji (Barnes i in., 2003). Obserwacje wizualne sugerują, że szerokość 30 cm (tj. próbki w odległości 15 cm od maksymalnego stężenia) jest odpowiednia na wszystkich głębokościach między powierzchnią a 2100 m (patrz ryc. 2). Sugeruje to, że dyfuzja w przybliżeniu nadąża za przerzedzaniem w EDC. Jednak ta szerokość była również zróżnicowana w badaniach wrażliwości. Zmiana szerokości integracji między 20 a 40 cm zmieniła całkowitą liczbę pików powyżej progu 20 mg m -2nawet o 10% w porównaniu ze standardowym przypadkiem (30 cm), ale nie wpłynęło na profil pików w czasie. Na wielu głębokościach szerokość całkowania 20 cm jest wyraźnie zbyt wąska, aby uchwycić pełny pik, podczas gdy 40 cm obejmuje fragmenty tła, więc niepewność wywołana tym parametrem wynosi poniżej 10%.
Nasza metoda oblicza liczne małe szczyty, które są spowodowane po prostu zmianami tła. Aby oszacować tę zmienność, obliczamy również „ujemne” piki wokół naszej linii środkowej. Następnie osobno sumujemy liczbę pików i pików ujemnych w przedziałach przekraczających poszczególne strumienie osadzania (rys. 4). Przy depozycji 10 µg m -2 nadal istnieje znaczna liczba pików ujemnych (441 na 200 kyr w porównaniu do 1518 pików dodatnich). Przy 20 mg m -2 występuje bardzo niewiele ujemnych pików (28 na 200 kyr w porównaniu z 678 dodatnimi pikami), co sugeruje, że 96% pików, które liczymy na tym poziomie, to piki erupcji wulkanów i wspiera nasz wybór 20 mg m- 2jako próg tła do zliczania pików. Nie ma ujemnych pików przy 40 mg m -2 . Oznacza to, że chociaż moglibyśmy badać wulkany o niższych strumieniach depozycji w niektórych okresach czasu, powinniśmy ograniczyć się do pików powyżej 20 mg m -2 , aby konsekwentnie liczyć piki o podobnej wielkości powyżej 200 kyr.
Rysunek 4 Rozkład dodatnich i ujemnych pików przekraczających różne strumienie osadzania, zsumowane w ciągu ostatnich 200 kyr.
W naszych standardowych obliczeniach traktowaliśmy brakujące dane jako posiadające stężenie tła; tj. sekcje te nie przyczyniły się do wielkości szczytów wulkanicznych, w których zostały osadzone. Wykonaliśmy również obliczenia, w których ustawiliśmy wartość wszystkich brakujących sekcji o grubości mniejszej niż 30 cm jako średnią z sąsiednich próbek: zwiększyło to całkowitą liczbę pików > 20 mg m -2 tylko o 11 (z 678). Jest prawdopodobne, że dłuższe odcinki brakujących danych (25 odcinków > 30 cm, łącznie 19 m lodu) zawierałyby jakieś szczyty, ale zakładając, że zawierają one taką samą proporcję wulkanów jak zmierzone części, prawdopodobnie przegapiliśmy mniej niż 10 szczytów z depozycją > 20 mg m -2 .
Izotopy siarki mierzono na oddzielnych próbkach lodu ciętego w wysokiej rozdzielczości (co 2–3 cm) w 21 zdarzeniach siarczanów wulkanicznych z Kopuły C między 10,1 a 96,1 ka. Obejmowały one przykłady zarówno większych, jak i mniejszych pików wulkanicznych w rdzeniu EDC. Próbki topiono i mierzono stężenie metodą chromatografii jonowej. Na podstawie stężenia osuszono objętość odpowiadającą 20 nmolom siarczanu i oczyszczono na kolumnach anionowymiennych zgodnie z wcześniej opisaną metodą (Burke i in., 2019). Każda próbka została zmierzona co najmniej dwukrotnie dla δ 34 S i δ 33 S za pomocą spektrometrii mas z plazmą sprzężoną indukcyjnie z wieloma kolektorami, gdzie
a x wynosi 33 lub 34. Frakcjonowanie niezależne od masy obliczono jako
Niepewność dla tych pomiarów Δ 33 S wynosi 0,14 ‰ (2 odchylenia standardowe). Tylko siarczan, który był w stratosferze, wykazuje niezerowy sygnał Δ 33 S , więc jeśli maksymalna wielkość Δ 33 S na szczycie jest większa niż 0,14 ‰, erupcję uważa się za stratosferyczną.
Kilka najnowszych warstw siarczanowych można skorelować z określonymi erupcjami, co pozwala na pewną kalibrację zapisu do wielkości erupcji wybuchowych (Gao i in., 2008; Sigl i in., 2015), ale większości warstw nie można powiązać z źródło. Jako punkt odniesienia w Tabeli 1 wymieniono cztery piki siarczanowe w Dome C, dla których znane jest również miejsce i wielkość erupcji, w tym erupcje Pinatubo z 1991 r. (Castellano i in., 2005). Dane porównawcze (wszystkie z erupcji tropikalnych) sugerują, że piki powyżej naszego wybranego progu 20 mg m -2 prawdopodobnie będą M >6,5 erupcji.
Tabela 1 Zidentyfikowane piki siarczanów w kopule C wraz z wielkością i szacowaną emisją (Toohey i Sigl, 2017).
Podejmowano różne próby określenia emisji SO 2 (w Mt lub Tg S lub SO 2 ) z osadzania się rdzeni lodowych (w mg m -2 siarczanu) (Sigl i in., 2022). Jest to jednak trudne, gdy istnieje tylko jedna lokalizacja rdzenia lodowego, a lokalizacja erupcji jest nieznana. Badania modelowe pokazują, że stosunek depozycji na Antarktydzie do emisji zależy od szerokości geograficznej erupcji, wysokości osiąganej przez pióropusz oraz pory roku erupcji (Marshall et al., 2021). Jako przybliżone oszacowanie na podstawie wartości emisji obliczonych w literaturze (Toohey i Sigl, 2017) możemy wywnioskować, że w przypadku erupcji tropikalnych emisje SO 2 (Tg SO 2) są około 1–2 razy wyższe niż nasze zmierzone osady EDC (mg · m -2 ) (Tabela 1). Jednak współczynnik ten z pewnością powinien zostać zwiększony, jeśli erupcje miały miejsce na wysokich północnych szerokościach geograficznych (Marshall i in., 2021).
Już wcześniej zauważono (Sigl et al., 2013, 2015), że większości islandzkich erupcji (takich jak Laki w 1783 roku n.e. i Eldgja w 939 roku n.e.) z dużą depozycją na Grenlandii nie da się zidentyfikować w rdzeniach antarktycznych. Jednak szacuje się, że te erupcje są poniżej wielkości, którą skojarzylibyśmy z osadami powyżej naszego wybranego progu 20 mg m -2 . Erupcja w 44 rpne, która jest widoczna w zapisach Grenlandii, została niedawno zidentyfikowana z erupcją Okmok na Alasce (McConnell i in., 2020), której przypisano wielkość 6,7. Najbardziej prawdopodobny kandydat na tę erupcję w naszym zapisie EDC ma depozycję 15 mg m -2, identyczna z wartością odnotowaną wcześniej dla tej erupcji na Antarktydzie (Sigl i in., 2015). Jest zatem prawdopodobne, że dla erupcji na wysokich północnych szerokościach geograficznych nasz próg jest bliższy M > 7 .
Korzystając z naszego podstawowego zestawu parametrów (200-letnie obliczenie mediany, 30-centymetrowe sumowanie warstw na wulkan, brakujące wartości traktowane jako mające stężenie tła), stwierdzamy, że ostatnie 200 kyr zawiera 678 zdarzeń wulkanicznych z szybkością osadzania większą niż 20 mg · m – 2 (ryc. 4); daje to średnio 3,4 na tysiąclecie. Chociaż nasza metoda jest identyczna w koncepcji, obliczamy raczej więcej pików większych niż 20 mg m -2(2,87 erupcji na tysiąc lat w porównaniu z 2,21 erupcji na tysiąc lat) w okresie 9–60 ka niż oszacowano dla EDC w poprzedniej pracy (Lin i in., 2022). Wydaje się, że ta różnica wynika z tego, że nasza metoda oblicza wyższe całki dla mniejszych pików, co sugeruje, że różnica jest związana ze sposobem obliczania tła i/lub sposobem, w jaki traktujemy szerokość każdego piku. Potwierdza to fakt, że w skrajnych przypadkach naszych wyborów parametrów (20 cm szerokości pików i 100-letni przedział do obliczenia mediany tła) nasze szacunki są zbieżne z szacunkami z poprzedniej pracy (Lin i in., 2022). Jest tylko 76 szczytów z strumieniami większymi niż Rinjani/Samalas (1257), co czyni to wydarzenie „raz na 2500 lat”. Szeregi czasowe wszystkich erupcji większych niż 20 mg m -2pokazano na ryc. 5.
Ryc. 5 Strumień osadzania się siarczanu dla zdarzeń z depozycją większą niż 20 mg m -2 w ciągu ostatnich 200 kyr (niebieska, lewa oś). Antarktyda δ D jest pokazana na czerwono (prawa oś), aby wskazać kontekst klimatyczny.
Nasze wyniki są również zgodne z niezależnymi szacunkami globalnej relacji wielkość-częstotliwość (Rougier i in., 2018). Na podstawie danych przedstawionych w Tabeli 1 piki siarczanowe > 20 mg m -2 powinny mieć wielkość ≥ 6,5, podczas gdy piki siarczanowe > 50 mg m -2 powinny mieć wielkość ≥ 7. Analiza globalnych danych ziemskich (Rougier et al., 2018 ) daje oszacowanie M ≥6,5 erupcji na 2,75 erupcji na tysiąc lat – przedział ufności (CI) 1,6–4,3 – oraz oszacowanie M ≥7 erupcji na 0,8 erupcji na tysiąc lat (CI 0,48 do 1,47). Zatem częstości zdarzeń oparte na zdarzeniach siarczanowych przy > 20 mg m -2 (3,4 erupcji na tysiąc lat) i > 50 mg m -2 (0,78 erupcji na tysiąc lat) mieszczą się w przedziałach niepewności szacunków z globalnego zapisu ziemskiego.
Największe piki w ciągu ostatnich 200 kyr zdeponowały około 300 mg m -2 . Największa zarejestrowana erupcja w przedziale czasowym, która mogła pomieścić erupcję Toba (Crick i in., 2021; Svensson i in., 2013) ma strumień 133 mg m-2 ( 16. największy w naszym zapisie). Rodzi to pytania, czy pod względem globalnej dyspersji aerozolu siarczanowego Toba była najbardziej znaczącym wulkanicznym wydarzeniem wymuszającym klimat w ciągu ostatnich 200 kyr. Jednak potrzebne są dodatkowe dane z innych głębokich rdzeni lodowych obejmujących ten okres, aby ustalić to z większą pewnością.
Aby ocenić, czy istnieją określone okresy z dużą lub małą liczbą erupcji, wykreślamy skumulowaną liczbę dużych zdarzeń osadzania siarczanów w czasie (ryc. 6). Koncentrując się głównie na wyniku dla erupcji większych niż 20 mg m -2ze względu na większą liczbę zaangażowanych trend jest liniowy, co wskazuje na stały stan dużych erupcji wybuchowych w dwóch cyklach lodowcowych. Nie ma oznak zwiększonego nachylenia (tj. zwiększonej częstotliwości erupcji) w dwóch okresach deglacjacji lub interglacjałów. Można to zobaczyć na ryc. 7. Liczba erupcji na tysiąclecie jest bardzo zmienna, jak można się spodziewać po zliczeniu statystyk dla tak małych liczb. W rezultacie wykres szeregów czasowych danych o wystąpieniu jest bardzo rozproszony (ryc. 7). Niemniej jednak jest całkiem oczywiste, że w Kopule C oba okresy deglacjacji mają raczej częstotliwość erupcji na dolnym końcu zakresu niż zwiększone.
Rysunek 6 Skumulowane liczby erupcji w ciągu ostatnich 200 kyr zarejestrowane w rdzeniu lodowym Dome C dla różnych strumieni osadzania się siarczanów podczas erupcji. Niebieskim paskiem zaznaczono okresy deglacjacji, a pomarańczowym paskiem interglacjały.
Rysunek 7 Liczby erupcji na tysiąclecie (czerwony) i średnia bieżąca 5 kyr (niebieski). Niebieskim paskiem zaznaczono okresy deglacjacji, a pomarańczowym paskiem interglacjały.
Zbadaliśmy inne sposoby analizy danych rdzenia lodowego, aby ocenić, czy można rozpoznać sygnał cyklu klimatycznego. Wykorzystując analizę spektralną liczby erupcji tysiącletnich, zidentyfikowaliśmy możliwy szczyt odpowiadający okresowi 20 kyr (częstotliwość podobna do precesji), który pojawia się ze słabą istotnością statystyczną. Z pewnością wymaga to potwierdzenia w innych zapisach. Chociaż istnieją słabe oznaki okresu 23 kyr w danych tefry śródziemnomorskiej (Kutterolf i in., 2019), trudno jest wyobrazić sobie mechanizm, za pomocą którego precesja wpłynęłaby na globalny wulkanizm, biorąc pod uwagę, że prowadzi ona do znacznie słabszych zmian w rozładunku pokrywy lodowej i poziomu morza w porównaniu z dłuższym okresem (rzędu 100 kyr). Temperatury i tempo akumulacji śniegu w miejscu EDC wykazują jedynie bardzo słabą moc precesji (Jouzel et al., 2007), więc jest mało prawdopodobne, aby precesyjne zmiany w wydajności osadzania były silne. Jednak precesja znacząco wpływa na hydroklimat tropikalny oraz położenie i szerokość międzytropikalnej strefy konwergencji (ITCZ) (Singarayer i in., 2017). Zmiany te mogą wpływać na wymywanie aerozolu z erupcji w regionach tropikalnych, a tym samym na ich zdolność do dotarcia do stratosfery. Z pewnością będzie to miało również wpływ na wydajność cyrkulacji Brewera-Dobsona, która transportuje aerozol do biegunów przez stratosferę, chociaż nie jesteśmy świadomi modelowych symulacji tego transportu obejmujących znaczące zmiany w precesji (Fu i in., 2020). ). Tak więc, jeśli okres 20 kyr zostanie potwierdzony, można to przypisać niewielkiej zmianie w skuteczności transportu materiału z erupcji tropikalnej lub północnej półkuli na Antarktydę. Podkreślamy, że nie ma znaczącego sygnału przy niższej częstotliwości Milankovicia odpowiadającej 40 kyr. Nasz zapis jest zbyt krótki, aby dokonać sensownej oceny w przestrzeni częstotliwości∼100 kyr cykl, w którym występują deglacjacje, ale ponownie podkreślamy, że jeśli w ogóle, to obserwujemy mniejszą liczbę zarejestrowanych zdarzeń w obu deglacjacjach.
Jak opisano wcześniej, interpretacja tego zbioru danych jako zapisu globalnego wulkanizmu wiąże się z kilkoma wyzwaniami. Po pierwsze, istnieje trudność w oddzieleniu lokalnych erupcji troposferycznych od erupcji stratosferycznych o większej wielkości. Niezależne od masy izotopy siarki w rdzeniach lodowych można wykorzystać do określenia, czy zdarzenie wulkaniczne było stratosferyczne (Baroni i in., 2008; Burke i in., 2019; Gautier i in., 2019; Savarino i in., 2003b). Analiza izotopowa dużych pików siarczanowych z ostatnich 2600 lat w Dome C (Gautier i in., 2019) wskazuje na 11 zdarzeń w troposferze i 49 w stratosferze, przy czym 4 zdarzenia wykazują niejednoznaczny sygnał. Wszystkie największe zdarzenia ( >20 mg m -2zdeponowane w Dome C) były stratosferyczne. W tym badaniu sprawdziliśmy, czy odsetek zdarzeń stratosferycznych zarejestrowanych w Kopule C był taki sam wcześniej w zapisie, mierząc dodatkowe 21 zdarzeń z Kopuły C między 10,1 a 96,1 ka, stosując poprzednie metody (Burke i in., 2019). Niezależne od masy frakcjonowanie S występuje, gdy dwutlenek siarki ulega fotoutlenianiu powyżej warstwy ozonowej, dając dodatnie wartości Δ 33 S , po których następują (ze względu na bilans masowy) wartości ujemne, tak że niezerowe wartości któregokolwiek ze znaków wskazują materiał, który dotarł do stratosfery. Stwierdziliśmy (ryc. 8 i tabela w suplemencie), że większość (18 z 21; 15 z 17 dla osadzania > 20 mg m -2) sygnały wulkaniczne w Kopule C są stratosferyczne, co jest zgodne z jej odizolowanym położeniem z dala od większości źródeł wulkanicznych. Dane dotyczące izotopów siarki pokazują zatem, że ponad 80% zdarzeń wulkanicznych zarejestrowanych w Kopule C dotyczyło wkładu stratosferycznego w wyniku dużych erupcji wybuchowych.
Rysunek 8 Wartości Δ 33 S dla 21 dużych erupcji wulkanicznych zarejestrowanych w kopule C w ciągu ostatnich 100 kyr. Uważa się , że wartości spoza zakresu ± 0,14 ‰ wskazują na erupcję stratosferyczną.
Po drugie, amplitudy pików siarczanowych mogą się znacznie różnić między miejscami rdzenia, które są blisko siebie, a głównych pików może nawet brakować w jednym miejscu (Gautier i in., 2016; Wolff i in., 2005). Problem ten jest szczególnie wyraźny w miejscach o niskiej akumulacji śniegu, gdzie może brakować lat, takich jak Dome C (Wolff i in., 2005), ale te miejsca muszą być wykorzystywane do badania długich zapisów wulkanizmu. Ten problem spowoduje zmienność mierzonych szybkości erupcji, które powinny uśredniać się w dłuższych okresach czasu.
Po trzecie, w zapisie globalnego wulkanizmu wybuchowego na Antarktydzie wystąpi znaczna stronniczość w wyniku lokalizacji i wielkości źródła. Pozatropikalne erupcje na półkuli północnej ( > 23 ∘ N) będą niedostatecznie reprezentowane i ukierunkowane na bardzo duże erupcje, przy czym prawdopodobieństwo przeniesienia aerozolu siarczanowego na półkulę południową będzie funkcją szerokości geograficznej i wielkości źródła (Marshall i in., 2021). W związku z tym zapis wulkaniczny Antarktydy będzie obciążony większymi strumieniami depozycji dla źródeł tropikalnych, a zwłaszcza ekstratropikalnych źródeł na półkuli południowej, podczas gdy wykaże mniejsze strumienie depozycji lub nawet brakujące zdarzenia dla pozatropikalnych erupcji na półkuli północnej.
Odchylenie w lokalizacjach źródłowych z niedostateczną reprezentacją pozatropikalnych erupcji na półkuli północnej może skutkować niedoszacowaniem netto. Szacunki Sigl i in. (2015) sugerują, że około 80% erupcji powodujących największe globalne obciążenia aerozolami odnotowano na Antarktydzie. Nasze dane z rdzeni lodowych Antarktydy mogą zatem zaniżać liczbę erupcji w każdej klasie wielkości o około 20%, co jest w pewnym stopniu kompensowane przez ∼20 % erupcji regionalnych wulkanów zarejestrowanych na Antarktydzie, które są troposferyczne (Gautier i in., 2019). Po pierwsze, zarówno nadmierne rejestrowanie spowodowane erupcjami troposferycznymi, jak i niedostateczne rejestrowanie pozatropikalnych erupcji na półkuli północnej powinno działać w podobny sposób w czasie (z wyłączeniem wszelkich skutków zmiany siły transportu omówionej powyżej) i w całym zakresie wielkości erupcji. Zatem kształt wykresów liczby erupcji w funkcji czasu i liczby w funkcji osadzania się siarki powinien pozostać niezmieniony.
Wreszcie, zapis rdzeni lodowych na Antarktydzie jest zapisem dużych wybuchowych erupcji krzemionki (prawdopodobnie głównie M > 6,5 ). Analiza przestrzenna bazy danych LaMEVE czwartorzędowych erupcji wybuchowych (ryc. 1 w Brown i in., 2014) pokazuje, że źródła tych dużych erupcji znajdują się głównie na niskich i średnich szerokościach geograficznych. To odchylenie przestrzenne jest konsekwencją obecnego rozkładu granic płyt. Ustawienia tektoniczne sprzyjające tworzeniu się dużych zbiorników magmy krzemowej i charakteryzujące się erupcjami wybuchowymi o dużej wielkości tworzącymi kalderę występują zwykle na niskich i średnich szerokościach geograficznych, gdzie wpływ deglacjacji na wytwarzanie stopu prawdopodobnie nie występuje lub jest znacznie zmniejszony. Nie są znane żadne erupcje czwartorzędowe M > 7 z północnego wulkanu na dużych szerokościach geograficznych ( > 60∘ N) (Brown i in., 2014). Zatem nasze odkrycia niekoniecznie stoją w sprzeczności z wcześniejszymi ustaleniami (takimi jak Huybers i Langmuir, 2009), ponieważ zapis Antarktyki jest ukierunkowany na erupcję wybuchową krzemionki na półkuli południowej iw regionach tropikalnych.
6 Wnioski
W tym badaniu rozszerzyliśmy badanie erupcji wulkanów zarejestrowanych w rdzeniu lodowym EDC do 200 ka przy użyciu metody, która powinna konsekwentnie rejestrować duże zdarzenia wulkaniczne w czasie. Rekord przedstawia głównie erupcje o dużej magnitudzie o sile 6,5 lub większej. Nie stwierdzamy systematycznej zmienności w czasie, chociaż może wystąpić niewielki efekt wydajności transportu przejawiający się w pozornym okresie 20 kyr, który należy potwierdzić w innych rdzeniach. Nie ma oznak wzrostu częstotliwości erupcji podczas deglacjacji. Nie wyklucza to oczywiście prawdopodobieństwa, że wyładunek lodu spowodował wzrost częstotliwości w regionach podatnych na takie skutki, takich jak Islandia. Jednak biorąc pod uwagę dowody izotopu S, że większość dużych erupcji zarejestrowanych w EDC ma charakter stratosferyczny, nasz zapis jest prawdopodobnie reprezentatywny dla głównych wydarzeń wpływających na klimat poprzez siarczany stratosferyczne. Nie możemy wykluczyć wpływu wulkanizmu na bilansProdukcja i usuwanie CO 2 podczas deglacjacji (Huybers i Langmuir, 2009), ale musiałoby działać tylko poprzez mniejsze erupcje na dużych szerokościach geograficznych i/lub wulkanizm podwodny. Na koniec komentujemy, że trudno jest badać wulkanizm w rdzeniach lodowych w okresie dłuższym niż 200 kyr, dopóki efekty post-depozycyjne prowadzące do szczytów artefaktów nie zostaną lepiej zrozumiane.
Dane dotyczące siarczanów, na których oparty jest ten artykuł, są dostępne w centrum danych paleoklimatycznych NCEI pod adresem https://doi.org/10.25921/kgv8-cn35 (Severi i in., 2022); głębokości i wiek dużych pików wulkanicznych w rdzeniu lodowym EDC, które stanowią podstawę ryc. 5–7 są wymienione na https://doi.org/10.1594/PANGAEA.926087 (Wolff i Severi, 2021).
Dane modelu wieku, w tym wskaźnik akumulacji i współczynnik przerzedzania, są dostępne w Suplemencie do Bazin et al. (2013) oraz w bazie danych Pangea pod adresem https://doi.org/10.1594/PANGAEA.824894 (Bazin i in., 2022).
Kod używany do identyfikacji, sumowania i liczenia pików, jak również plik danych wejściowych, jest dołączony jako Dodatek do tej pracy.
Suplement dotyczący tego artykułu jest dostępny online pod adresem: https://doi.org/10.5194/cp-19-23-2023-supplement .
EWW, AB i RSJS wpadli na pomysł tego artykułu. Firma MS dostarczyła dane dotyczące siarczanów, które zostały przeanalizowane przez laboratorium Firenze. EWW i SHM przeanalizowali dane z rdzeni lodowych, aby określić, które próbki powinny zostać poddane analizie izotopowej S. SHM, EAD i LC przygotowały próbki do analizy izotopu S, podczas gdy AB, HMI i LC przeprowadziły te analizy. Zespół EWW opracował i wdrożył metodę identyfikacji pików siarczanowych oraz przeanalizował i przetestował dane pod kątem czułości. AB i JWBR zbadali właściwości widmowe danych. RSJS i SHM doradzały w sprawie charakteru zapisu wulkanicznego, w tym danych morskich i lądowych. RSJS, EWW i AB przygotowały sekcje tekstu, a wszyscy autorzy zredagowali tekst.
Przynajmniej jeden z (współ)autorów jest członkiem redakcji „ Klimatu przeszłości” . Proces recenzowania był prowadzony przez niezależnego redaktora, a autorzy nie mają również innych konkurencyjnych interesów do zadeklarowania.
Nota wydawcy: Copernicus Publications pozostaje neutralne w odniesieniu do roszczeń jurysdykcyjnych w opublikowanych mapach i powiązań instytucjonalnych.
Niniejsza praca jest wkładem w Europejski projekt wiercenia rdzeni lodowych na Antarktydzie (EPICA), wspólny program naukowy Europejskiej Fundacji Nauki i Komisji Europejskiej (KE) finansowany przez UE oraz dzięki wkładom krajowym Belgii, Danii, Francji, Niemiec, Włoch, Holandii, Norwegii, Szwecji, Szwajcarii i Wielkiej Brytanii. Główne wsparcie logistyczne w Dome C zapewniły IPEV i PNRA. To jest publikacja EPICA nr. 321. Dziękujemy Michaelowi Siglowi za pomoc z danymi dotyczącymi szacowanej emisji SO 2.
Badania te były wspierane przez Leverhulme Trust (grant RPG-2015-246), Royal Society Professorship (grant nr RP/R/180003) oraz Marie Curie Career Integration Grant (CIG14-631752).
Ten artykuł został zredagowany przez Amaelle Landais i zrecenzowany przez Andersa Svenssona i jednego anonimowego recenzenta.
Barnes, PRF, Wolff, EW, Mader, HM, Udisti, R., Castellano, E. i Rothlisberger, R.: Ewolucja kształtów pików chemicznych w Dome C, Antarktyda, rdzeń lodowy, J. Geophys. Res., 108, 4126, https://doi.org/10.1029/2002JD002538 , 2003.
Baroni, M., Savarino, J., Cole-Dai, JH, Rai, VK i Thiemens, MH: Anomalne kompozycje izotopów siarki z siarczanu wulkanu w ciągu ostatniego tysiąclecia w antarktycznych rdzeniach lodowych, J. Geophys. Res.-Atmos., 113, D20112, https://doi.org/10.1029/2008jd010185 , 2008.
Bazin, L., Landais, A., Lemieux-Dudon, B., Toyé Mahamadou Kele, H., Veres, D., Parrenin, F., Martinerie, P., Ritz, C., Capron, E., Lipenkov , V., Loutre, MF, Raynaud, D., Vinther, B., Svensson, A., Rasmussen, SO, Severi, M., Blunier, T., Leuenberger, M., Fischer, H. , Masson-Delmotte, V., Chappellaz, J. i Wolff, E .: Zoptymalizowana multi-proxy, multi-site Antarctic ice and gas orbital chronologia (AICC2012): 120–800 ka, Clim. Przeszłość, 9, 1715–1731, https://doi.org/10.5194/cp-9-1715-2013 , 2013.
Bazin, L., Landais, A., Lemieux-Dudon, B., Toyé Mahamadou Kele, H., Veres, D., Parrenin, F., Martinerie, P., Ritz, C., Capron, E., Lipenkov , VY, Loutre, MF, Raynaud, D., Vinther, BM, Svensson, AM, Rasmussen, SO, Severi, M., Blunier, T., Leuenberger, MC, Fischer, H., Masson-Delmotte, V., Chappellaz, JA i Wolff, EW: Chronologia AICC2012 dla rdzenia lodowego EDC, PANGEA [zestaw danych], https://doi.org/10.1594/PANGAEA.824894 , 2022.
Brown, SK, Crosweller, HS, Sparks, RSJ, Cottrell, E., Deligne, NI, Guerrero, NO, Hobbs, L., Kiyosugi, K., Loughlin, SC, Siebert, L. i Takarada, S.: Charakterystyka zapisu erupcji czwartorzędu: analiza bazy danych wybuchowych erupcji wulkanów o dużej magnitudzie (LaMEVE), J. Appl. Volcanol., 3, 5, https://doi.org/10.1186/2191-5040-3-5 , 2014.
Burke, A., Moore, KA, Sigl, M., Nita, DC, McConnell, JR i Adkins, JF: Erupcje stratosferyczne z wulkanów tropikalnych i pozatropikalnych ograniczone przy użyciu izotopów siarki o wysokiej rozdzielczości w rdzeniach lodowych, Earth Planet. Sc. Lett., 521, 113–119, https://doi.org/10.1016/j.epsl.2019.06.006 , 2019.
Castellano, E., Becagli, S., Jouzel, J., Migliori, A., Severi, M., Steffensen, JP, Traversi, R. i Udisti, R.: Częstotliwość erupcji wulkanów w ciągu ostatnich 45 ky zgodnie z zapisem w rdzeniu lodowym Epica-Dome C (Antarktyda Wschodnia) i jego związku ze zmianami klimatycznymi, Global Planet. Zmiana, 42, 195–205, 2004.
Castellano, E., Becagli, S., Hansson, M., Hutterli, M., Petit, JR, Rampino, MR, Severi, M., Steffensen, JP, Traversi, R. i Udisti, R .: Holocene wulkaniczny historia zapisana w stratygrafii siarczanowej europejskiego projektu drążenia lodu w rdzeniu lodowym Antarctica Dome C (EDC96), J. Geophys. Res., 110, D06114, https://doi.org/10.1029/2004JD005259 , 2005.
Cole-Dai, J. i Mosley-Thompson, E.: Erupcja Pinatubo w śniegu na biegunie południowym i jej potencjalna wartość dla zapisów paleovolcanis w rdzeniu lodowym, Ann. Glaciol., 29, 99-105, 1999.
Cole-Dai, J., Ferris, DG, Kennedy, JA, Sigl, M., McConnell, JR, Fudge, TJ, Geng, L., Maselli, OJ, Taylor, KC i Souney, JM: Comprehensive Record of Volcanic Erupcje w holocenie (11 000 lat) z WAIS Divide, Antarktyda Ice Core, J. Geophys. Res.-Atmos., 126, e2020JD032855, https://doi.org/10.1029/2020JD032855 , 2021.
Crick, L., Burke, A., Hutchison, W., Kohno, M., Moore, KA, Savarino, J., Doyle, EA, Mahony, S., Kipfstuhl, S., Rae, JWB, Steele, RCJ , Sparks, RSJ i Wolff, EW: Nowe spojrzenie na erupcję ∼74 ka Toba z izotopów siarki polarnych rdzeni lodowych, Clim. Przeszłość, 17, 2119–2137, https://doi.org/10.5194/cp-17-2119-2021 , 2021.
Fu, Q., White, RH, Wang, M., Alexander, B., Solomon, S., Gettelman, A., Battisti, DS i Lin, P .: Cyrkulacja Brewera-Dobsona podczas ostatniego maksimum zlodowacenia, geofizyka. Rez. Lett., 47, e2019GL086271, https://doi.org/10.1029/2019GL086271 , 2020.
Fujita, S., Parrenin, F., Severi, M., Motoyama, H. i Wolff, EW: Wulkaniczna synchronizacja głębokich rdzeni lodowych Dome Fuji i Dome C Antarktyki w ciągu ostatnich 216 kyr, Clim. Przeszłość, 11, 1395–1416, https://doi.org/10.5194/cp-11-1395-2015 , 2015.
Gao, C., Robock, A. i Ammann, C .: Wulkaniczne wymuszanie klimatu w ciągu ostatnich 1500 lat: ulepszony indeks oparty na rdzeniach lodowych dla modeli klimatycznych, J. Geophys. Res., 113, D23111, https://doi.org/10.1029/2008JD010239 , 2008.
Gautier, E., Savarino, J., Erbland, J., Lanciki, A. i Possenti, P .: Zmienność sygnału siarczanu w zapisach rdzeni lodowych na podstawie pięciu replikowanych rdzeni, Clim. Przeszłość, 12, 103–113, https://doi.org/10.5194/cp-12-103-2016 , 2016.
Gautier, E., Savarino, J., Hoek, J., Erbland, J., Caillon, N., Hattori, S., Yoshida, N., Albalat, E., Albarede, F. i Farquhar, J. : 2600 lat wulkanizmu stratosferycznego przez izotopy siarczanowe, Nat. Komun., 10, 466, https://doi.org/10.1038/s41467-019-08357-0 , 2019.
Huybers, P. i Langmuir, C.: Sprzężenie zwrotne między deglacjacją, wulkanizmem i atmosferycznym CO 2 , Planeta Ziemia. Sc. Lett., 286, 479–491, https://doi.org/10.1016/j.epsl.2009.07.014 , 2009.
Jouzel, J., Masson-Delmotte, V., Cattani, O., Dreyfus, G., Falourd, S., Hoffmann, G., Nouet, J., Barnola, JM, Chappellaz, J., Fischer, H. Gallet, JC, Johnsen, S., Leuenberger, M., Loulergue, L., Luethi, D., Oerter, H., Parrenin, F., Raisbeck, G., Raynaud, D., Schwander, J., Spahni, R., Souchez, R., Selmo, E., Schilt, A., Steffensen, JP, Stenni, B., Stauffer, B., Stocker, T., Tison, J.-L., Werner, M. oraz Wolff, EW: Orbitalna i tysiącletnia zmienność klimatu Antarktyki w ciągu ostatnich 800 000 lat, Science, 317, 793–796, https://doi.org/10.1126/science.1141038 , 2007.
Jull, M. i McKenzie, D.: Wpływ deglacjacji na topnienie płaszcza pod Islandią, J. Geophys. Res.-Solid, 101, 21815–21828, https://doi.org/10.1029/96jb01308 , 1996.
Kutterolf, S., Schindlbeck, JC, Jegen, M., Freundt, A. i Straub, SM: Częstotliwości Milankovitcha w zapisach tefry na łukach wulkanicznych: stosunek cyklicznych zmian wulkanizmu w skali kyr do globalnych zmian klimatu, Quaternary Sci . Rev., 204, 1–16, https://doi.org/10.1016/j.quascirev.2018.11.004 , 2019.
Legrand, M. i Delmas, RJ: Równowaga jonowa śniegu antarktycznego: szczegółowy zapis z 10 lat, Atmos. Środowisko., 18, 1867–1874, https://doi.org/10.1016/0004-6981(84)90363-9 , 1984.
Lin, J., Svensson, A., Hvidberg, CS, Lohmann, J., Kristiansen, S., Dahl-Jensen, D., Steffensen, JP, Rasmussen, SO, Cook, E., Kjær, HA, Vinther, BM, Fischer, H., Stocker, T., Sigl, M., Bigler, M., Severi, M., Traversi, R. i Mulvaney, R.: Wielkość, częstotliwość i klimat wymuszający globalny wulkanizm podczas ostatniego okres lodowcowy widziany w rdzeniach lodowych Grenlandii i Antarktydy (60–9 ka), Clim. Przeszłość, 18, 485–506, https://doi.org/10.5194/cp-18-485-2022 , 2022.
Littot, GC, Mulvaney, R., Rothlisberger, R., Udisti, R., Wolff, EW, Castellano, E., de Angelis, M., Hansson, M., Sommer, S. i Steffensen, JP: Porównanie metod analitycznych stosowanych do pomiaru głównych jonów w rdzeniu lodowym EPICA Dome C (Antarktyda), Ann. Glaciol., 35, 299–305, 2002.
Mahony, SH, Barnard, NH, Sparks, RSJ i Rougier, JC: VOLCORE, globalna baza danych widocznych warstw tefry pobranych podczas wierceń oceanicznych, Scient. Dane, 7, 330, https://doi.org/10.1038/s41597-020-00673-1 , 2020.
Marshall, LR, Schmidt, A., Johnson, JS, Mann, GW, Lee, LA, Rigby, R. i Carslaw, KS: Nieznane parametry źródła erupcji powodują dużą niepewność w historycznych rekonstrukcjach wymuszających promieniowanie wulkaniczne, J. Geophys. Res.-Atmos., 126, e2020JD033578, https://doi.org/10.1029/2020JD033578 , 2021.
McConnell, JR, Burke, A., Dunbar, NW, Köhler, P., Thomas, JL, Arienzo, MM, Chellman, NJ, Maselli, OJ, Sigl, M., Adkins, JF, Baggenstos, D., Burkhart, JF, Brook, EJ, Buizert, C., Cole-Dai, J., Fudge, TJ, Knorr, G., Graf, HF, Grieman, MM, Iverson, N., McGwire, KC, Mulvaney, R., Paris, G., Rhodes, RH, Saltzman, ES, Severinghaus, JP, Steffensen, JP, Taylor, KC i Winckler, G.: Synchroniczne erupcje wulkanów i nagła zmiana klimatu ∼ 17,7 ka prawdopodobnie związana przez stratosferyczne zubożenie warstwy ozonowej , P. Natl. Acad. nauka Stany Zjednoczone, 114, 10035–10040, https://doi.org/10.1073/pnas.1705595114 , 2017.
McConnell, JR, Sigl, M., Plunkett, G., Burke, A., Kim, WM, Raible, CC, Wilson, AI, Manning, JG, Ludlow, F., Chellman, NJ, Innes, HM, Yang, Z., Larsen, JF, Schaefer, JR, Kipfstuhl, S., Mojtabavi, S., Wilhelms, F., Opel, T., Meyer, H. i Steffensen, JP: Ekstremalny klimat po masowej erupcji wulkanu Okmok na Alasce w 43 pne i wpływ na późną Republikę Rzymską i Królestwo Ptolemeuszy, P. Natl. Acad. nauka USA, 117, 15443–15449, https://doi.org/10.1073/pnas.2002722117 , 2020.
Parrenin, F., Petit, J.-R., Masson-Delmotte, V., Wolff, E., Basile-Doelsch, I., Jouzel, J., Lipenkov, V., Rasmussen, SO, Schwander, J. , Severi, M., Udisti, R., Veres, D. i Vinther, BM: Synchronizacja wulkaniczna między rdzeniami lodowymi EPICA Dome C i Vostok (Antarktyda) 0–145 kyr BP, Clim. Przeszłość, 8, 1031–1045, https://doi.org/10.5194/cp-8-1031-2012 , 2012.
Patris, N., Delmas, RJ i Jouzel, J.: Izotopowe sygnatury siarki w płytkich rdzeniach lodowych Antarktydy, J. Geophys. Res.-Atmos., 105, 7071–7078, 2000.
Robock, A.: Erupcje wulkanów i klimat, Rev. Geophys., 38, 191–219, https://doi.org/10.1029/1998RG000054 , 2000.
Rougier, J., Sparks, RSJ, Cashman, KV i Brown, SK: Globalna zależność wielkości od częstotliwości dla dużych wybuchowych erupcji wulkanów, Planeta Ziemi. Sc. Lett., 482, 621–629, https://doi.org/10.1016/j.epsl.2017.11.015 , 2018.
Ruth, U., Barnola, J.-M., Beer, J., Bigler, M., Blunier, T., Castellano, E., Fischer, H., Fundel, F., Huybrechts, P., Kaufmann, P., Kipfstuhl, S., Lambrecht, A., Morganti, A., Oerter, H., Parrenin, F., Rybak, O., Severi, M., Udisti, R., Wilhelms, F. i Wolff , E.: „EDML1”: chronologia głębokiego rdzenia lodowego EPICA z Dronning Maud Land na Antarktydzie w ciągu ostatnich 150 000 lat, Clim. Przeszłość, 3, 475–484, https://doi.org/10.5194/cp-3-475-2007 , 2007.
Savarino, J., Bekki, S., Cole-Dai, JH i Thiemens, MH: Dowody z niezależnych od masy siarczanów składów izotopów tlenu dramatycznych zmian w utlenianiu atmosfery po masywnych erupcjach wulkanów, J. Geophys. Res., 108, 4671, https://doi.org/10.1029/2003JD003737 , 2003a.
Savarino, J., Romero, A., Cole-Dai, J., Bekki, S. i Thiemens, MH: Indukowane promieniowaniem UV niezależne od masy frakcjonowanie izotopów siarki w stratosferycznym siarczanie wulkanicznym, Geophys. Rez. Lett., 30, 2131, https://doi.org/10.1029/2003gl018134 , 2003b.
Severi, M., Becagli, S., Traversi, R. i Udisti, R.: Odzyskiwanie paleo-rekordów z antarktycznych rdzeni lodowych przez połączenie urządzenia do ciągłego topienia i szybkiej chromatografii jonowej, Anal. Chem., 87, 11441–11447, https://doi.org/10.1021/acs.analchem.5b02961 , 2015.
Severi, M., Udisti, R., Castellano, E. i Wolff, EW: NOAA / WDS Paleoclimatology – EPICA Dome C 203,000 Year High-Resolution FIC Sulfate Data, NOAA National Centers for Environmental Information [zestaw danych], https : //doi.org/10.25921/kgv8-cn35 , 2022.
Sigl, M., McConnell, JR, Layman, L., Maselli, O., McGwire, K., Pasteris, D., Dahl-Jensen, D., Steffensen, JP, Vinther, B., Edwards, R., Mulvaney, R. i Kipfstuhl, S.: Nowy dwubiegunowy zapis rdzenia lodowego wulkanizmu z WAIS Divide i NEEM oraz implikacje dla wymuszania klimatu w ciągu ostatnich 2000 lat, J. Geophys. Res.-Atmos., 118, 1151–1169, https://doi.org/10.1029/2012JD018603 , 2013.
Sigl, M., Winstrup, M., McConnell, JR, Welten, KC, Plunkett, G., Ludlow, F., Buntgen, U., Caffee, M., Chellman, N., Dahl-Jensen, D., Fischer, H., Kipfstuhl, S., Kostick, C., Maselli, OJ, Mekhaldi, F., Mulvaney, R., Muscheler, R., Pasteris, DR, Pilcher, JR, Salzer, M., Schupbach, S. Steffensen, JP, Vinther, BM i Woodruff, TE: Wymuszanie czasu i klimatu erupcji wulkanów w ciągu ostatnich 2500 lat, Natura, 523, 543–549, https://doi.org/10.1038/nature14565, 2015 .
Sigl, M., Toohey, M., McConnell, JR, Cole-Dai, J. i Severi, M.: Wulkaniczne zastrzyki siarki w stratosferze i głębokość optyczna aerozolu podczas holocenu (ostatnie 11 500 lat) z dwubiegunowego rdzenia lodowego tablica, system Ziemi. nauka Dane, 14, 3167–3196, https://doi.org/10.5194/essd-14-3167-2022 , 2022.
Singarayer, JS, Valdes, PJ i Roberts, WHG: Zdominowana przez ocean ekspansja i kurczenie się tropikalnego pasa deszczowego późnego czwartorzędu, Scient. Rep., 7, 9382, https://doi.org/10.1038/s41598-017-09816-8 , 2017.
Svensson, A., Bigler, M., Blunier, T., Clausen, HB, Dahl-Jensen, D., Fischer, H., Fujita, S., Goto-Azuma, K., Johnsen, SJ, Kawamura, K. Kipfstuhl, S., Kohno, M., Parrenin, F., Popp, T., Rasmussen, SO, Schwander, J., Seierstad, I., Severi, M., Steffensen, JP, Udisti, R., Uemura, R., Vallelonga, P., Vinther, BM, Wegner, A., Wilhelms, F. i Winstrup, M.: Bezpośrednie połączenie rdzeni lodowych Grenlandii i Antarktydy podczas erupcji Toba (74 ka BP), Clim. Przeszłość, 9, 749–766, https://doi.org/10.5194/cp-9-749-2013 , 2013.
Toohey, M. i Sigl, M .: Wulkaniczne zastrzyki siarki w stratosferze i głębokość optyczna aerozolu od 500 pne do 1900 n.e., Earth Syst. nauka Dane, 9, 809–831, https://doi.org/10.5194/essd-9-809-2017 , 2017.
Traversi, R., Becagli, S., Castellano, E., Marino, F., Rugi, F., Severi, M., Angelis, M. d., Fischer, H., Hansson, M., Stauffer, B ., Steffensen, JP, Bigler, M. i Udisti, R .: Kolce siarczanowe w głębokich warstwach rdzenia lodowego EPICA-Dome C: Dowód artefaktów glacjologicznych, Environ. nauka Technol., 43, 8737–8743, https://doi.org/10.1021/es901426y , 2009.
Wallace, PJ i Edmonds, M .: Budżet siarki w magmach: dowody z wtrąceń stopionych, szkieł podwodnych i emisji gazów wulkanicznych, Rev. Mineral. Geochem., 73, 215–246, https://doi.org/10.2138/rmg.2011.73.8 , 2011.
Watt, SFL, Pyle, DM i Mather, TA: Reakcja wulkaniczna na deglacjację: dowody z łuków lodowcowych i ponowna ocena globalnych zapisów erupcji, Earth-Sci. Rev., 122, 77–102, https://doi.org/10.1016/j.earscirev.2013.03.007 , 2013.
Wolff, EW: Elektryczna stratygrafia polarnych rdzeni lodowych: zasady, metody i ustalenia, w: Physics of Ice Core Records, pod redakcją: Hondoh, T., Hokkaido University Press, Sapporo, 155–171, ISBN 4832902822, 2000.
Wolff, EW i Severi, M.: Strumienie największych pików wulkanicznych w zapisie siarczanu EDC, PANGEA [zestaw danych], https://doi.org/10.1594/PANGAEA.926087 , 2021.
Wolff, EW, Cook, E., Barnes, PRF i Mulvaney, R.: Zmienność sygnału w powtórzonych rdzeniach lodowych, J. Glaciol., 51, 462–468, 2005.
Wolff, EW, Burke, A., Crick, L., Doyle, EA, Innes, HM, Mahony, SH, Rae, JWB, Severi, M. i Sparks, RSJ: Częstotliwość dużych erupcji wulkanicznych w ciągu ostatnich 200 000 lat, Clim. Przeszłość, 19, 23–33, https://doi.org/10.5194/cp-19-23-2023, 2023.
Eric W. Wolff 1, Andrea Burke 2, Laura Crick 2, Emily A. Doyle 1, Helen M. Innes 2, Sue H. Mahony 3, James WB Rae 2, Mirko Severi 4 i R. Stephen J. Sparks 3
- 1 Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Cambridge, Cambridge, CB2 3EQ, Wielka Brytania
- 2 Szkoła Nauk o Ziemi i Środowisku, University of St Andrews, St Andrews, KY16 9AL, Wielka Brytania
- 3 Szkoła Nauk o Ziemi, Uniwersytet w Bristolu, Bristol, BS8 1RJ, Wielka Brytania
- 4 Wydział Chemii, Uniwersytet we Florencji, Sesto Fiorentino, 50019, Włochy
Korespondencja : Eric W. Wolff (ew428@cam.ac.uk)
Otrzymano: 31 sierpnia 2022 r. – Rozpoczęcie dyskusji: 9 września 2022 r . – Poprawiono: 14 grudnia 2022 r . – Przyjęto: 16 grudnia 2022 r . – Opublikowano: 6 stycznia 2023 r.
Link do artykułu: https://cp.copernicus.org/articles/19/23/2023/
Obraz wyróżniający: Domena publiczna, https://commons.wikimedia.org/w/index.php?curid=2741434
