Los eclipses lunares iluminan el momento y el impacto climático del vulcanismo medieval

Jun 07, 2023

Nature, volumen 616, páginas 90–95 (2023)Citar este artículo

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El vulcanismo explosivo es un contribuyente clave a la variabilidad climática en escalas de tiempo interanuales a centenarias1. Comprender los impactos sociales de campo lejano de los cambios climáticos forzados por erupciones requiere cronologías de eventos firmes y estimaciones confiables tanto de la carga como de la altitud (es decir, troposférica versus estratosférica) del aerosol de sulfato volcánico2,3. Sin embargo, a pesar del progreso en la datación del núcleo de hielo, persisten las incertidumbres en estos factores clave4. Esto dificulta particularmente la investigación del papel de las grandes erupciones agrupadas temporalmente durante el Período Alto Medieval (HMP, 1100-1300 d. C.), que han estado implicadas en la transición de la Anomalía Climática Medieval cálida a la Pequeña Edad de Hielo5. Aquí arrojamos nueva luz sobre el vulcanismo explosivo durante el HMP, basándonos en el análisis de informes contemporáneos de eclipses lunares totales, de los cuales derivamos una serie temporal de turbidez estratosférica. Al combinar este nuevo registro con simulaciones de modelos de aerosoles y proxies climáticos basados ​​en anillos de árboles, refinamos las fechas estimadas de cinco erupciones notables y asociamos cada una con velos de aerosoles estratosféricos. Cinco erupciones más, incluida una responsable de la deposición de alto contenido de azufre sobre Groenlandia alrededor de 1182 EC, afectaron solo a la troposfera y tuvieron consecuencias climáticas moderadas. Nuestros hallazgos ofrecen apoyo para una mayor investigación de la respuesta climática a escala decenal a escala centenaria a las erupciones volcánicas.

Las grandes erupciones volcánicas explosivas pueden inyectar enormes cantidades de gases que contienen azufre en la estratosfera, donde generan aerosoles de sulfato1. Los velos de aerosol resultantes perturban el balance energético de la Tierra, induciendo anomalías estacionales y regionales en la temperatura de la superficie y la precipitación, cuya gravedad, en combinación con las vulnerabilidades sociales, se ha relacionado con casos históricos de déficit agronómico y de pastos, disturbios civiles y políticos, pestilencia y migración6. Aunque el registro geológico constituye la evidencia principal del vulcanismo pasado, con cronologías basadas en radiocarbono y otros métodos radiométricos, podría decirse que los núcleos de hielo polar brindan la imagen más completa y accesible del vulcanismo climáticamente notable a través de la compilación de series temporales de deposición de azufre2,4. De particular interés en tales registros es una proliferación de erupciones ricas en azufre durante el HMP (alrededor de los siglos XII y XIII), comenzando con un grupo de eventos alrededor de 1108-1110 d.C. (ref. 7) e incluyendo la colosal erupción de Samalas alrededor de 1257 d.C. (ref. 8,9). Estos eventos se han relacionado con crisis sustanciales de enfriamiento y subsistencia7,9 y el efecto combinado de su forzamiento se ha postulado como contribuyente al inicio de la Pequeña Edad de Hielo5.

La datación de eventos volcánicos pasados ​​a partir de núcleos de hielo presenta varios desafíos debido a la complejidad del transporte atmosférico que conduce a una deposición de azufre variable en el tiempo y en el espacio10, modelos de edad poco restringidos11,12,13 e incertidumbres en el recuento de capas relacionadas con las tasas de acumulación y los procesos posteriores a la deposición3 . Otro desafío es la discriminación entre el transporte troposférico y estratosférico de aerosoles volcánicos, siendo este último más indicativo de una erupción explosiva que fuerza el clima4. Las proporciones isotópicas de azufre medidas en núcleos de hielo pueden ayudar a hacer esta distinción, pero el enfoque no se ha aplicado ampliamente y no distingue necesariamente entre el transporte de aerosoles en la troposfera y en la estratosfera inferior (por debajo de la capa de ozono)3,14.

Los fenómenos ópticos atmosféricos raros y a menudo visualmente espectaculares que pueden surgir de la presencia de velos de polvo volcánico en la estratosfera, como el oscurecimiento solar, las coronas o los anillos de Bishop, la coloración peculiar del crepúsculo y los oscuros eclipses lunares totales, se han considerado durante mucho tiempo presagios que vale la pena registrar. . Las referencias a tales fenómenos han proporcionado evidencia independiente para evaluar el momento y el impacto del vulcanismo para los períodos de 1500 a. C. a 1000 d. 18,19). Aquí nos enfocamos en la laguna notable en estudios anteriores, es decir, el HMP, y en las referencias en fuentes euroasiáticas a la coloración de los eclipses lunares totales, ya que son relativamente frecuentes y sus ocurrencias se conocen con precisión a partir de retrocálculos astronómicos. Derivamos un proxy independiente para el velo de polvo volcánico a partir de registros medievales de eclipses lunares y usamos la serie temporal resultante, junto con los resultados del modelo climático y las reconstrucciones de temperatura de verano a partir de los anillos de los árboles, para refinar el NS1–2011 (Groenlandia) y WD2014 (Antártida) cronologías de núcleos de hielo, que hasta ahora han proporcionado las principales limitaciones en el momento de las erupciones de HMP2,4. Las cronologías identifican siete erupciones de HMP que generaron inyecciones volcánicas estratosféricas de azufre (VSSI) superiores a 10 Tg. Cada uno de ellos se encuentra entre los 16 mejores eventos VSSI de los últimos 2500 años (refs. 2,4). Sus años de erupción estimados son 1108 d.C. (UE1; donde UE significa erupción no identificada; ver Métodos), 1171 d.C. (UE2), 1182 d.C. (UE3), 1230 d.C. (UE4), 1257 d.C. (Samalas), 1276 d.C. (UE5 ) y 1286 ce (UE6). Consideramos estos eventos junto con 13 erupciones menores de HMP y buscamos confirmar o refinar las estimaciones existentes del año y la temporada de erupción y discriminar entre los velos de aerosoles troposféricos y estratosféricos.

El brillo de la Luna durante el eclipse es muy sensible a la abundancia de aerosoles en la estratosfera. Los eclipses lunares totales oscuros indican una alta turbidez, mientras que un disco rojizo significa una estratosfera clara18,19. Para reconstruir la turbidez estratosférica pasada a lo largo de la transición de la anomalía climática medieval a la pequeña edad de hielo, reexaminamos exhaustivamente un gran corpus de fuentes históricas (Conjunto de datos complementario S1) escrito en los siglos XII y XIII, en busca de observaciones creíbles de eclipses lunares (Fig. 1) . En China y Corea, los eclipses lunares fueron registrados por astrónomos oficiales y conservados en fuentes como los tratados astronómicos y los tratados de los cinco elementos de las historias dinásticas oficiales, mientras que las observaciones de eclipses en Japón se encuentran en escritos más diversos, como los diarios de cortesanos, crónicas o registros del templo. En Europa, los anales y crónicas de monasterios y pueblos representan las principales fuentes. En fuentes árabes, las observaciones de eclipses lunares se encuentran con frecuencia en crónicas universales20.

a, Comentario al Apocalipsis de Beato de Liébana, del monasterio de Santo Domingo de Silos, cerca de Burgos, España, 1090-1109 d. Crédito: Junta de la Biblioteca Británica (Add. MS 11695, f108r). El texto en la parte inferior de la miniatura, entre el círculo oscuro de la izquierda que representa un eclipse solar total y el círculo rojo de la derecha que representa un eclipse lunar total, dice: "hic sol obscurabitur et luna in sanguine versa est" ("y el Sol se oscureció y la Luna se convirtió en sangre"). La Luna eclipsada de color rojo sangre fue vista como una posible señal del Apocalipsis. Las descripciones de la ocultación lunar de la Edad Media a menudo siguen el Libro del Apocalipsis, lo que sugiere que la Biblia proporcionó justificación e inspiración para registrar los eclipses lunares y su color. b, Representación del siglo XIII de un eclipse lunar por Johannes de Sacrobosco. Crédito: Biblioteca Pública de Nueva York (De Sphaera, MssCol 2557, f112v). c, Facsímil del diario Meigetsuki (明月記) de Fujiwara no Teika (藤原定家) que describe el eclipse lunar total del 2 de diciembre de 1229 d.C. Crédito: Meigetsuki, vol. 4, págs. 517, 2000. Reizei-ke Shiguretei Bunko. Tokio: Asahi Shinbunsha. Teika menciona este evento dos veces. La figura muestra la primera entrada: “[…] el cielo estaba libre de nubes a lo lejos y la Luna sobre los cerros emergió en eclipse, total por un ratito, [su luz] escasa como en una noche oscura. Alrededor de una hora luego se iluminó gradualmente, y después de extinguirse [durante el eclipse] fue especialmente luminoso". La segunda entrada, escrita cuatro días después, detalla la coloración inusual de la Luna. A lo largo de los siglos, se cortaron varias partes del Meigetsuki, y la entrada correspondiente al 6 de diciembre de 1229 d.C. se conserva en una colección privada49,50.

Según los últimos catálogos de eclipses lunares21,22, 64 (Europa), 59 (Oriente Medio) y 64 (Este de Asia) se produjeron eclipses lunares totales y habrían sido visibles, si el clima lo permitía, entre 1100 y 1300 d.C. Un total de 180 cuentas europeas, 10 de Medio Oriente y 199 de Asia oriental describen 51, 7 y 61 eclipses lunares totales individuales, respectivamente. En Europa, aunque se describen 12 eclipses individuales en una sola fuente superviviente, muchos se corroboran en varios relatos, hasta 16 en el caso del eclipse del 11 de febrero de 1161 d.C. (Conjunto de datos complementario S1). Este éxito en la búsqueda de observaciones de eclipses retrocalculados para Europa (80 %; Tabla de datos ampliados 1) es notable y comparable con el de períodos posteriores para los que la documentación es más abundante16,17 (por ejemplo, 82 %, 1665–1881 d. C.) . Refleja la proliferación contemporánea y el alcance geográfico de las comunidades monásticas en toda Europa20, lo que mejoró las posibilidades generales de las observaciones de cielo despejado, y la atención que algunos cronistas prestaron a los fenómenos celestes23. Se requería la observación del Sol, la Luna o las estrellas para calcular las horas de oración, ya que no todos los monasterios poseían relojes de agua o astrolabios para medir el tiempo24,25,26. Las observaciones precisas de la edad de la Luna también fueron importantes para la correcta identificación de la Luna llena de Pascua, que sirvió como punto clave de referencia para el Domingo de Pascua y todos los demás días festivos móviles del año litúrgico25,27. Los registros de Asia oriental a veces contienen predicciones en lugar de observaciones28 y, por esta razón, no se calculó la proporción de eclipses documentados por observadores en China, Corea y Japón.

Las fuentes cristianas occidentales y orientales juntas brindan información sobre el color y el brillo de la Luna para 36 eclipses (Fig. 2a). Tal atención al brillo está ausente en gran medida en los registros asiáticos20,29, en los que solo un relato describe la coloración. Las referencias a una 'Luna roja como la sangre' en fuentes cristianas occidentales y orientales probablemente estén informadas por textos como el Libro del Apocalipsis de Juan, en el que la Luna de sangre, junto con los terremotos y los eclipses solares, presagiaron el Fin de los Tiempos (Apocalipsis 6: 12-17; figura 1a). La coloración del eclipse lunar estaba imbuida de un significado particular para los observadores cristianos y, a menudo, se consideraba un mal augurio, presagiando desastres26,30,31, enfatizando la influencia de la Biblia en la percepción de los fenómenos naturales durante la Edad Media32. Esto no quiere decir que las causas físicas de los eclipses lunares fueran desconocidas para todos los cronistas medievales31. Los antiguos astrónomos babilónicos, griegos y musulmanes posteriores no solo entendieron los mecanismos de los eclipses, sino que también pudieron predecir las ocultaciones lunares20, y este conocimiento finalmente se transmitió a la Europa medieval, como es evidente en los tratados astronómicos contemporáneos (por ejemplo, De Lunationibus, 1112 ce, y De Dracone , 1120–1121 d.C., por Walcher de Malvern33; De Sphaera, alrededor de 1230 d.C., por Johannes de Sacrobosco34; Fig. 1b). Tanto las interpretaciones naturales como las sobrenaturales de los eclipses lunares coexistieron en la Edad Media31, lo que sustenta la recuperación de una serie casi completa de coloración de eclipses lunares que abarca dos siglos (Fig. 2a).

a, Descripciones de eclipses lunares totales recuperadas de fuentes históricas de Europa, Medio Oriente y Asia oriental desde 1100 a 1300 d.C. (Conjunto de datos complementario S1), calificadas en la escala de Danjon (eje y derecho) y convertidas a la media global equivalente SAOD550 (SAOD en 550 nm; eje y izquierdo). b, Concentraciones mensuales de azufre sin sal marina resueltas de los núcleos de hielo NEEM-2011-S1 de Groenlandia (línea azul) y WDC06A de la Antártida (línea gris)2.

Datos fuente

Clasificamos el color y la luminosidad de cada eclipse observado en la escala Danjon35, que cuantifica el brillo lunar a simple vista. Va desde L = 0 (muy oscuro) a L = 4 (eclipse muy brillante de color rojo cobre o naranja). De los 37 eclipses lunares totales con brillo registrado en fuentes euroasiáticas, solo seis se calificaron como L = 0, lo que enfatiza la rareza y la importancia de tales observaciones (Fig. 2a y Conjunto de datos complementario S1). Estos eventos ocurrieron en la noche del 5 al 6 de mayo de 1110 d. C., del 12 al 13 de enero de 1172 d. C., del 2 al 3 de diciembre de 1229 d. C., del 18 al 19 de mayo de 1258 d. C., del 12 al 13 de noviembre de 1258 d. C. y del 22 al 23 de noviembre de 1276 d. Todos los testimonios se informan en el Conjunto de datos complementario S1, y cada descripción enfatiza una desaparición casi completa y prolongada del disco lunar. Uno de los relatos más destacados se recuperó de fuentes japonesas y se refiere al eclipse lunar total del 2 de diciembre de 1229 d.C. Aunque las fuentes asiáticas rara vez detallan la coloración20,29, el Meigetsuki (明月記, El registro de la luna brillante) escrito por Fujiwara no Teika (藤原定家, 1162–1241 d. C.) informa de un eclipse lunar extremadamente oscuro a pesar del tiempo despejado. El Meigetsuki señala que la coloración de la Luna se consideró tan inusual que los astrónomos expresaron temor por su apariencia: “Respecto al reciente eclipse total de Luna, aunque en ocasiones anteriores ha habido totalidad, los viejos nunca lo habían visto así, con la ubicación del disco de la Luna no visible, como si hubiera desaparecido durante el eclipse. Además, la duración fue muy larga, y el cambio fue extremo. Realmente era algo de temer. De hecho, en mis setenta años yo nunca he oído hablar ni visto [algo así]; los astrónomos oficiales hablaron de ello con temor […]" (Fig. 1c y Conjunto de datos complementario S1).

Todos los eclipses lunares oscuros (L = 0)—en mayo de 1110 d.C., enero de 1172 d.C., diciembre de 1229 d.C., mayo de 1258 d.C., noviembre de 1258 d.C. y noviembre de 1276 d.C.) son contemporáneos con cinco de las siete señales de sulfato volcánico HMP más grandes registradas en núcleos de hielo polar (UE1, UE2, UE4, Samalas y UE5; Fig. 2b), lo que sugiere fuertemente que el oscurecimiento de la Luna eclipsada estaba relacionado con la presencia de aerosoles volcánicos en la estratosfera. Este hallazgo refleja el trabajo anterior que encontró que todos los eclipses lunares totales muy oscuros desde 1600 dC siguieron erupciones volcánicas sustanciales16,17,18,19,36 (Tabla de datos extendida 2). Para las dos restantes de las siete principales erupciones de HMP, alrededor de 1182 (UE3) y 1286 ce (UE6), las descripciones de eclipses lunares totales rojizos (L = 3–4) apuntan a una turbidez estratosférica baja en agosto de 1179, diciembre de 1182 y octubre de 1287 Ce.

Restringimos el momento de las erupciones de HMP mediante el desarrollo de un procedimiento de cuatro pasos que integra evidencia de nuestro registro de eclipses, simulaciones de aerosoles globales, observaciones satelitales modernas y reconstrucciones de anillos de árboles (consulte Métodos y datos extendidos, Fig. 1). Primero, la apariencia de los eclipses lunares informados en los archivos históricos se calificó en la escala de Danjon y se convirtió a profundidad óptica de aerosol estratosférico (SAOD) siguiendo las refs. 16,17,18,19, que mostró que, para 46 eclipses lunares bien observados entre 1880–1888 d.C. y 1960–2001 d.C., los eclipses lunares totales oscuros (L = 0) solo ocurrieron cuando SAOD superó aproximadamente 0,1. A continuación, basándose en las observaciones de las erupciones del Krakatau de 1883 y del Pinatubo de 1991 (de los conjuntos de datos Sato/GISS y GloSSAC v2)37,38, las simulaciones de SAOD39 (de los conjuntos de datos eVolv2k para UE1 a UE6 y las erupciones de alrededor de 1257 ce Samalas y 1815 ce Tambora erupciones) y los resultados del modelo climático IPSL-CM5A-LR40 (para Samalas y Tambora), evaluamos la duración posterior a la erupción de la turbidez estratosférica elevada, es decir, SAOD ≥ 0.1. Esto sugirió que lo más probable es que un eclipse lunar total se observe oscuro entre 3 y 20 meses después de una erupción. Así, asumimos que, dada la observación de un eclipse lunar oscuro, la erupción responsable ocurrió entre 20 y 3 meses antes. Esta suposición se corrobora si consideramos los siete eventos VSSI más grandes desde 1600, todos seguidos de oscuros eclipses lunares entre 9 (1912 ce Katmai, 1982 ce El Chichón), 14 (1815 ce Tambora, 1883 ce Krakatau), 18 (1991 ce ce Pinatubo) y 20 (1600 ce Huaynaputina) meses después (Tabla de Datos Ampliados 2). El caso de la erupción ce Agung de 1963 proporciona una mayor corroboración de nuestro enfoque porque, de los tres eclipses lunares que ocurrieron 10, 15 y 21 meses después de esta erupción, solo el último (que se encuentra fuera de nuestra ventana de 3 a 20 meses) no fue calificado. L = 0 en la escala de Danjon (Tabla de datos extendida 2). Luego, para proporcionar una restricción adicional sobre el momento de cada erupción de HMP, evaluamos reconstrucciones de temperatura de verano basadas en anillos de árboles del hemisferio norte con fecha independiente para la respuesta climática posvolcánica (Sch2015 (ref. 41), N-TREND2015 (ref. 42) , NVOLC v2 (ref. 7)).

Tomando UE2 (Fig. 3a) como ejemplo, combinando la fecha del eclipse lunar oscuro de enero de 1172 ce con los conjuntos de datos eVolv2k, Sato/GISS y GloSSAC v2, encontramos una probabilidad alta a muy alta de que el evento ocurrió entre julio de 1170 y octubre. 1171 CE (Fig. 3b). El enfriamiento máximo observado en Sch2015 y NVOLC v2 en el verano de 1172 ce reduce la probabilidad de que ocurra una erupción entre el verano de 1170 y el otoño de 1171 ce (Fig. 3c); por lo tanto, ponemos entre paréntesis la fecha de la erupción entre mayo y agosto de 1171 d.C. (Fig. 3d). De manera similar, restringimos las ventanas de tiempo probables de otros grandes eventos de HMP al invierno del hemisferio norte de 1108/1109 d.C. (UE1; Datos extendidos Fig. 2), primavera/verano del hemisferio norte de 1229 d.C. (UE4) y primavera/verano del hemisferio norte de 1257 d.C. para Samalas. (Figura 3d). Este tiempo refinado para la erupción de Samalas es consistente con el patrón isópaco de la caída de tefra en Indonesia8, lo que apunta a una erupción de estación seca (entre mayo y octubre) y contrarresta un argumento para una fecha de erupción de 1256 EC43. Para UE5, encontramos una ventana de tiempo entre septiembre de 1275 y julio de 1276 ce (Datos extendidos Fig. 2). En este caso no es posible una restricción adicional, ya que el enfriamiento estival pronunciado no es evidente en las reconstrucciones de temperatura basadas en anillos de árboles (Datos ampliados, Fig. 2).

a, Tiempo de residencia de aerosoles estratosféricos volcánicos y ventanas de tiempo con SAOD superior a 0,1. El tiempo de residencia de los aerosoles se basa en la serie temporal SAOD550 media global de los conjuntos de datos Sato/GISS37 y GloSSAC v2 (ref. 38) (para las erupciones del Krakatau de 1883 ce y del Pinatubo de 1991 ce) y simulado por el generador de forzamiento EVA4,39 (para UE2, UE4 y la erupción de Samalas de 1257 ce) y el modelo IPSL-CM5A-LR40 (para la erupción de Samalas). Probabilidad de ocurrencia de erupciones de HMP basada en el momento de las fechas de eclipses lunares oscuros (b) y registros de anillos de árboles7,41,42 (c). d, Integración de b y c para estimar las ventanas de tiempo más probables para UE2, UE4 y la erupción de Samalas.

Datos fuente

Los aerosoles estratosféricos afectan profundamente el brillo y la coloración de la Luna eclipsada al reducir la transmisión de la luz solar a la umbra18,19 de la Tierra. Aquí usamos la coloración del eclipse lunar para distinguir entre los velos de aerosoles troposféricos y estratosféricos (ver Métodos). Los eclipses lunares oscuros observados después de UE1, UE2, UE4, Samalas y UE5 indican velos de aerosoles estratosféricos (Fig. 4), consistentes con los registros de isótopos Δ33S del Domo C, Antártida3. Aunque UE3 (alrededor de 1182 d. C.) se registra como la segunda erupción extratropical más grande del hemisferio norte del último milenio en términos de deposición de sulfato en el núcleo de hielo4 (solo superada por Laki 1783-1784 d. C.), el eclipse lunar rojizo del 11 de diciembre de 1182 d. C. (Fig. 2a) apunta a una carga de aerosoles estratosféricos comparativamente baja, mientras que las reconstrucciones de anillos de árboles muestran un enfriamiento limitado (Conjunto de datos complementario S2). Una consideración adicional de la coloración del eclipse, junto con las reconstrucciones de la temperatura de verano basadas en anillos de árboles, sugiere que para cuatro erupciones de HMP asociadas con un VSSI menor alrededor de 1127, 1210, 1222 y 1262 EC, los aerosoles de sulfato se limitaron principalmente a la troposfera y a cualquier impacto climático. fueron limitados (Fig. 4 y Conjunto de datos complementario S2).

Las barras verticales se basan en la reconstrucción del forzamiento volcánico eVolv2k4 e indican la magnitud del VSSI. Utilizando la coloración del eclipse lunar total (puntos rojos y negros) y los registros de isótopos Δ33S3, discriminamos entre velos de polvo estratosféricos (barras rojas) y troposféricos (barras azules). Las barras grises muestran eventos inciertos. Los cuadrados, círculos y triángulos se refieren a erupciones extratropicales del Hemisferio Norte y del Hemisferio Sur en latitudes bajas, respectivamente2.

Datos fuente

La naturaleza y el momento de UE6 siguen siendo enigmáticos (Fig. 4). Se observa una distribución de deposición de sulfato bipolar alrededor de 1286 EC, lo que implica una erupción tropical, mientras que el análisis isotópico de azufre sugiere que la deposición antártica asociada fue de origen estratosférico20. Sin embargo, el eclipse lunar rojizo del 22 de octubre de 1287 d.C. (Fig. 2a), descrito en tres registros independientes (Conjunto de datos complementario S1) de Inglaterra e Italia, excluye la presencia sustancial de aerosoles estratosféricos en el hemisferio norte en este momento. Esta aparente discrepancia puede reflejar una erupción de finales de 1285 o principios de 1286, por lo que es demasiado pronto para oscurecer el eclipse lunar de octubre de 1287. Independientemente, los representantes de los anillos de árboles no muestran un enfriamiento sustancial del hemisferio norte durante el período 1280-1290 EC, lo que sugiere impactos climáticos limitados de UE6 (Conjunto de datos complementario S2).

Nuestra identificación de velos de polvo estratosférico marcados en 1110, 1172, 1229, 1258 y 1276 d.C. utilizando observaciones contemporáneas de eclipses lunares totales oscuros corrobora la precisión general de las cronologías revisadas de núcleos de hielo para Groenlandia (NS1-2011) y la Antártida (WD2014), al tiempo que agrega precisión al marco cronológico de las erupciones de HMP. Dadas las incertidumbres inherentes a las cronologías de los núcleos de hielo, nuestro conjunto de datos de eclipses lunares totales oscuros fechados con precisión ofrece un conjunto nuevo, confiable e independiente de puntos de enlace cronológicos que pueden complementar los marcadores de edad establecidos en 536, 774/5, 939, 993/4, 1258, 1601 y 1816 CE para ayudar al desarrollo de la cronología futura. Nuestros hallazgos también sugieren que otros cinco eventos, probablemente asociados con velos de aerosol solo en la troposfera, tuvieron un impacto limitado en el clima.

Sin embargo, ninguna fuente o método único puede ofrecer un control cronológico completo, y nuestros datos de eclipse también tienen limitaciones (ver Métodos). La visibilidad de los eclipses lunares está restringida geográfica y meteorológicamente; no se pueden utilizar cuentas de eclipses parciales y de penumbra, reduciendo el número de registros disponibles; y solo son relevantes los comentarios sobre el color de la Luna. Por lo tanto, hemos desarrollado aquí un enfoque multiproxy utilizando diversas fuentes y métodos que reflejan o modelan diferentes aspectos del sistema volcánico-climático, cada uno de los cuales ofrece restricciones complementarias en el momento de la erupción. Estos incluyen perfiles de deposición de sulfato de núcleo de hielo, simulaciones de modelos de aerosoles y proxies paleoclimáticos, así como nuestras observaciones de eclipses. El desarrollo adicional de estos enfoques integradores allanará el camino hacia resoluciones temporales aún más finas, en particular a medida que la representación de la formación, evolución y duración de los aerosoles estratosféricos en los modelos climáticos y la resolución de los registros paleoclimáticos continúen mejorando (ref. 44; ver Métodos).

Mejores restricciones (idealmente subanuales) en el momento de las erupciones volcánicas explosivas históricas son fundamentales porque los factores climáticamente importantes, incluida la distribución de aerosoles, la altitud, el tamaño y el forzamiento radiativo, están todos influenciados por la circulación estratosférica que cambia estacionalmente45,46. Para erupciones no identificadas, el modelado climático generalmente usa fechas de erupción teóricas (por ejemplo, 1 de abril en el Modelo del Sistema de la Tierra Comunitaria, 1 de enero en eVolv2k)39,47 y asume la presencia de aerosoles estratosféricos, sesgando la distribución, magnitud y persistencia de la erupción posterior modelada. anomalías térmicas e hidroclimáticas y contribuyendo potencialmente a discrepancias persistentes entre el modelo y el proxy45,48. Por lo tanto, nuestros hallazgos ofrecen parametrizaciones mejoradas para la próxima generación de modelos de sistemas comunitarios de la Tierra en las investigaciones de los impactos de las erupciones de HMP. Esperamos que nuestro nuevo conjunto de datos ayude a informar el alcance de su papel en el inicio de la Pequeña Edad de Hielo.

Los registros de núcleos de hielo de Groenlandia y la Antártida sugieren la ocurrencia de nueve erupciones en latitudes bajas fechadas, según las escalas de tiempo NS1–2011 y WD20142,4, en 1108, 1127, 1171, 1191, 1230, 1257, 1260, 1276 y 1286 d.C. , siete eventos extratropicales del hemisferio norte (1115, 1137, 1182, 1200, 1210, 1222 y 1262 ce, identificados por señales de depósito en Groenlandia únicamente) y cuatro eventos extratropicales del hemisferio sur (1118, 1180, 1236 y 1269 ce, identificados por señales de depósito sólo en la Antártida) en los siglos XII y XIII. Por lo tanto, este período representa uno de los períodos con mayor perturbación volcánica de los últimos 2.500 años. Las erupciones volcánicas más grandes, con VSSI> 10 Tg S en la ref. 4: son UE1 (1108 d. C.), UE2 (1171 d. C.), UE3 (1182 d. C.), UE4 (1230 d. C.), la erupción de Samalas (alrededor de 1257 d. C.), UE5 (1276 d. C.), UE6 (1286 d. C.) y clasificados como el 7 (VSSI, 19,2 Tg S), el 10 (18,1 Tg S), el 16 (10,1 Tg S), el 4 (23,8 Tg S), el 1 (59,4 Tg S), el 15 (11,5 Tg S) y el 13 (15,1 Tg S ) eventos volcánicos más grandes del último milenio por deposición de sulfato. Con la excepción del evento de alrededor de 1257 EC, atribuido a Samalas en Indonesia8, las fuentes de estas erupciones permanecen sin identificar. Aunque el pico de sulfato de 1108 EC se atribuyó originalmente a la erupción de un volcán tropical2, una nueva evaluación reciente de los registros de núcleos de hielo junto con fuentes históricas sugiere que al menos dos erupciones que ocurrieron entre 1108 y 1110 EC están registradas en la deposición polar de sulfato observada. uno en los extratrópicos del Hemisferio Norte y otro en los trópicos7.

Reexaminamos extensamente cientos de anales y crónicas, escritos en los siglos XII y XIII d.C., en busca de referencias a eclipses lunares. Para Europa, las fuentes contemporáneas son principalmente accesibles en compilaciones de textos medievales editados en la serie de (1) Monumenta Germaniae Historica, (2) Rerum Britannicarum Medii Ævi, (3) Recueil des historiens des Gaules et de la France y (4) Rerum Italicarum Scriptores. Las descripciones u observaciones de los eclipses lunares se originan en toda Europa, a saber, Austria, la República Checa, Inglaterra, Francia, Alemania, Islandia, Italia, Suecia y Suiza. En unos pocos casos, los cristianos involucrados en las Cruzadas observaron oscurecimientos lunares en el Medio Oriente. Estas crónicas se encontraron en el Recueil des historiens des croisades, editado y publicado en el siglo XIX. La mayoría de las fuentes consultadas estaban compuestas por monjes o clérigos y, en menor medida, por laicos urbanos. Casi todos fueron compuestos en latín, aunque ocasionalmente se usó la lengua vernácula. Además, incluimos observaciones recuperadas de crónicas ucranianas y rusas en nuestra base de datos51. También examinamos observaciones de eclipses lunares registradas en crónicas árabes basadas en una compilación existente52. Sin embargo, debido a que ninguna de estas fuentes contiene información sobre el color de la Luna eclipsada, no las analizamos más.

En China y Corea, los registros de eclipses se encuentran principalmente en el Tratado de Astronomía, el Tratado sobre el Calendario y el Tratado sobre los Cinco Elementos de las historias dinásticas oficiales20. Para China, reexaminamos Song Shi (宋史), la historia oficial de la dinastía Song (960 a 1279 dC); el Jin Shi (金史), la historia oficial de la dinastía Jin (1115-1234 d. C.); y el Yuan Shi (元史) la historia oficial de la dinastía Yuan (1261 a 1367 d.C.). Para Corea, investigamos Goryeosa (高麗史), la historia de la dinastía Goryeo (936 a 1392 d.C.). En Japón, los registros astronómicos se encuentran en una variedad de obras que van desde historias recopiladas de manera privada y oficial hasta diarios de cortesanos y registros de templos20. Por lo tanto, nos centramos en las observaciones del eclipse lunar compiladas en el trabajo de referencia, el Nihon Tenmon Shiryô (日本天文史料)53, del astrónomo japonés S. Kanda. Este trabajo enumera eclipses solares y lunares, cometas y auroras y proporciona textos originales. Las descripciones más pertinentes de los eclipses lunares se derivan del Meigetsuki (明月記, 1180–1235 d. C.; el diario de Fujiwara no Teika) y el Azuma Kagami (吾妻鏡, 1180–1266 d. C.; Espejo del Este, una cronología del Kamakura). shogunato). Las fuentes chinas están escritas en chino clásico, mientras que las fuentes japonesas y coreanas están escritas en chino-japonés (Kanbun) y chino-coreano (Hanmun), respectivamente. Sin embargo, las fuentes de Asia oriental rara vez brindan información sobre el color de los eclipses lunares totales; solo el eclipse del 2 de diciembre de 1229 EC podría usarse para estimar la turbidez estratosférica.

La confiabilidad de cada observación de eclipse se evaluó mediante la crítica de fuentes históricas y por referencia al catálogo de eclipses lunares de cinco milenios (1999 a. C. a 3000 d. C.)21 y el catálogo de eclipses lunares de ocho milenios (4000 a. C. a 4000 d. C.)22, que utiliza los valores históricos más actualizados de Delta (ΔT)54,55. También nos aseguramos de que todos los eclipses reportados en fuentes históricas fueran visibles (donde fuera relevante) en Europa, Medio Oriente y Asia Oriental utilizando los mapas de visibilidad y las tablas de circunstancias locales proporcionadas por ambos catálogos. Se tuvo cuidado de identificar informes de segunda mano, es decir, aquellos que un autor determinado no presenció sino que extrajo información de otra fuente. Se produjo una duplicación frecuente en las fuentes cristianas occidentales y orientales debido a los materiales de origen subyacentes comunes y las prácticas de los escribas de copiar, sintetizar y actualizar por partes los anales y las crónicas. En el Conjunto de datos complementario S1 se presenta una tabla que enumera todos los registros de eclipses lunares totales para los cuales se pudo recuperar información sobre el color de la Luna y que proporciona un contexto resumido para las fuentes históricas investigadas. Se puede acceder a una versión extendida del Conjunto de datos complementario S1 que contiene todas las descripciones de los eclipses lunares totales de Europa, Medio Oriente y Asia oriental considerados en este estudio (con o sin referencia al color), junto con los mapas de visibilidad del eclipse, desde el repositorio de Zenodo. : https://doi.org/10.5281/zenodo.6907654.

Para controlar el momento de las erupciones de HMP, desarrollamos una metodología de cuatro pasos basada en el análisis de fuentes históricas (paso 1); simulaciones y observaciones de aerosoles globales (paso 2); reconstrucciones de temperatura basadas en anillos de árboles (paso 3); e integración de los resultados de los pasos 1 a 3 (paso 4). A continuación se proporciona un desglose más detallado de cada paso y una ilustración específica del procedimiento utilizando el conocido ejemplo de la erupción Tambora de 1815 CE.

Durante un eclipse lunar total, cuando la Luna pasa a través de la sombra de la Tierra, está parcialmente iluminada por la luz refractada por el limbo atmosférico. El espectro de la luz solar refractada está influenciado por la dispersión y la absorción. La dispersión de Rayleigh (molecular) es más fuerte en longitudes de onda más cortas y afecta menos a la luz de color naranja o rojo. Cuando la estratosfera está poco perturbada, la Luna eclipsada tiende a aparecer de cobre a rojo intenso. Con una estratosfera turbia, la dispersión de la luz visible aumenta considerablemente en todas las longitudes de onda, disminuyendo la transmisión a través del limbo atmosférico de tal manera que la Luna en eclipse parece oscura (más). En casos extremos, puede parecer que desaparece casi por completo16,17,18,36,56,57. El color y la luminosidad (L) de la Luna eclipsada se clasificaron según la escala de Danjon35, que va de L = 0 a L = 4:

L = 0: eclipse muy oscuro. Luna casi invisible, especialmente a mitad de la totalidad.

L = 1: eclipse oscuro, de coloración gris o pardusca. El detalle de la superficie es difícil de distinguir.

L = 2: eclipse de color rojo intenso o óxido. Sombra central muy oscura, mientras que la umbra exterior es relativamente brillante.

L = 3: eclipse rojo ladrillo. La sombra umbral suele tener un borde brillante o amarillo.

L = 4: eclipse muy brillante de color rojo cobre o naranja. La sombra umbral tiene un borde azulado muy brillante.

Esta escala fue diseñada específicamente para estimar el brillo de la Luna a simple vista, lo cual es muy adecuado para nuestro propósito porque no existían ayudas técnicas de alta resolución en los siglos XII y XIII. Todas las descripciones de eclipses lunares recuperadas y evaluadas como creíbles (paso 1.1) se clasificaron utilizando la escala de Danjon (paso 1.2). Tenga en cuenta que las cuentas que se refieren a eclipses penumbrales y parciales se excluyeron del análisis ya que solo las observaciones de eclipses lunares totales son adecuadas para este método16,17. Los adjetivos más comunes que describen los eclipses lunares en los textos medievales son 'rubeus-a-um' y 'sanguineus-a-um', que significan 'rojo' y 'color sangre', respectivamente; Los eclipses lunares así descritos se clasificaron como L = 3. Se atribuyó un valor L = 4 en la escala de Danjon solo si se describía que la Luna eclipsada exhibía colores intensos y variados, como en este ejemplo del monje inglés Bartholomew de Cotton de un eclipse el 22 de febrero. Octubre de 1287 ce: "Eodem anno luno in plenilunio visa est crocei, rubei ac varii colori" ("El mismo año, durante la Luna llena, la Luna exhibió amarillo, rojo y muchos otros colores"). Solo se atribuyó un valor de Danjon L = 0 si el autor notó específicamente que la Luna se había vuelto invisible o extremadamente oscura durante el eclipse.

Para estimar la cantidad de aerosoles volcánicos en la estratosfera y la atenuación relacionada de la radiación solar entrante, convertimos los valores L de Danjon derivados para cada eclipse lunar en valores SAOD siguiendo los enfoques de conversión existentes de las refs. 16,17,18,19 (paso 1.3). El análisis de 46 eclipses lunares que ocurrieron entre 1880–1888 y 1960–2001 ce mostró que los valores de Danjon de L = 4, 3, 2 y 1 pueden estar estrechamente asociados con los valores SAOD de 0, 0.01, 0.02 y 0.04, respectivamente, y que se necesita un valor SAOD de 0.1 o mayor para que ocurra un eclipse lunar total oscuro (L = 0).

Para determinar el período (Tdark) cuando SAOD excedió 0.1, es decir, las condiciones para un eclipse lunar total oscuro (paso 2.1), usamos cuatro (cinco para Samalas) series de tiempo SAOD. Para UE1–UE6, extrajimos series temporales de SAOD alrededor de las erupciones de Krakatau de 1883 ce y de Pinatubo de 1991 ce del conjunto de datos Sato/GISS37. Este conjunto de datos, basado en observaciones satelitales, mediciones ópticas terrestres y evidencia vulcanológica, informa SAOD a 550 nm desde 1850 EC. También extrajimos la serie temporal SAOD para la erupción del Pinatubo del conjunto de datos de climatología de aerosoles estratosféricos basados ​​en el espacio global (GloSSAC v2)38, que abarca el período 1979-2018 CE. Como los datos de observación no están disponibles antes de mediados del siglo XIX, estimamos el tiempo de residencia de los aerosoles estratosféricos volcánicos para cada erupción (UE1–UE6) a partir de la base de datos eVolv2k4. En el caso de las erupciones de Samalas de 1257 ce, también confiamos en los resultados del modelo climático IPSL (IPSL-CM5A-LR)40, ya que trata la microfísica de aerosoles y ha sido validado para el caso bien observado de la erupción de Pinatubo de 1991 ce58 .

Cada serie temporal de SAOD cubre una ventana de tiempo de 56 meses (4 meses antes de la erupción y 52 meses después). Para las erupciones que liberan más azufre que Pinatubo, persisten incertidumbres sustanciales sobre el tiempo de residencia de los aerosoles en la estratosfera44, y la ventana de tiempo para SAOD ≥ 0.1 difiere según el modelo de aerosol seleccionado (ver Métodos). En consecuencia, para cada mes dentro de la ventana de tiempo de 56 meses, determinamos la probabilidad de que se supere el umbral SAOD = 0,1 sobre la base de la concordancia entre las series temporales. La probabilidad se definió como 'muy alta' si todas las series de tiempo (cuatro para UE1–UE6, cinco para Samalas) indicaban una superación del umbral en un mes determinado. Del mismo modo, la probabilidad se consideró 'alta' o 'media' si al menos tres o dos conjuntos de datos coincidían, respectivamente, y como 'baja' si solo un conjunto de datos indicaba una superación del umbral (paso 2.2). Las series temporales de SAOD proporcionan, para cada erupción, el intervalo de tiempo más probable [Mes mín.: Mes máx.] durante el cual se puede observar un eclipse lunar oscuro después de una erupción. Recíprocamente, podemos suponer que la fecha de erupción más probable cae dentro del intervalo de tiempo [Mes máx: Mes mín] antes de la fecha del eclipse lunar oscuro (paso 2.3).

El enfriamiento abrupto detectado en reconstrucciones de temperatura de anillos de árboles a gran escala ha proporcionado una corroboración independiente de la datación de erupciones volcánicas climáticamente importantes59,60. Aquí usamos las reconstrucciones NVOLC v2 (ref. 7), Sch2015 (ref. 41) y N-TREND2015 (ref. 42) para refinar la datación de las erupciones de HMP (paso 3.1). Después de las erupciones más grandes para las que se conocen fechas de eventos (es decir, Huaynaputina en febrero de 1600 d. C., Parker en enero de 1641 d. C., Tambora en abril de 1815 d. C., Krakatau en agosto de 1883 d. C. y Pinatubo en junio de 1991 d. C.), los árboles registraron un enfriamiento en Temperaturas de verano del hemisferio norte (junio-agosto o JJA) en 1601, 1641, 1816, 1884 y 1992 ce, es decir, comenzando a los 17, 6, 14, 10 y 12 meses después de cada erupción, respectivamente. En consecuencia, consideramos que el enfriamiento observado entre menos de 3 y más de 24 meses después de una erupción no puede atribuirse con seguridad al forzamiento volcánico. De acuerdo con la literatura existente60,61, asumimos que el pico de enfriamiento asociado con una erupción volcánica ocurre entre 6 y 18 meses después de la erupción, con una probabilidad máxima entre 9 y 15 meses (paso 3.2).

En los últimos pasos de nuestro procedimiento, estimamos las ventanas de tiempo de erupción más probables al combinar los resultados de las series de tiempo SAOD observadas y simuladas, el eclipse lunar (paso 2.3) y los registros de anillos de árboles (paso 3.2) usando una matriz de decisión desarrollada como paso 4.1 y presentado en Datos extendidos Fig. 1. Sobre la base de esta matriz, consideramos que una erupción probablemente ocurrió durante ventanas de tiempo para las cuales la serie de tiempo SAOD, el eclipse lunar y los registros de anillos de árboles indican probabilidades consistentemente altas (paso 4.2) .

Para probar la solidez de nuestro enfoque de datación, utilizamos la erupción Tambora bien datada que ocurrió el 5 de abril de 1815 d.C. (Datos ampliados Fig. 1). Varias fuentes contemporáneas informaron sobre la ocurrencia de un eclipse lunar total el 9 y 10 de junio de 1816 d.C., entre las que se encuentran las observaciones realizadas por Capel Lofft (1751–1824 d.C.) en Ipswich (Inglaterra) y publicadas en la Revista mensual en 1816 d.C. (paso 1.1). La oscuridad de este eclipse impresionó a los astrónomos contemporáneos y se calificó como L = 0 en la escala Danjon17,62 (paso 1.2). Utilizando la escala de conversión propuesta por las refs. 16,17,18,19 (paso 1.3), asumimos que SAOD había excedido 0.1 el 9 y 10 de junio de 1816 EC, es decir, 14 meses después de la erupción de Tambora. Las observaciones de SAOD37,38 y las simulaciones39,40 muestran que la probabilidad más alta de que SAOD exceda 0.1 es entre 3 y 20 meses después de una erupción. Por lo tanto, asumimos que la ventana de tiempo de erupción más probable cae entre 3 y 20 meses antes del eclipse lunar oscuro del 9 al 10 de junio de 1816, es decir, entre diciembre de 1814 y marzo de 1816 EC (paso 2.3). Luego, usamos el enfriamiento abrupto registrado en las reconstrucciones de temperatura basadas en anillos de árboles del hemisferio norte para refinar la ventana de tiempo determinada en el paso 2.3. El enfriamiento máximo generalmente se detecta en los registros de anillos de árboles entre 9 y 15 meses después de una gran erupción volcánica. El fuerte enfriamiento observado en el verano de 1816 d.C. en las reconstrucciones de anillos de árboles del hemisferio norte7,41,42 apunta, por lo tanto, a una erupción que ocurrió entre abril y octubre de 1815 d.C. (paso 3.2). Finalmente, combinamos las probabilidades de ocurrencia estimadas a partir de los pasos 2.3 y 3.2 utilizando una matriz de decisión (paso 4.1) y estimamos que la erupción de Tambora probablemente ocurrió entre mayo de 1815 d.C. y agosto de 1815 d.C. (paso 4.2). Por lo tanto, nuestra estimación se alinea estrechamente con la fecha real de la erupción de Tambora (abril de 1815 dC) y confirma la solidez de nuestro enfoque, así como su aplicabilidad en el caso de las erupciones de HMP.

Al igual que con cualquier otro método, el procedimiento presentado en este estudio para restringir el momento de las erupciones de HMP tiene varias limitaciones. Abordamos estas advertencias en las siguientes secciones, pero también presentamos varias vías de investigación para refinar aún más nuestras estimaciones.

Las observaciones históricas del brillo del eclipse lunar se reconocen como un valioso indicador de SAOD después de grandes erupciones volcánicas7,16,17,18,19. Sin embargo, es necesario tomar precauciones para usar este proxy adecuadamente:

Solo los eclipses lunares totales son adecuados. Los eclipses parciales y de penumbra no se pueden utilizar para realizar estimaciones fiables de la turbidez estratosférica16.

La totalidad debería haber sido observada preferentemente en buenas condiciones meteorológicas (es decir, cielo despejado y oscuro), no demasiado cerca del horizonte y no demasiado cerca del amanecer o del anochecer16.

Se debe describir explícitamente la apariencia física de la Luna durante la totalidad e indicar el color del disco eclipsado.

Los informes deben ser contemporáneos al evento y preferiblemente por un testigo presencial. Estas condiciones no siempre se cumplen para las fuentes medievales disponibles (consulte el Conjunto de datos complementario S1 para obtener más información).

Nuestro estudio sugiere que solo los eclipses lunares que ocurren dentro de los 20 meses posteriores a una erupción son útiles para fines de datación y para discriminar el transporte troposférico versus estratosférico de aerosoles volcánicos. En un lugar determinado, el intervalo entre dos eclipses lunares totales sucesivos oscila entre 6 meses y 3-4 años (refs. 17,63). Por lo tanto, la ocurrencia irregular de eclipses lunares totales puede impedir la datación de una erupción volcánica si el eclipse ocurre fuera de este período de 20 meses.

Se requiere un tratamiento e interpretación cuidadosos cuando se estudian informes históricos de eclipses lunares64,65, ya que algunas descripciones pueden ser demasiado breves o crípticas para proporcionar información útil sobre la turbidez estratosférica y potencialmente dar lugar a interpretaciones erróneas. Un ejemplo de ello es el eclipse lunar de noviembre de 1258 EC registrado en Azuma Kagami (吾妻鏡, vol. 5, pp. 625)66:

Shoka 2.10.16

"Claro por la mañana. Después de la hora de la Serpiente [9 am-11 am], fuertes lluvias e inundaciones. Las casas fueron arrasadas y la gente se ahogó. claro. Durante la hora de la Rata [11 p.

La descripción de este evento es breve y ambigua, lo que dificulta clasificarlo con confianza como un eclipse lunar oscuro. Este relato fue escrito varias décadas después del evento y se basa en una fuente anterior que ahora se ha perdido. Como consecuencia, no atribuimos ningún valor de luminosidad a esta cuenta.

A pesar de estos desafíos, los eclipses lunares hasta ahora representan el único indicador que proporciona una estimación directa y precisa de la perturbación atmosférica pasada por aerosoles volcánicos. Por el contrario, el oscurecimiento del sol, cuyas referencias se han utilizado repetidamente para identificar velos de polvo volcánico2,67,68,69,70,71,72,73,74, rara vez se puede fechar con una precisión comparable y también se puede identificar erróneamente ( cuando se originan a partir de eclipses solares o halos solares75,76).

Un paso importante en nuestro estudio es la estimación de un período de tiempo después de una erupción en el que esperamos que el aerosol estratosférico sea lo suficientemente grueso ópticamente para causar eclipses lunares oscuros. Este intervalo, Tdark, se calcula como el intervalo cuando el SAOD supera 0,1. Producimos una estimación probabilística de Tdark a partir de una combinación de series temporales SAOD medias globales observadas y simuladas. El uso de modelos es necesario porque algunas erupciones incluidas en el estudio generaron una SAOD mucho mayor que las erupciones más grandes del período moderno para las cuales se dispone de buenas observaciones. Sin embargo, esto introduce grandes incertidumbres en la evolución temporal del aerosol estratosférico para los mayores rendimientos de azufre. Después de un período de crecimiento inicial, el SAOD de erupciones recientes decae aproximadamente exponencialmente con el tiempo1. Si este comportamiento se mantiene para erupciones más grandes, entonces el período durante el cual pueden ocurrir eclipses oscuros se alargaría para erupciones más grandes. Por otro lado, los modelos que incluyen procesos microfísicos sugieren que las erupciones más grandes producen partículas de aerosol de sulfato más grandes y, en consecuencia, una residencia estratosférica más corta77,78,79. Si es así, implicaría períodos de Tdark más cortos. Esta complejidad se refleja en la amplia difusión en SAOD simulado por un conjunto de modelos de aerosol de última generación en simulaciones coordinadas de la erupción Tambora de 181580.

Nuestro análisis considera esta incertidumbre en la evolución de SAOD para grandes rendimientos de azufre. La serie de tiempo eVolv2k SAOD se produce con el modelo EVA, que se basa en observaciones de la erupción del Pinatubo de 1991 y utiliza solo una variación simple de la escala de tiempo de decaimiento de SAOD con la magnitud de la erupción. La comparación de eVolv2k SAOD con los modelos integrales de aerosoles de las simulaciones de Tambora (Fig. 3 en la referencia 80) muestra que el intervalo de tiempo Tdark de eVolv2k es comparable con el obtenido de los modelos que producen las perturbaciones de aerosoles más duraderas. Las grandes diferencias entre los modelos de vida útil de aerosoles y SAOD reflejan las incertidumbres actuales sobre los procesos de formación y transporte de aerosoles entre los modelos actuales de última generación44,81. La serie temporal eVolv2k SAOD depende del VSSI estimado de cada erupción; en consecuencia, la serie de tiempo eVolv2k SAOD representa un límite superior para el intervalo Tdark. Por el contrario, se observa que el modelo IPSL, basado en procesos microfísicos de aerosoles de ejecución libre82, en el conjunto de Tambora produce una de las desintegraciones SAOD más rápidas y, por lo tanto, los intervalos Tdark más cortos. Este comportamiento refleja un rápido crecimiento de los aerosoles de sulfato estratosférico y un asentamiento gravitacional muy mejorado. Por lo tanto, los resultados de IPSL proporcionan una estimación del límite inferior de Tdark. Al incluir estos límites superior e inferior aproximados de Tdark en nuestro análisis, incorporamos la incertidumbre en la evolución de los aerosoles estratosféricos y la propagamos en nuestras restricciones finales sobre el momento de la erupción.

Los anillos de los árboles se han utilizado durante casi 40 años para evaluar el momento y las consecuencias ambientales de las erupciones volcánicas48,83,84,85,86,87,88,89,90,91,92. Sin embargo, la detección de señales volcánicas en los registros de anillos de árboles presenta varios desafíos. Se han utilizado varios parámetros de anillos de árboles para estudiar eventos volcánicos pasados. Uno de ellos es el ancho del anillo (RW), los incrementos anuales de los anillos de crecimiento en la madera. Los árboles suelen responder al enfriamiento inducido por los volcanes produciendo RW angosto. Sin embargo, se debate el uso de este parámetro para fechar y cuantificar el enfriamiento inducido por grandes erupciones volcánicas. Se sabe que RW está fuertemente influenciado por la persistencia biológica, lo que puede llevar a que las reconstrucciones de RW basadas en la temperatura subestimen, retrasen y exageren la duración del enfriamiento posterior a la erupción83,90,93,94. Por lo tanto, la comunidad de anillos de árboles ha abogado por el uso de otro parámetro llamado 'densidad máxima de madera tardía' (MXD), considerado como el "estándar de oro de la paleoclimatología de alta resolución para las reconstrucciones de temperatura"95. MXD, obtenido a partir de perfiles de densidad de alta resolución medidos por radiodensitometría de rayos X, es menos propenso a la memoria biológica y responde más rápidamente a los extremos climáticos. Sin embargo, desafortunadamente, muy pocas cronologías MXD se extienden hasta antes de 1300 ce83,94. Además, las erupciones volcánicas no dan como resultado un enfriamiento estival globalmente uniforme9,83,90. Según la producción de azufre de la erupción, su latitud y estación, las condiciones climáticas predominantes y la variabilidad interna, algunas regiones se enfriarán, mientras que otras experimentarán pocos cambios83. Cuando se promedian las cronologías de anillos de árboles de varias regiones para producir reconstrucciones de temperatura hemisférica, la señal volcánica puede silenciarse y ser más difícil de detectar83.

Usamos las reconstrucciones NVOLC v2 (ref. 7), Sch2015 (ref. 41) y N-TREND2015 (ref. 42) para refinar la datación de las erupciones de HMP. La reconstrucción de NVOLC v2 se compone de 25 cronologías de anillos de árboles (12 cronologías MXD y 13 RW), Sch2015 se basa en 15 cronologías MXD distribuidas en los extratrópicos del hemisferio norte, mientras que N-TREND2015 se basa en una red de 54 registros (11 RW, 18 MXD y 25 series mixtas compuestas por registros de intensidad RW, MXD y azul). Estas reconstrucciones fueron seleccionadas porque integran una cantidad sustancial de registros MXD. No utilizamos reconstrucciones publicadas recientemente que se basan exclusivamente en registros RW96.

La comparación general de las tres reconstrucciones del hemisferio norte muestra una buena concordancia para UE1–UE6 (Fig. 3 y datos extendidos, Fig. 2). Para UE2, observamos que el pico máximo de enfriamiento se observa en 1171 ce en N-TREND2015 y un año después en Sch2015 y NVOLC v2. Para la erupción de Samalas de 1257 ce, Sch2015 y N-TREND2015 muestran un enfriamiento menos pronunciado que, sin embargo, permanece en el rango de incertidumbres de la reconstrucción de NVOLC v2. Reconocemos tres fuentes para estas discrepancias. (1) Diferencias en las redes de anillos de árboles utilizadas en los diferentes estudios. NVOLC v2 incluye solo cronologías que abarcan el período completo entre hoy y el siglo XII, mientras que Sch2015 y N-TREND2015 también incluyen series más cortas. (2) Diferencias en la función de transferencia utilizada. NVOLC v2 se basa en una regresión de componentes principales anidados, para ajustarse gradualmente a un número cambiante de registros proxy disponibles48,97, combinado con un enfoque de arranque de 1000 iteraciones que permite el cálculo de las incertidumbres asociadas con la reconstrucción. Por el contrario, Sch2015 y N-TREND2015 se basan en un enfoque de escala. (3) Los conjuntos de datos climatológicos utilizados para la calibración. NVOLC v2 utiliza anomalías de temperatura JJA medias mensuales (1805–1972 d. C.) (40–90° N) del conjunto de datos de temperatura de la superficie terrestre de Berkeley (BEST) publicado recientemente98. Schneider et al.41 calibraron sus registros proxy contra las anomalías de temperatura JJA medias mensuales (1901–1976 d. C.) derivadas de la red 5° × 5° CRUTEM4v99 (30–90°). Wilson et al.42 escalaron su registro proxy a temperaturas terrestres CRUTEM4v (40–75° N) MJJA durante el período 1880–1988 ce. La combinación de estas diferencias en las redes de anillos de árboles, las funciones de transferencia, los conjuntos de datos de referencia climatológica, los períodos de calibración y la temporada objetivo inevitablemente da como resultado diferencias en las magnitudes de enfriamiento para eventos específicos.

Nuestro estudio se basa en reconstrucciones de vanguardia que capturan de manera eficiente el enfriamiento del verano posvolcánico, pero varias vías pueden mejorar la detección del enfriamiento máximo y refinar el momento de las erupciones de HMP:

Mejora de la cobertura espacial de la red MXD milenaria con nuevos datos de regiones del mundo pobremente representadas.

Anatomía cuantitativa de la madera (QWA). Edwards et al.100,101 intentaron reducir el período de enfriamiento máximo asociado con la erupción de Laki hasta fines del verano de 1783 d. C. utilizando mediciones de proxy de anillos de árboles a escala celular. Estos hallazgos contrastan con las reconstrucciones MXD que sugieren que todo el verano de 1783 dC fue excepcionalmente frío y con las reconstrucciones de árboles RW que silencian el enfriamiento. Dichos resultados indican que los datos de QWA pueden identificar con mayor precisión que los registros de árbol RW y MXD el momento del enfriamiento máximo después de las erupciones volcánicas dentro de la temporada de crecimiento. La inclusión de análisis QWA para las erupciones de HMP en el procedimiento de cuatro pasos propuesto en este estudio puede refinar aún más las estimaciones del momento de la erupción. A pesar de los resultados prometedores, la QWA altamente resuelta se encuentra en su etapa inicial. Además, debido a que las cronologías de parámetros anatómicos de la madera altamente resueltas son costosas y requieren mucha mano de obra, es poco probable que una red operativa (hemisferio norte) de registros QWA esté disponible pronto.

La mayor parte de la luz solar refractada que ilumina la Luna eclipsada pasa entre 5 y 25 km sobre la superficie de la Tierra19. Los aerosoles de la troposfera superior (5–10 km) pueden afectar el brillo de la Luna18 pero su tiempo de residencia es del orden de unas pocas semanas1,18. Por lo tanto, los eclipses lunares oscuros probablemente indican una alta turbidez de la estratosfera después de grandes eventos volcánicos16,17,18. Por lo tanto, asumimos que los eclipses lunares de color rojizo o cobrizo (es decir, con un valor L> 1) observados después de las erupciones de HMP indican que los velos de aerosol se limitaron principalmente a la troposfera y probablemente tuvieron impactos climáticos limitados. La solidez de nuestro enfoque se evaluó comparando nuestros resultados con los registros de isótopos de azufre (Δ33S) del Domo C (Antártida)3, que han demostrado ser un indicador valioso para distinguir entre erupciones cuyas columnas alcanzaron la estratosfera en la capa de ozono o por encima de ella y aquellas que permaneció por debajo de 3.102.103.104.105.106.107.

Los datos históricos que subyacen a este estudio se pueden encontrar en el Conjunto de datos complementario S1 y están disponibles en Zenodo en https://doi.org/10.5281/zenodo.6907654. Las reconstrucciones basadas en anillos de árboles se pueden descargar en https://doi.org/10.5281/zenodo.3724674. Los datos de núcleos de hielo se pueden recuperar desde el siguiente enlace y repositorio: https://doi.org/10.1038/nature14565 y https://doi.org/10.1594/WDCC/eVolv2k_v2. Las series temporales de SAOD se pueden obtener de los siguientes enlaces: https://data.giss.nasa.gov/modelforce/strataer/ y https://doi.org/10.1594/WDCC/eVolv2k_v2. Los datos de origen se proporcionan con este documento.

Los códigos utilizados en el procesamiento de datos están disponibles en Zenodo en https://doi.org/10.5281/zenodo.6907654.

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Descargar referencias

SG, CC, MK y M. Stoffel recibieron el apoyo del Proyecto CALDERA de Sinergia de la Fundación Nacional de Ciencias de Suiza (CRSII5_183571). SG reconoce a A. Harrak (Departamento de Civilizaciones del Cercano y Medio Oriente, Universidad de Toronto), F. Espenak (NASA Goddard Space Flight Center), F. Hierink (Instituto de Ciencias Ambientales, Universidad de Ginebra) y P. Souyri (Departamento de Estudios de Asia Oriental, Universidad de Ginebra) por su asesoramiento sobre el manuscrito. F. Lavigne contó con el apoyo del Institut Universitaire de France (IUF, Instituto Académico de Francia). MK recibió financiación del proyecto EUR IPSL – Climate Graduate School, gestionado por la ANR dentro del programa "Investissements d'avenir" con la referencia ANR-11-IDEX-0004-17-EURE-0006. F. Ludlow recibió financiación de un Premio Laureado Inicial del Consejo Irlandés de Investigación (proyecto CLICAB, IRCLA/2017/303). F. Ludlow y ZY también recibieron financiación de una Subvención de Sinergia del Consejo Europeo de Investigación (ERC) (4-OCEANS; acuerdo de subvención n.º 951649) en el marco del programa de investigación e innovación Horizonte 2020 de la Unión Europea. M. Sigl recibió financiación del ERC en el marco del programa de investigación e innovación Horizonte 2020 de la Unión Europea (acuerdo de subvención n.º 820047). Este documento es un producto del grupo de trabajo Impactos volcánicos en el clima y la sociedad (VICS).

Financiamiento de acceso abierto proporcionado por la Universidad de Ginebra.

Impactos y riesgos del cambio climático en el Antropoceno (C-CIA), Instituto de Ciencias Ambientales, Universidad de Ginebra, Ginebra, Suiza

Sébastien Guillet, Christophe Corona, Tomoko Muranaka y Markus Stoffel

GEOLAB, Universidad de Clermont Auvergne, CNRS, Clermont-Ferrand, Francia

christophe corona

Departamento de Geografía, Universidad de Cambridge, Cambridge, Reino Unido

Clive Oppenheimer

Laboratorio de Geografía Física, Universidad de París 1 Panthéon-Sorbonne, Thiais, Francia

franck lavigne

Laboratorio de Oceanografía y Clima: Experimentos y Enfoques Numéricos, IPSL, Universidad de la Sorbona/IRD/CNRS/MNHN, París, Francia

myriam jodri

Trinity Center for Environmental Humanities, Department of History, School of Histories & Humanities, Trinity College Dublin, Dublín, Irlanda

Francis Ludlow y Zhen Yang

Clima y Física Ambiental, Universidad de Berna, Berna, Suiza

michael sigl

Centro Oeschger para la Investigación del Cambio Climático, Universidad de Berna, Berna, Suiza

michael sigl

Departamento de Física e Ingeniería Física, Universidad de Saskatchewan, Saskatoon, Saskatchewan, Canadá

Mateo Toohey

Departamento de Lenguas y Literatura Asiáticas, Universidad de Washington, Seattle, WA, EE. UU.

Paul S. Atkins y Nobuko Horikawa

Departamento de Ciencias de la Tierra, Universidad de Ginebra, Ginebra, Suiza

marcus stoffel

Departamento F.-A. Forel para Ciencias Ambientales y Acuáticas, Universidad de Ginebra, Ginebra, Suiza

marcus stoffel

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SG diseñó la investigación, con aportes de CC, M. Stoffel y F. Lavigne. SG investigó fuentes históricas europeas, rusas y del Medio Oriente. SG, PSA, NH y TM investigaron fuentes históricas japonesas. ZY y SG investigaron fuentes históricas chinas. SG y ZY investigaron fuentes históricas coreanas. SG analizó fuentes históricas, con contribuciones de ZY, PSA y F. Ludlow. SG, CC, M. Sigl, CO y MT contribuyeron a la interpretación de datos de núcleos de hielo y anillos de árboles. SG, CC, MK y MT contribuyeron a la interpretación de simulaciones de modelos de aerosoles. El manuscrito fue escrito por SG, CC, M. Stoffel y CO, con contribuciones de MK, F. Ludlow, F. Lavigne, M. Sigl y MT

Correspondencia a Sébastien Guillet.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

Nature agradece a Harri Kokkola, Anne Mathers-Lawrence y los otros revisores anónimos por su contribución a la revisión por pares de este trabajo. Los informes de los revisores están disponibles.

Nota del editor Springer Nature se mantiene neutral con respecto a los reclamos jurisdiccionales en mapas publicados y afiliaciones institucionales.

Una descripción detallada del enfoque se puede encontrar en Métodos.

Datos fuente

a, Tiempo de residencia de aerosoles estratosféricos volcánicos y ventanas de tiempo con SAOD superior a 0,1. El tiempo de residencia de los aerosoles se basa en la serie temporal media global SAOD550 de los conjuntos de datos Sato/GISS37 y GloSSAC v2 (ref. 38) (para las erupciones del Krakatau de 1883 ce y del Pinatubo de 1991 ce) y simulado por el generador de forzamiento EVA4,39 (para UE1 y UE5). Probabilidad de ocurrencia de erupciones de HMP basada en el momento de las fechas de eclipses lunares oscuros (b) y registros de anillos de árboles7,41,42 (c). d, Integración de b y c para estimar las ventanas de tiempo más probables para las erupciones UE1 y UE5.

Datos fuente

Base de datos de eclipses lunares recuperada de fuentes históricas de Europa, Medio Oriente y Asia Oriental para los siglos XII y XIII

Tabla resumen que describe las erupciones volcánicas consideradas en este estudio

Acceso abierto Este artículo tiene una licencia internacional Creative Commons Attribution 4.0, que permite el uso, el intercambio, la adaptación, la distribución y la reproducción en cualquier medio o formato, siempre que se otorgue el crédito correspondiente al autor o autores originales y a la fuente. proporcionar un enlace a la licencia Creative Commons e indicar si se realizaron cambios. Las imágenes u otro material de terceros en este artículo están incluidos en la licencia Creative Commons del artículo, a menos que se indique lo contrario en una línea de crédito al material. Si el material no está incluido en la licencia Creative Commons del artículo y su uso previsto no está permitido por la regulación legal o excede el uso permitido, deberá obtener el permiso directamente del titular de los derechos de autor. Para ver una copia de esta licencia, visite http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/.

Reimpresiones y permisos

Guillet, S., Corona, C., Oppenheimer, C. et al. Los eclipses lunares iluminan el momento y el impacto climático del vulcanismo medieval. Naturaleza 616, 90–95 (2023). https://doi.org/10.1038/s41586-023-05751-z

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Recibido: 07 Octubre 2021

Aceptado: 20 de enero de 2023

Publicado: 05 abril 2023

Fecha de emisión: 06 de abril de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41586-023-05751-z

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