Vpliv vulkanov na klimo

    V kolikšni meri vpliva človeška civilizacija na spremembe v globalni klimi? To je vprašanje, ki zadnjih nekaj desetletij neti debato tako v znanstveni kot laični javnosti. Medtem ko nekateri izpostavljajo vpliv civilizacije na klimatske spremembe zaradi uporabe fosilnih goriv, proizvodnje cementa in izpusta freonov (CFC) v ozračje, pa drugi tabor nasprotno argumentira, da je človeški vpliv na atmosfero še vedno veliko manjši, kot je vpliv naravnih zemeljskih procesov, na primer vpliv vulkanskih izbruhov. In kakšen vpliv imajo vulkanski izbruhi na klimo?

    Da si odgovorimo na to vprašanje, začnimo pri začetku – sestavi zraka.Glavni sestavini zraka sta dušik (78 %) in kisik (20,8 %), več kot 1 % pa je le argona. Ostale pline najdemo le v zelo majhnih količinah, vendar pa so kljub temu zelo pomembni za številne pojave in težave, ki jih imamo na našem planetu:

    • topla greda (ogljikov dioksid (CO2), metan (CH4), vodna para (H2O)),
    • fotosinteza (ogljikov dioksid (CO2)),
    • ozonska plast (ozon (O3)) in
    • onesnaženje zraka (žveplove spojine, dušikovi oksidi, hlapne organske spojine).

    V tem članku si bomo pogledali, v kolikšni meri vulkanski izbruhi stopnjujejo posamezne klimatske pojave.

    Vulkanski plini

    Delitev plasti ozračja.Pri visokih tlakih pod zemeljskim površjem so plini raztopljeni v staljenih kamninah. Ko se magma dviguje proti površju, kjer je tlak nižji, se plini oblikujejo v majhne mehurčke. Zaradi mehurčkov ima magma manjšo gostoto kot okoliška kamnina, kar ji olajša pot navzgor. Ko se tlak proti površini manjša, je mehurčkov čedalje več in so vse večji. Tako postane volumen plinov večji kot volumen staljene snovi, kar naredi magmo penasto. V peni se mehurčki plina hitro razširijo, kar lahko povzroči eksplozivne izbruhe. Pri eksplozivnih izbruhih se tvorijo kosi vulkanske kamnine, tako imenovane tephre. Tephra je material vseh tipov in velikosti, ki ga vulkan izbruha iz kraterja ali jaškov ter ga odloži v ozračje. Če eksplozija ne nastopi, se pri izbruhu tvori tok lave. Magma lahko tudi ostane pod površjem, medtem ko se plini nepretrgoma sproščajo v atmosfero iz zemlje, vulkanskih jaškov in hidrotermalnih sistemov.

    Vulkani v ozračje sproščajo naslednje snovi:

    • prah in pepel*,
    • vodna para (H2O)*,
    • ogljikov dioksid (CO2)*,
    • helij (He),
    • vodikov sulfid (H2S),
    • vodik (H2),
    • ogljikov monoksid (CO),
    • hitro hlapljive kisle pare: žveplov dioksid (SO2)*, vodikov fluorid (HF) in vodikov klorid (HCl) in
    • sledi toksičnih kovin (merkur, kadmij, arzen, selen, iridij in svinec).

    Z zvezdico (*) so označene snovi, ki se izločajo v največjih količinah.

    Shematični diagram vulkanskih izpustov v atmosferi in njihovih vplivov.

    Ozon

    Plast ozona, ki se nahaja v stratosferi med 25 in 50 km, absorbira ultravijolično (UV) sevanje. V tem procesu se ozon (O3) razbije nazaj v molekulo kisika in kisikov atom.

    Mt. Pinatubo 1991

    Nastajanje in izginjanje ozona v atmosferi sta v ravnovesju, zato je v stratosferi ravnovesna koncentracija ozona.

    V zadnjem času smo zaznali t. i. ozonsko luknjo nad Antarktiko, ki je po vsej verjetnosti nastala zaradi človeškega izpusta CFC. Ozonska plast se naglo tanjša, saj lahko ena sama molekula klora, ki je sestavni del CFC-jev, uniči več deset tisoč molekul ozona. Ozonska luknja se iznad obeh polov počasi širi tudi nad druge predele zemeljske površine. Znanstveniki ocenjujejo, da

    je trenutna skupna velikost ozonske luknje enaka površini ZDA. Primanjkljaj ozona povzroči večje prodiranje UV sevanja (to je elektromagnetno sevanje od 220 do 280 nm) do zemeljske površine. UV žarki so škodljivi za življenje na Zemlji, saj je njihova energija dovolj visoka, da lahko povzročijo poškodbo celične DNA. S fotokemičnim delovanjem ultravijolični žarki posežejo tudi v življenjsko pomembne procese, zaradi katerih lahko celice propadejo. Spremembe v količini ozona pa nimajo na primer direktnega vpliva na spremembo globalne temperature.

    Vodikov klorid (HCl), ki se lahko sprošča med vulkanskimi izbruhi, dokazano uničuje ozon. Vendar novejše študije kažejo, da večina vulkanskega HCl ostane v troposferi, kjer ga dež spira iz ozračja. Tako vulkanski HCl nima priložnosti, da bi reagiral z ozonom. Večji učinek ima veter, ki piha po pobočju vulkana in nosi s seboj HCl. HCl je zelo topljiv v kondenziranih vodnih kapljicah, tako da ima takšen veter pravzaprav enak učinek kot kisli dež (H+ ioni), ki kot vemo uničuje vegetacijo. Podoben kisel veter povzroča tudi vodikov fluorid (HF).

    Po drugi strani pa so satelitski podatki po izbruhu Mt. Pinatubo (Filipini, 1991) in Mt. Hudson (Čile, 1991) vseeno pokazali 15 – 20 % zmanjšanje ozona na velikih višinah in celo več kot 50 % zmanjšanje nad Antarktiko! Očitno vulkanski izbruhi kljub zgoraj povedanemu sodelujejo pri zmanjševanju plasti ozona. Zgodba je pač nekoliko bolj zapletena. HCl pri tem igra posredno vlogo, saj reagira s spojinami iz CFC, ki vsebujejo komponente klora in broma, in deluje kot katalizator za razpad molekul ozona. Na srečo se vulkanski delci izločijo iz atmosfere v dveh do treh letih, tako da samo kratkoročno vplivajo na tanjšanje plasti ozona. Pravi krivci za uničevanje ozona so torej človeško ustvarjeni CFC. Znanstveniki pričakujejo, da se bo plast ozona opomogla zaradi omejitve izpusta CFC in ostalih kemikalij, ki prispevajo k uničevanju ozona, na podlagi protokola Združenih narodov (Montreal Protocol on Substances that Deplete the Ozone Layer). Bodoči vulkanski izbruhi bodo seveda povzročali fluktuacije v procesu okrevanja.

    Topla greda

    Zemlja podobno kot vsa druga telesa v vesolju sprejema in oddaja toploto. Največji delež toplotne energije prejme od Sonca v obliki sevanja. Zanemarljive količine toplotne energije v primerjavi z sončno energijo dobi naš planet tudi z radioaktivnimi reakcijami, ki potekajo v notranjosti Zemlje, s toploto, ki se sprošča pri človeški dejavnosti (gospodinjstva, elektrarne, industrija…) ter s toploto, ki je posledica gibanja oceanov.

    Določeni plini, ki jih imenujemo toplogredni plini, prepuščajo kratkovalovno sevanje (UV in vidno svetlobo) skozi nižje plasti atmosfere do zemeljske površine, hkrati pa absorbirajo dolgovalovno (IR) sevanje, ki ga Zemlja seva nazaj v vesolje. Dodatno ujetje te sevalne energije povzroča globalno segrevanje. Brez tako imenovanega učinka tople grede, bi bila površinska temperatura Zemlje –18 °C. Brez učinka tople grede bi torej Zemlja bila velika snežna kepa. Vendar so previsoke temperature prav tako neugodne za življenje na Zemlji. Večina znanstvenikov povezuje dodatno globalno segrevanje z začetkom industrijske revolucije.

    Toplogrednih plini so:

    • vodna para (H2O),
    • ogljikov dioksid (CO2),
    • metan (CH4),
    • klorofluoroogljikovodiki (CFC),
    • dušikovi oksidi (NOx),
    • ozon (O3),
    • žveplov aerosol.


    Absorpcija IR valovanja v zemeljskem ozračju.


    Rast koncentracije CO2 v odvisnosti od časa.

    Vulkanski izbruhi prispevajo h globalnem segrevanju z izpustom H2O in CO2 v atmosfero, ki jih je približno 1,3 – 2,3 108 ton na leto. Ta ocena vključuje tako kopenske kot podvodne vulkane. Človeška dejavnost, kot so uporaba fosilnih goriv in pridelava cementa, prispeva 2,2 1010 ton na leto. Človeštvo torej sprosti več kot 150-krat večjo količino toplogrednih plinov kot vulkanski izbruhi. Majhno prispevanje h globalnem segrevanju zaradi toplogrednih plinov je samo kompenzacija k veliko večjemu globalnem ohlajanju, ki ga prav tako povzročijo vulkanski izbruhi. Segrevanje Zemlje zaradi človeške aktivnosti je posebej opazno od leta 1980. Če ne bi bilo ohlajanja (opisano v nadaljevanju) zaradi izbruhov, kot sta bila El Chichon (1982) in Mt. Pinatubo (1991), bi bilo segrevanje še izrazitejše.


    Učinek tople grede povzroča velike klimatske spremembe.

    Vpliv aerosola

    V stratosferi (nad 15 km) se oblaki prahu dolgo zadržujejo, saj ni oblakov in padavin, ki bi prah izprale. Na višini med 15 in 30 kilometri se nahaja dolgoživa plast aerosola, sestavljena iz majhnih delcev in kapljic s premerom manj kot mikrometer. Delci so sestavljeni iz različnih snovi; morska sol, silikatni prah, žveplova kislina, itd. Izhajajo iz različnih virov; morsko pršenje, puščavski viharji, vulkanski izbruhi, gozdni požari, industrijski viri, itd. Debelina plasti aerosola se spreminja s periodo od nekaj mesecev do več let. Lahko se nenadoma poveča zaradi vulkanskega izbruha, vendar traja več let, preden se zmanjša do normalne debeline. Ta plast prestreza sončno sevanje, kar povzroča segrevanje stratosfere, predvsem nad tropi. Ker del sevanje ne prodre skozi plast aerosola, se nižja atmosfera in zemeljsko površje ohlajata (zmanjšanje povprečne globalne temperature). Aerosol pogosto povzroči lepe, rdeče obarvane sončne zahode zaradi sipanja rdečih valovnih dolžin na mikronskih delcih.


    Izbruh Krakatau (1883) je izvrgel tephro visoko v stratosfero.


    Rdeče obarvani sončni zahodi zaradi aerosola v atmosferi.

    Na naslednji sliki so jasno vidni vplivi izbruhov Angung (Indonezija, 1963), El Chichon (Mehika, 1982) in Pinatubo (Filipini, 1991) na prepustnost atmosfere za sončno obsevanje. Vsi trije vulkani se nahajajo v nižjih geografskih širinah in so izbruhali oblak visoko v stratosfero. Zadnja dva izbruha sta izvrgla tudi magmo, bogato z žveplovim dioksidom.


    Delež direktnega sončnega obsevanja, ki pride do površja. Narisana so mesečna povprečja, merjena na 3415 m nad vulkanom Mauna Loa, Havaji. Vplivi izbruhov Angung (1963), El Chichon (1982) in Pinatubo (1991) so jasno vidni

    Vulkanski izbruh lahko zniža povprečno globalno temperaturo, saj ima aerosol veliko večji vpliv na klimo kot toplogredni plini, ki jih prav tako izbruhajo vulkani. Dolgo časa so znanstveniki mislili, da je največji prispevek vulkanskih izbruhov zaradi razpršenih delcev pepela v zgornji atmosferi, ki blokirajo sončno sevanje. To zamisel so morali spremeniti po letu 1982, ko je izbruhnil mehiški vulkan El Chichon. Dve leti prej je izbruhnil vulkan Mt. St. Helens (ZDA Washington, 1980), ki je v stratosfero sprostil ogromne količine pepela. Kljub temu je imel majhen učinek na klimo in je znižal globalno temperaturo za 0,1 °C. Razlogi so trije:

    • oblak je komaj dosegel spodnji del stratosfere,
    • vulkan se nahaja daleč od Ekvatorja in
    • emisija žveplovega dioksida (SO2) je bila razmeroma majhna.

    Veliko manjši izbruh El Chichona je znižal globalno temperatura za tri- do pet-krat toliko. Razlogi so naslednji:

    • sprostilo se je 40-krat več plinov, bogatih z žveplom,
    • vulkan se nahaja daleč od Ekvatorja in
    • oblak El Chicona je segel v stratosfero in je bil 100-krat bolj neprepusten za sončno svetlobo kot oblak Mt. Helens. Šele tri leta po izbruhu (1985) se je delež sončnega obsevanja vrnil na vrednost pred izbruhom


    Eksplozivni izbruh, Mt. St. Helens, 1980.


    El Chichon, 1982.

    Količina piroklastičnih razbitin, ki se sprostijo med izbruhom, ni najboljše merilo za določanje vpliva na atmosfero. Količina plinov, bogatih z žveplom, je pomembnejša. Žveplov dioksid (SO2) lahko doseže stratosfero, kjer oksidira in se z vodo združi v kapljice žveplove kisline. Gostim oblakom majhnih kapljic žveplove kisline rečemo žveplov aerosol, ki je še posebej unčikovit pri sipanju sončnega sevanja. Proces nastajanja žveplovega aerosola lahko traja nekaj mesecev, tako da lahko do največje ohladitve pride tudi do eno leto po izbruhu. Kapljice potrebujejo več let preden se izločijo. Ohladitev tako lahko traja tudi do sedem let.


    Nihanja povprečne temperature na severni polobli in večji vulkanski izbruhi, ki so izvrgli prah v stratosfero. Povzeto po Oliver, O. Journal of Applied Meteorology 15 (1976).

    Eksplozivnostni indeks

    Težko je oceniti velikost vulkanskega izbruha na čisto kvantitativen način. Približek za eksplozivnost izbruha lahko dobimo iz stopnje vulkanskih produktov v ozračju (tephra). Večja kot je eksplozija, večja je fragmentacija oz. manjši so delci depozitov tephre. Večina izbruhov na Zemlji nima očividcev, zato je stopnja fragmentacije tephre edini kriterij za določitev eksplozivnosti antičnih in neopazovanih izbruhov.

    Za opazovane izbruhe lahko uporabimo dodatni kriterij. Chris Newhall (U.S. Geological Survey) in Steve Self (Open University, UK) sta razvila preprosto, delno kvantitativno shemo za ocenjevanje velikosti izbruha, ki se imenuje eksplozivnostni indeks ali VEI (iz angleškega izraza Volcano Explosivity Index). Če je VEI večji za eno stopnjo, to pomeni, da je bil izbruh 10-krat bolj eksploziven. Volumen izbruhanega materiala in višina izbruhanega stolpa sta najbolj zanesljiva kriterija za določanje VEI. Posamezna vrednost za VEI ustreza naslednjim karakteristikam izbruha:

    VEI

    OPIS

    VIŠINA STOLPA

    VOLUMEN

    (red velikosti)

    KLASIFIKACIJA

    POGOSTOST

    PRIMER

    0

    neeksploziven

     

    103 m3

    Havajski

    dnevno

    Kilauea

    1

    nežen

    100-1000 m

    104 m3

    Hav/Strombolijski

    dnevno

    Stromboli

    2

    eksploziven

    1-5 km

    106 m3

    Strom/Vulkanski

    tedensko

    Galeras, 1992

    3

    resen

    3-15 km

    107 m3

    Vulkanski

    letno

    Ruiz, 1985

    4

    kataklizmičen

    10-25 km

    108 m3

    Vulc/Plinijski

    na 10-letja

    Galunggung, 1982

    5

    paroklastičen

    >25 km

    109 m3

    Plinijski

    na 100-letja

    St. Helens, 1980

    6

    gigantski

    >25 km

    1010 m3

    Plin/Ultra-Plinijski

    na 100-letja

    Krakatau, 1883

    7

    super- gigantski

    >25 km

    1011 m3

    Ultra-Plinijski

    na 1000-letja

    Tambora, 1815

    8

    mega- gigantski

    >25 km

    1012 m3

    Ultra-Plinijski

    na 10000-letja

    Yellowstone, 2 Ma

    V zadnjih 10.000 letih je bilo več kot 6000 izbruhov. Večina jih ima VEI 3 ali manj (na našo srečo). Največ izbruhov ima VEI 2, saj so s tem indeksom označeni vsi izbruhi, za katere vulkanologi vedo, da so bili eksplozivni, vendar o njih nimajo nobene druge informacije.


    Število vulkanskih izbruhov s posamezno vrednostjo VEI v zadnjih 10.000 letih.

    Indeks prašnosti

    H. H. Lamb, britanski klimatolog, je uvedel indeks prašnosti ali DVI (iz angleškega izraza Dust Veil Index). To je numerični indeks, s katerim določamo dolgoletni vpliv prahu in aerosola, ki se sprosti ob vulkanskem izbruhu, še posebej vpliv na zemeljsko energijsko ravnovesje. DVI so izračunali za izbruhe od leta 1500 naprej. Za referenčno vrednost DVI so določili, da ima izbruh vulkana Krakatau leta 1883 vrednost DVI 1000. DVI določajo na podlagi opazovanj, empiričnih in teoretičnih študij vpliva vulkanskega prahu na klimo, ter predvsem vpliva na povprečno temperaturo zemeljskega povšja.


    Izračunan DVI za posamezna leta.


    Število dni na leto s povečano prašnostjo ozračja. Vplivi vulkanskih izbruhov so jasno vidni.

    Kaj smo izvedeli o vplivu vulkanov na klimo? Vulkanske izbruhe je vsekakor potrebno upoštevati, ko uporabljamo satelitske meritve temperature meritev trendov, ki jih povzroča človeška aktivnost. Na primer, ko so znanstveniki upoštevali popravke zaradi vulkanskih izbruhov in pojavov El Nina, so satelitske meritve pokazale rahel trend segrevanja.

    Vulkanski izbruhi so posameznični, nepredvidljivi in se razlikujejo po velikosti. Poleg tega sta sestava in količina pepela ter plinov različna. To povzroča težave pri oceni vpliva preteklih vulkanskih izbruhov (ko ni bilo meritev) na svetovno klimo. Na časovni skali nekaj stoletij je vpliv vulkanskih toplogrednih plinov na klimatske spremembe zanemarljiv. Po drugi strani pa je vulkanska emisija plinov, kot so SO2, H2S in HF, veliko pomembnejša v primerjavi s človeškimi izpusti. Plini imajo neposredni vpliv na klimo, na stratosfersko plast ozona in po vsej verjetnosti tudi na globalno oblačnost.

    Nadaljnje branje:

    (Tina Gale)

    Deli