Mondfinsternisse beleuchten den Zeitpunkt und die Klimaauswirkungen des mittelalterlichen Vulkanismus

Sep 14, 2023

Nature Band 616, Seiten 90–95 (2023)Diesen Artikel zitieren

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Explosiver Vulkanismus trägt wesentlich zur Klimavariabilität auf Zeitskalen von zwischenjährlich bis hundertjährlich bei1. Um die weitreichenden gesellschaftlichen Auswirkungen eruptionsbedingter Klimaveränderungen zu verstehen, sind sichere Ereignischronologien und zuverlässige Schätzungen sowohl der Belastung als auch der Höhe (d. h. troposphärisch versus stratosphärisch) des vulkanischen Sulfataerosols erforderlich2,3. Trotz der Fortschritte bei der Datierung von Eiskernen bestehen jedoch nach wie vor Unsicherheiten hinsichtlich dieser Schlüsselfaktoren4. Dies behindert insbesondere die Untersuchung der Rolle großer, zeitlich gehäufter Eruptionen während des Hochmittelalters (HMP, 1100–1300 n. Chr.), die mit dem Übergang von der warmen mittelalterlichen Klimaanomalie zur Kleinen Eiszeit in Verbindung gebracht wurden5. Hier werfen wir ein neues Licht auf den explosiven Vulkanismus während des HMP und stützen uns dabei auf die Analyse zeitgenössischer Berichte über totale Mondfinsternisse, aus denen wir eine Zeitreihe stratosphärischer Trübungen ableiten. Durch die Kombination dieses neuen Rekords mit Aerosolmodellsimulationen und baumringbasierten Klima-Proxies verfeinern wir die geschätzten Daten von fünf bemerkenswerten Ausbrüchen und verknüpfen jeden mit stratosphärischen Aerosolschleier. Fünf weitere Eruptionen, darunter einer, der um 1182 n. Chr. für eine starke Schwefelablagerung über Grönland verantwortlich war, wirkten sich nur auf die Troposphäre aus und hatten gedämpfte klimatische Folgen. Unsere Ergebnisse unterstützen die weitere Untersuchung der Klimareaktion auf Vulkanausbrüche im Jahrzehnt- bis Jahrhundertmaßstab.

Große explosive Vulkanausbrüche können enorme Mengen schwefelhaltiger Gase in die Stratosphäre schleusen und dort Sulfataerosole erzeugen1. Die daraus resultierenden Aerosolschleier stören den Energiehaushalt der Erde und führen zu saisonalen und regionalen Oberflächentemperatur- und Niederschlagsanomalien, deren Schwere in Kombination mit gesellschaftlichen Anfälligkeiten mit historischen Fällen von Agrar- und Weidedefiziten, zivilen und politischen Unruhen, Pest und Migration in Verbindung gebracht wird6. Obwohl die geologischen Aufzeichnungen mit Chronologien, die auf Radiokarbon und anderen radiometrischen Methoden basieren, den Hauptbeweis für vergangenen Vulkanismus darstellen, liefern polare Eiskerne durch die Zusammenstellung von Zeitreihen zur Schwefelablagerung wohl das umfassendste und zugänglichste Bild klimatisch bemerkenswerten Vulkanismus2,4. Besonders hervorzuheben ist in solchen Aufzeichnungen die Zunahme schwefelreicher Ausbrüche während des HMP (ca. 12. und 13. Jahrhundert), beginnend mit einer Reihe von Ereignissen um 1108–1110 n. Chr. (Lit. 7) und einschließlich des kolossalen Samalas-Ausbruchs um 1257 n. Chr (Lit. 8,9). Diese Ereignisse wurden mit erheblichen Abkühlungs- und Subsistenzkrisen in Verbindung gebracht7,9 und die kombinierte Wirkung ihres Antriebs wurde als Mitverursacher des Ausbruchs der Kleinen Eiszeit5 postuliert.

Die Datierung früherer vulkanischer Ereignisse anhand von Eiskernen stellt mehrere Herausforderungen dar, da der atmosphärische Transport komplex ist und zu zeitlich und räumlich variablen Schwefelablagerungen führt10, schlecht eingeschränkte Altersmodelle11,12,13 und Unsicherheiten bei der Schichtenzählung im Zusammenhang mit Akkumulationsraten und Prozessen nach der Ablagerung3 . Eine weitere Herausforderung ist die Unterscheidung zwischen troposphärischem und stratosphärischem Transport von vulkanischem Aerosol, wobei letzterer eher auf einen klimabedingten explosiven Ausbruch hindeutet4. In Eisbohrkernen gemessene Schwefelisotopenverhältnisse können bei dieser Unterscheidung hilfreich sein, aber der Ansatz wurde nicht umfassend angewendet und unterscheidet nicht unbedingt zwischen troposphärischem und unterem stratosphärischem (unterhalb der Ozonschicht) Aerosoltransport3,14.

Die seltenen und oft visuell spektakulären atmosphärischen optischen Phänomene, die durch das Vorhandensein vulkanischer Staubschleier in der Stratosphäre entstehen können, wie z. B. Sonnenverdunkelung, Koronae oder Bischofsringe, eigenartige Dämmerungsfärbung und dunkle totale Mondfinsternisse, gelten seit langem als Vorzeichen, die es wert sind, aufgezeichnet zu werden . Hinweise auf solche Phänomene haben unabhängige Beweise geliefert, um den Zeitpunkt und die Auswirkungen des Vulkanismus für die Zeiträume 1500 v. Chr. bis 1000 n. Chr. (Ref. 2, 15), 1500–1880 n. Chr. (Ref. 16, 17) und 1880–2000 n. Chr. (Ref. 16, 17) zu bewerten . 18,19). Hier konzentrieren wir uns auf die bemerkenswerte Lücke in früheren Studien, nämlich das HMP, und auf Hinweise in eurasischen Quellen auf die Färbung totaler Mondfinsternisse, da diese relativ häufig sind und ihr Auftreten aus astronomischen Rückrechnungen genau bekannt ist. Wir leiten einen unabhängigen Proxy für vulkanischen Staubschleier aus mittelalterlichen Aufzeichnungen von Mondfinsternissen ab und verwenden die resultierenden Zeitreihen in Verbindung mit Klimamodellergebnissen und Sommertemperaturrekonstruktionen aus Baumringen, um die NS1–2011 (Grönland) und WD2014 (Antarktis) zu verfeinern. Eiskern-Chronologien, die bisher die primären Einschränkungen für den Zeitpunkt von HMP-Ausbrüchen lieferten2,4. Die Chronologien identifizieren sieben HMP-Ausbrüche, die geschätzte vulkanische stratosphärische Schwefelinjektionen (VSSI) von über 10 Tg erzeugten. Jedes von ihnen zählt zu den 16 größten VSSI-Ereignissen der letzten 2.500 Jahre (Ref. 2,4). Ihre geschätzten Ausbruchsjahre sind 1108 n. Chr. (UE1; wobei UE für nicht identifizierte Eruption steht; siehe Methoden), 1171 n. Chr. (UE2), 1182 n. Chr. (UE3), 1230 n. Chr. (UE4), 1257 n. Chr. (Samalas), 1276 n. Chr. (UE5). ) und 1286 n. Chr. (UE6). Wir betrachten diese Ereignisse zusammen mit 13 kleineren HMP-Eruptionen und versuchen, die bestehenden Schätzungen des Eruptionsjahres und der Eruptionssaison zu bestätigen oder zu verfeinern und zwischen troposphärischen und stratosphärischen Aerosolschleier zu unterscheiden.

Die Helligkeit des Mondes während einer Sonnenfinsternis hängt stark von der Aerosolhäufigkeit in der Stratosphäre ab. Dunkle totale Mondfinsternisse weisen auf eine hohe Trübung hin, wohingegen eine rötliche Scheibe auf eine klare Stratosphäre hinweist18,19. Um vergangene stratosphärische Trübungen während des Übergangs von der mittelalterlichen Klimaanomalie zur Kleinen Eiszeit zu rekonstruieren, haben wir einen großen Korpus historischer Quellen (Supplementary Dataset S1) aus dem 12. und 13. Jahrhundert auf der Suche nach glaubwürdigen Mondfinsternisbeobachtungen umfassend erneut untersucht (Abb. 1). . In China und Korea wurden Mondfinsternisse von offiziellen Astronomen aufgezeichnet und in Quellen wie den astronomischen Abhandlungen und Fünf-Elemente-Abhandlungen der offiziellen Dynastiegeschichten festgehalten, während japanische Finsternisbeobachtungen in vielfältigeren Schriften wie den Tagebüchern von Höflingen, Chroniken usw. zu finden sind Tempelaufzeichnungen. In Europa stellen Annalen und Chroniken aus Klöstern und Städten die Hauptquellen dar. In arabischen Quellen finden sich Mondfinsternisbeobachtungen häufig in Universalchroniken20.

a, Kommentar zur Apokalypse von Beatus von Liébana, aus dem Kloster Santo Domingo de Silos, in der Nähe von Burgos, Spanien, 1090–1109 n. Chr. Bildnachweis: British Library Board (Add. MS 11695, f108r). Der Text am unteren Rand der Miniatur, zwischen dem dunklen Kreis links, der eine totale Sonnenfinsternis darstellt, und dem roten Kreis rechts, der eine totale Mondfinsternis darstellt, lautet: „hic sol obscurabitur et luna in sanguine versa est“ („und die Sonne wurde verdunkelt und der Mond verwandelte sich in Blut"). Der blutrot verfinsterte Mond galt als mögliches Zeichen der Apokalypse. Beschreibungen von Mondverdeckungen aus dem Mittelalter folgen oft dem Buch der Offenbarung, was darauf hindeutet, dass die Bibel eine Rechtfertigung und Inspiration für die Aufzeichnung von Mondfinsternissen und ihrer Farbe lieferte. b, Darstellung einer Mondfinsternis aus dem 13. Jahrhundert von Johannes de Sacrobosco. Bildnachweis: The New York Public Library (De Sphaera, MssCol 2557, f112v). c, Faksimile des Meigetsuki-Tagebuchs (明月記) von Fujiwara no Teika (藤原定家), das die totale Mondfinsternis vom 2. Dezember 1229 n. Chr. beschreibt. Bildnachweis: Meigetsuki, Bd. 4, S. 517, 2000. Reizei-ke Shiguretei Bunko. Tokio: Asahi Shinbunsha. Teika erwähnt dieses Ereignis zweimal. Die Abbildung zeigt den ersten Eintrag: „[…] der Himmel war in der Ferne wolkenlos und der Mond über den Hügeln erschien für eine kurze Zeit in einer totalen Sonnenfinsternis, [sein Licht] spärlich wie in einer dunklen Nacht. Ungefähr eine Stunde.“ später wurde es allmählich heller, und nachdem es [während der Sonnenfinsternis] erloschen war, war es besonders leuchtend.“ Der zweite Eintrag, der vier Tage später verfasst wurde, beschreibt detailliert die ungewöhnliche Färbung des Mondes. Im Laufe der Jahrhunderte wurden mehrere Teile des Meigetsuki auseinandergeschnitten, und der Eintrag vom 6. Dezember 1229 n. Chr. befindet sich in einer Privatsammlung49,50.

Laut den neuesten Katalogen von Mondfinsternissen21,22, 64 (Europa), 59 (Naher Osten) und 64 (Ostasien) kam es zwischen 1100 und 1300 n. Chr. zu totalen Mondfinsternissen, die bei entsprechendem Wetter sichtbar gewesen wären. Insgesamt beschreiben 180 europäische, 10 nahöstliche und 199 ostasiatische Berichte 51, 7 bzw. 61 einzelne totale Mondfinsternisse. In Europa werden zwar 12 einzelne Finsternisse nur in einer überlebenden Quelle beschrieben, viele werden jedoch in mehreren Berichten bestätigt, bis zu 16 im Fall der Sonnenfinsternis vom 11. Februar 1161 n. Chr. (Ergänzungsdatensatz S1). Dieser Erfolg bei der Suche nach Beobachtungen retroberechneter Finsternisse für Europa (80 %; erweiterte Datentabelle 1) ist bemerkenswert und vergleichbar mit dem Erfolg späterer Zeiträume, für die es umfangreichere Dokumentationen gibt16,17 (z. B. 82 %, 1665–1881 n. Chr.) . Es spiegelt die heutige Verbreitung und geografische Ausdehnung klösterlicher Gemeinschaften in ganz Europa20 wider, was die allgemeinen Chancen auf Beobachtungen bei klarem Himmel und die Aufmerksamkeit, die einige Chronisten den Himmelsphänomenen schenkten, verbesserte23. Zur Berechnung der Gebetszeiten waren Beobachtungen der Sonne, des Mondes oder der Sterne erforderlich, da nicht alle Klöster über Wasseruhren oder Astrolabien zur Zeitmessung verfügten24,25,26. Genaue Beobachtungen des Mondalters waren auch wichtig für die korrekte Identifizierung des Ostervollmonds, der als zentraler Bezugspunkt für den Ostersonntag und alle anderen beweglichen Festtage des liturgischen Jahres diente25,27. Ostasiatische Aufzeichnungen enthalten manchmal eher Vorhersagen als Beobachtungen28 und aus diesem Grund wurde der Anteil der von Beobachtern in China, Korea und Japan dokumentierten Finsternisse nicht berechnet.

Westliche und östliche christliche Quellen liefern zusammen Informationen über die Farbe und Helligkeit des Mondes für 36 Finsternisse (Abb. 2a). Eine solche Berücksichtigung der Helligkeit fehlt bei asiatischen Aufzeichnungen20,29, in denen nur ein Bericht die Färbung beschreibt. Hinweise auf einen „blutroten Mond“ in westlichen und östlichen christlichen Quellen stammen wahrscheinlich aus Texten wie dem Buch der Offenbarung des Johannes, in dem der Blutmond zusammen mit Erdbeben und Sonnenfinsternissen die Endzeit ankündigte (Offenbarung 6: 12–17; Abb. 1a). Die Färbung der Mondfinsternis war für christliche Beobachter von besonderer Bedeutung und wurde oft als schlechtes Omen angesehen, das Katastrophen ankündigte26,30,31 und den Einfluss der Bibel auf die Wahrnehmung natürlicher Phänomene im Mittelalter betonte32. Dies bedeutet nicht, dass die physikalischen Ursachen von Mondfinsternissen allen mittelalterlichen Chronisten unbekannt waren31. Die altbabylonischen, griechischen und später muslimischen Astronomen verstanden nicht nur die Mechanismen der Sonnenfinsternis, sondern waren auch in der Lage, Mondbedeckungen vorherzusagen20, und dieses Wissen wurde schließlich in das mittelalterliche Europa weitergegeben, wie aus zeitgenössischen astronomischen Abhandlungen hervorgeht (z. B. De Lunationibus, 1112 n. Chr. und De Dracone). , 1120–1121 n. Chr., von Walcher von Malvern33; De Sphaera, ca. 1230 n. Chr., von Johannes de Sacrobosco34; Abb. 1b). Im Mittelalter existierten sowohl natürliche als auch übernatürliche Interpretationen von Mondfinsternissen nebeneinander31 und untermauerten die Wiederherstellung einer nahezu vollständigen Serie von Mondfinsternisfärbungen über zwei Jahrhunderte (Abb. 2a).

a, Beschreibungen totaler Mondfinsternis aus europäischen, nahöstlichen und ostasiatischen historischen Quellen von 1100 bis 1300 n. Chr. (Ergänzungsdatensatz S1), bewertet auf der Danjon-Skala (rechte Y-Achse) und umgerechnet in den entsprechenden globalen Mittelwert SAOD550 (SAOD bei 550). nm; linke y-Achse). b, Monatlich ermittelte Nicht-Meersalz-Schwefelkonzentrationen aus den grönländischen Eiskernen NEEM-2011-S1 (blaue Linie) und der Antarktis WDC06A (graue Linie)2.

Quelldaten

Wir haben die Farbe und Leuchtkraft jeder beobachteten Sonnenfinsternis anhand der Danjon-Skala35 bewertet, die die Helligkeit des Mondes mit bloßem Auge quantifiziert. Sie reicht von L = 0 (sehr dunkel) bis L = 4 (sehr helle kupferrote oder orangefarbene Sonnenfinsternis). Von den 37 totalen Mondfinsternissen mit Helligkeit, die in eurasischen Quellen aufgezeichnet wurden, wurden nur sechs mit L = 0 bewertet, was die Seltenheit und Bedeutung solcher Beobachtungen unterstreicht (Abb. 2a und ergänzender Datensatz S1). Diese Ereignisse ereigneten sich in der Nacht vom 5. auf den 6. Mai 1110 n. Chr., 12. auf den 13. Januar 1172 n. Chr., 2. auf den 3. Dezember 1229 n. Chr., 18. auf den 19. Mai 1258 n. Chr., 12. auf den 13. November 1258 n. Chr. und 22. auf den 23. November 1276 n. Chr. Alle Zeugenaussagen sind im Ergänzungsdatensatz S1 enthalten, wobei jede Beschreibung ein nahezu vollständiges und längeres Verschwinden der Mondscheibe hervorhebt. Einer der herausragendsten Berichte stammt aus japanischen Quellen und bezieht sich auf die totale Mondfinsternis vom 2. Dezember 1229 n. Chr. Obwohl asiatische Quellen selten detaillierte Angaben zur Färbung machen20,29, berichtet das Meigetsuki (明月記, Die Aufzeichnung des hellen Mondes) von Fujiwara no Teika (藤原定家, 1162–1241 n. Chr.) trotz klarem Wetter über eine extrem dunkle Mondfinsternis. Das Meigetsuki stellt fest, dass die Färbung des Mondes als so ungewöhnlich angesehen wurde, dass die Astronomen Angst vor seinem Aussehen äußerten: „Was die jüngste totale Mondfinsternis betrifft, so hatten die alten Leute sie noch nie so gesehen wie dieses Mal, obwohl es bei früheren Gelegenheiten eine totale Mondfinsternis gab. wobei die Position der Mondscheibe nicht sichtbar war, als ob sie während der Sonnenfinsternis verschwunden wäre. Darüber hinaus war die Dauer sehr lang und die Veränderung extrem. Es war wirklich etwas, vor dem man Angst haben musste. Tatsächlich habe ich in meinen siebzig Jahren Ich habe [so etwas] noch nie gehört oder gesehen; die offiziellen Astronomen sprachen voller Angst davon […]“ (Abb. 1c und ergänzender Datensatz S1).

Alle dunklen (L = 0) Mondfinsternisse – im Mai 1110 n. Chr., im Januar 1172 n. Chr., im Dezember 1229 n. Chr., im Mai 1258 n. Chr., im November 1258 n. Chr. und im November 1276 n. Chr. – fallen zeitgleich mit fünf der sieben größten HMP-Vulkansulfatsignale, die in aufgezeichnet wurden polare Eiskerne (UE1, UE2, UE4, Samalas und UE5; Abb. 2b), was stark darauf hindeutet, dass die Verdunkelung des verfinsterten Mondes mit dem Vorhandensein vulkanischer Aerosole in der Stratosphäre zusammenhängt. Dieser Befund spiegelt frühere Arbeiten wider, bei denen festgestellt wurde, dass alle sehr dunklen totalen Mondfinsternisse seit 1600 n. Chr. auf erhebliche Vulkanausbrüche folgten16,17,18,19,36 (Erweiterte Datentabelle 2). Für die verbleibenden zwei der sieben größten HMP-Ausbrüche, etwa 1182 (UE3) und 1286 n. Chr. (UE6), deuten Beschreibungen rötlicher (L = 3–4) totaler Mondfinsternisse auf eine geringe stratosphärische Trübung im August 1179, Dezember 1182 und Oktober 1287 hin ce.

Wir haben den Zeitpunkt von HMP-Eruptionen eingeschränkt, indem wir ein vierstufiges Verfahren entwickelt haben, das Beweise aus unserer Finsternisaufzeichnung, globalen Aerosolsimulationen, modernen Satellitenbeobachtungen und Baumringrekonstruktionen integriert (siehe Methoden und erweiterte Daten, Abb. 1). Zunächst wurde das Auftreten von Mondfinsternissen, über die in historischen Archiven berichtet wurde, auf der Danjon-Skala bewertet und gemäß den Referenzen in die optische Tiefe des stratosphärischen Aerosols (SAOD) umgerechnet. 16,17,18,19, die zeigten, dass bei 46 gut beobachteten Mondfinsternissen zwischen 1880–1888 n. Chr. und 1960–2001 n. Chr. dunkle totale Mondfinsternisse (L = 0) nur dann auftraten, wenn der SAOD etwa 0,1 überschritt. Als nächstes stützten wir uns auf Beobachtungen für die Krakatau-Ausbrüche von 1883 und den Pinatubo-Ausbruch von 1991 (aus den Sato/GISS- und GloSSAC v2-Datensätzen)37,38, SAOD-Simulationen39 (aus den eVolv2k-Datensätzen für UE1 bis UE6 und sowohl die Samalas um 1257 n. Chr. als auch die Tambora von 1815 n. Chr.). Eruptionen) und den Ergebnissen des IPSL-CM5A-LR40-Klimamodells (für Samalas und Tambora) haben wir die posteruptive Dauer der erhöhten stratosphärischen Trübung, d. h. SAOD ≥ 0,1, bewertet. Dies deutet darauf hin, dass eine totale Mondfinsternis höchstwahrscheinlich zwischen 3 und 20 Monaten nach einem Ausbruch als dunkel beobachtet wird. Aufgrund der Beobachtung einer dunklen Mondfinsternis gehen wir daher davon aus, dass der verantwortliche Ausbruch zwischen 20 und 3 Monaten vorher stattgefunden hat. Diese Annahme wird bestätigt, wenn wir die sieben größten VSSI-Ereignisse seit 1600 betrachten, denen alle dunkle Mondfinsternisse zwischen 9 (1912 ce Katmai, 1982 ce El Chichón), 14 (1815 ce Tambora, 1883 ce Krakatau), 18 (1991) folgten ce Pinatubo) und 20 (1600 ce Huaynaputina) Monate später (Erweiterte Datentabelle 2). Der Fall des Agung-Ausbruchs im Jahr 1963 n. Chr. liefert eine weitere Bestätigung unseres Ansatzes, da von den drei Mondfinsternissen, die 10, 15 und 21 Monate nach diesem Ausbruch stattfanden, nur die letzte (die außerhalb unseres 3–20-Monats-Fensters fiel) nicht bewertet wurde L = 0 auf der Danjon-Skala (Erweiterte Datentabelle 2). Um den Zeitpunkt jedes HMP-Ausbruchs weiter einzuschränken, haben wir dann unabhängig datierte, auf Baumringen der nördlichen Hemisphäre basierende Sommertemperaturrekonstruktionen für postvulkanische Klimareaktionen ausgewertet (Sch2015 (Ref. 41), N-TREND2015 (Ref. 42). , NVOLC v2 (Ref. 7)).

Wenn wir UE2 (Abb. 3a) als Beispiel nehmen und das Datum der dunklen Mondfinsternis im Januar 1172 n. Chr. mit den Datensätzen eVolv2k, Sato/GISS und GloSSAC v2 kombinieren, finden wir eine hohe bis sehr hohe Wahrscheinlichkeit, dass das Ereignis zwischen Juli 1170 und Oktober stattfand 1171 n. Chr. (Abb. 3b). Die in Sch2015 und NVOLC v2 im Sommer 1172 n. Chr. beobachtete Spitzenabkühlung verringert die Wahrscheinlichkeit eines Ausbruchs zwischen Sommer 1170 und Herbst 1171 n. Chr. (Abb. 3c); Daher klammern wir das Ausbruchsdatum zwischen Mai und August 1171 n. Chr. ein (Abb. 3d). In ähnlicher Weise beschränken wir die wahrscheinlichen Zeitfenster anderer großer HMP-Ereignisse auf den Winter der nördlichen Hemisphäre 1108/1109 n. Chr. (UE1; Erweiterte Daten Abb. 2), den Frühling/Sommer der nördlichen Hemisphäre 1229 n. Chr. (UE4) und den Frühling/Sommer der nördlichen Hemisphäre 1257 n. Chr. für Samalas (Abb. 3d). Dieser verfeinerte Zeitpunkt für den Samalas-Ausbruch steht im Einklang mit dem Isopach-Muster des Tephra-Falls in Indonesien8, deutet auf einen Ausbruch in der Trockenzeit (zwischen Mai und Oktober) hin und widerspricht einem Argument für ein Ausbruchsdatum im Jahr 1256 n. Chr.43. Für UE5 finden wir ein Zeitfenster zwischen September 1275 und Juli 1276 n. Chr. (Extended Data Abb. 2). Eine weitere Einschränkung ist in diesem Fall nicht möglich, da in den jahrringbasierten Temperaturrekonstruktionen keine ausgeprägte sommerliche Abkühlung erkennbar ist (Extended Data Abb. 2).

a, Verweilzeit vulkanischer Stratosphärenaerosole und Zeitfenster mit SAOD über etwa 0,1. Die Verweilzeit von Aerosolen basiert auf globalen mittleren SAOD550-Zeitreihen aus den Datensätzen Sato/GISS37 und GloSSAC v2 (Lit. 38) (für die Krakatau-Ausbrüche von 1883 und den Pinatubo-Ausbruch von 1991) und wird durch den EVA-Antriebsgenerator4,39 simuliert (für UE2, UE4 und der Samalas-Ausbruch von 1257 n. Chr.) und das IPSL-CM5A-LR-Modell40 (für den Samalas-Ausbruch). Wahrscheinlichkeit des Auftretens von HMP-Eruptionen basierend auf dem Zeitpunkt der dunklen Mondfinsternisdaten (b) und Baumringaufzeichnungen7,41,42 (c). d, Integration von b und c zur Schätzung der wahrscheinlichsten Zeitfenster für UE2, UE4 und den Samalas-Ausbruch.

Quelldaten

Stratosphärenaerosole beeinflussen die Helligkeit und Färbung des verfinsterten Mondes erheblich, indem sie die Übertragung von Sonnenlicht in den Kernschatten der Erde verringern18,19. Hier verwenden wir die Mondfinsternisfärbung, um zwischen troposphärischen und stratosphärischen Aerosolschleier zu unterscheiden (siehe Methoden). Die nach UE1, UE2, UE4, Samalas und UE5 beobachteten dunklen Mondfinsternisse weisen auf stratosphärische Aerosolschleier hin (Abb. 4), was mit Δ33S-Isotopenaufzeichnungen von Dome C, Antarktis, übereinstimmt3. Obwohl UE3 (ca. 1182 n. Chr.) hinsichtlich der Sulfatablagerung im Eiskern als zweitgrößte außertropische Eruption der nördlichen Hemisphäre des letzten Jahrtausends gilt (nach Laki 1783–1784 n. Chr. an zweiter Stelle), ist die rötliche Mondfinsternis vom 11. Dezember 1182 n. Chr. (Abb . 2a) weist auf eine vergleichsweise geringe stratosphärische Aerosolbelastung hin, während Baumringrekonstruktionen eine begrenzte Abkühlung zeigen (Ergänzungsdatensatz S2). Eine weitere Betrachtung der Sonnenfinsternisfärbung in Verbindung mit auf Baumringen basierenden Sommertemperaturrekonstruktionen legt nahe, dass bei vier HMP-Ausbrüchen, die mit geringerem VSSI um 1127, 1210, 1222 und 1262 n. Chr. einhergingen, Sulfataerosole größtenteils auf die Troposphäre und alle klimatischen Auswirkungen beschränkt waren waren begrenzt (Abb. 4 und Ergänzungsdatensatz S2).

Vertikale Balken basieren auf der Rekonstruktion des Vulkanantriebs eVolv2k4 und geben die Größe von VSSI an. Mithilfe der Färbung der totalen Mondfinsternis (rote und schwarze Punkte) und der Δ33S-Isotopenaufzeichnungen3 unterscheiden wir zwischen stratosphärischen (rote Balken) und troposphärischen (blaue Balken) Staubschleier. Graue Balken zeigen unsichere Ereignisse. Quadrate, Kreise und Dreiecke beziehen sich auf extratopische Eruptionen in niedrigen Breitengraden auf der Nordhalbkugel bzw. auf extratropischen Ausbrüchen auf der Südhalbkugel2.

Quelldaten

Die Art und der Zeitpunkt von UE6 bleiben rätselhaft (Abb. 4). Um 1286 n. Chr. wird eine bipolare Verteilung der Sulfatablagerungen beobachtet, was auf einen tropischen Ausbruch hindeutet, während die Schwefelisotopenanalyse darauf hindeutet, dass die damit verbundene antarktische Ablagerung stratosphärischen Ursprungs war20. Allerdings schließt die rötliche Mondfinsternis vom 22. Oktober 1287 n. Chr. (Abb. 2a), die in drei unabhängigen Aufzeichnungen (Supplementary Dataset S1) aus England und Italien beschrieben wird, zu diesem Zeitpunkt ein erhebliches Vorhandensein stratosphärischer Aerosole in der nördlichen Hemisphäre aus. Diese scheinbare Diskrepanz könnte auf einen Ausbruch Ende 1285 oder Anfang 1286 n. Chr. zurückzuführen sein und wäre somit zu früh, um die Mondfinsternis im Oktober 1287 n. Chr. zu verdunkeln. Unabhängig davon zeigen die Baumring-Proxies im Zeitraum 1280–1290 n. Chr. keine wesentliche Abkühlung der nördlichen Hemisphäre, was auf begrenzte klimatische Auswirkungen von UE6 schließen lässt (Ergänzungsdatensatz S2).

Unsere Identifizierung ausgeprägter stratosphärischer Staubschleier in den Jahren 1110, 1172, 1229, 1258 und 1276 n. Chr. anhand zeitgenössischer Beobachtungen dunkler totaler Mondfinsternisse bestätigt die allgemeine Genauigkeit der überarbeiteten Eiskernchronologien für Grönland (NS1–2011) und die Antarktis (WD2014). Gleichzeitig wird der chronologische Rahmen der HMP-Ausbrüche präzisiert. Angesichts der inhärenten Unsicherheiten in Eisbohrkern-Chronologien bietet unser Datensatz präzise datierter dunkler totaler Mondfinsternisse eine neue, zuverlässige und unabhängige Reihe chronologischer Verknüpfungspunkte, die etablierte Altersmarkierungen in 536, 774/5, 939, 993/4 ergänzen können. 1258, 1601 und 1816 n. Chr., um die zukünftige Entwicklung der Chronologie zu unterstützen. Unsere Ergebnisse deuten auch darauf hin, dass fünf weitere Ereignisse, die wahrscheinlich nur mit Aerosolschleier in der Troposphäre in Zusammenhang stehen, nur begrenzte Auswirkungen auf das Klima hatten.

Allerdings kann keine einzelne Quelle oder Methode eine vollständige chronologische Kontrolle bieten, und auch unsere Sonnenfinsternisdaten weisen Einschränkungen auf (siehe Methoden). Die Sichtbarkeit von Mondfinsternissen ist geografisch und meteorologisch eingeschränkt; Berichte über partielle und Halbschattenfinsternisse können nicht verwendet werden, wodurch sich die Anzahl der verfügbaren Aufzeichnungen verringert. und nur Kommentare zur Farbe des Mondes sind relevant. Daher haben wir hier einen Multiproxy-Ansatz entwickelt, der verschiedene Quellen und Methoden verwendet, die verschiedene Aspekte des Vulkan-Klima-Systems widerspiegeln oder modellieren und jeweils komplementäre Einschränkungen für den Ausbruchszeitpunkt bieten. Dazu gehören Sulfatablagerungsprofile aus Eiskernen, Aerosolmodellsimulationen und paläoklimatische Proxies sowie unsere Beobachtungen von Sonnenfinsternissen. Die Weiterentwicklung solcher integrativer Ansätze wird den Weg zu noch feineren zeitlichen Auflösungen ebnen, insbesondere da sich die Darstellung der stratosphärischen Aerosolbildung, -entwicklung und -dauer in Klimamodellen und die Auflösung von Paläoklimaaufzeichnungen weiter verbessern (Lit. 44; siehe Methoden).

Bessere Beschränkungen (idealerweise halbjährlich) für den Zeitpunkt historischer explosiver Vulkanausbrüche sind von entscheidender Bedeutung, da klimatisch wichtige Faktoren wie Aerosolverteilung, Höhe, Größe und Strahlungsantrieb alle von der saisonal wechselnden Stratosphärenzirkulation beeinflusst werden45,46. Für nicht identifizierte Eruptionen verwendet die Klimamodellierung typischerweise fiktive Eruptionsdaten (z. B. den 1. April im Community Earth System Model, den 1. Januar in eVolv2k)39,47 und geht von der Präsenz stratosphärischer Aerosole aus, wodurch die Verteilung, das Ausmaß und die Dauer der modellierten Zeit nach der Eruption verzerrt werden thermische und hydroklimatische Anomalien und tragen möglicherweise zu anhaltenden Modell-Proxy-Diskrepanzen bei45,48. Unsere Ergebnisse bieten somit verbesserte Parametrisierungen für die nächste Generation von Community Earth System Models bei der Untersuchung der Auswirkungen von HMP-Ausbrüchen. Wir hoffen, dass unser neuer Datensatz dazu beitragen wird, das Ausmaß ihrer Rolle beim Ausbruch der Kleinen Eiszeit zu ermitteln.

Eiskernaufzeichnungen aus Grönland und der Antarktis deuten auf das Auftreten von neun Eruptionen in niedrigen Breiten hin, die gemäß den Zeitskalen NS1–2011 und WD20142,4 auf 1108, 1127, 1171, 1191, 1230, 1257, 1260, 1276 und 1286 n. Chr. datiert wurden , sieben außertropische Ereignisse der nördlichen Hemisphäre (1115, 1137, 1182, 1200, 1210, 1222 und 1262 n. Chr., identifiziert durch Ablagerungssignale nur in Grönland) und vier außertropische Ereignisse der südlichen Hemisphäre (1118, 1180, 1236 und 1269 n. Chr., identifiziert durch Ablagerungssignale). (nur in der Antarktis) im zwölften und dreizehnten Jahrhundert. Diese Periode stellt daher eine der vulkanisch am stärksten gestörten Perioden der letzten 2.500 Jahre dar. Die größten Vulkanausbrüche – mit VSSI > 10 Tg S in Lit. 4 – sind UE1 (1108 n. Chr.), UE2 (1171 n. Chr.), UE3 (1182 n. Chr.), UE4 (1230 n. Chr.), der Samalas-Ausbruch (ca. 1257 n. Chr.)8, UE5 (1276 n. Chr.), UE6 (1286 n. Chr.) und Rang als der 7. (VSSI, 19,2 Tg S), der 10. (18,1 Tg S), der 16. (10,1 Tg S), der 4. (23,8 Tg S), der 1. (59,4 Tg S), der 15. (11,5 Tg S) und der 13. (15,1 Tg S). ) größte vulkanische Ereignisse des letzten Jahrtausends durch Sulfatablagerung. Mit Ausnahme des Ereignisses um 1257 n. Chr., das Samalas in Indonesien zugeschrieben wird8, sind die Quellen dieser Ausbrüche weiterhin unbekannt. Obwohl der Sulfatanstieg im Jahr 1108 n. Chr. ursprünglich einem Ausbruch eines tropischen Vulkans zugeschrieben wurde2, deutet eine kürzlich durchgeführte Neubewertung der Eiskernaufzeichnungen in Verbindung mit historischen Quellen darauf hin, dass in der beobachteten polaren Sulfatablagerung mindestens zwei Ausbrüche zwischen 1108 und 1110 n. Chr. registriert wurden. eine in den Extratropen der nördlichen Hemisphäre und eine in den Tropen7.

Wir haben Hunderte von Annalen und Chroniken, die im 12. und 13. Jahrhundert n. Chr. verfasst wurden, eingehend untersucht und nach Hinweisen auf Mondfinsternisse gesucht. Für Europa sind zeitgenössische Quellen größtenteils in Zusammenstellungen mittelalterlicher Texte zugänglich, die in den Reihen (1) Monumenta Germaniae Historica, (2) Rerum Britannicarum Medii Ævi, (3) Recueil des historiens des Gaules et de la France und (4) herausgegeben wurden. Rerum Italicarum Scriptores. Beschreibungen oder Beobachtungen von Mondfinsternissen stammen aus ganz Europa, nämlich aus Österreich, der Tschechischen Republik, England, Frankreich, Deutschland, Island, Italien, Schweden und der Schweiz. In einigen Fällen wurden Mondverdunkelungen im Nahen Osten von Christen beobachtet, die an den Kreuzzügen beteiligt waren. Diese Chroniken wurden im Recueil des historiens des croisades gefunden und im 19. Jahrhundert herausgegeben und veröffentlicht. Die meisten konsultierten Quellen wurden von Mönchen oder Geistlichen und in geringerem Maße von städtischen Laien verfasst. Fast alle waren in lateinischer Sprache verfasst, obwohl gelegentlich auch die Landessprache verwendet wurde. Darüber hinaus haben wir Beobachtungen aus ukrainischen und russischen Chroniken in unsere Datenbank aufgenommen51. Wir untersuchten auch Beobachtungen von Mondfinsternissen, die in arabischen Chroniken aufgezeichnet wurden, basierend auf einer bestehenden Zusammenstellung52. Da jedoch keine dieser Quellen Informationen über die Farbe des verfinsterten Mondes enthält, haben wir sie nicht weiter analysiert.

In China und Korea finden sich Aufzeichnungen von Sonnenfinsternissen hauptsächlich in der Abhandlung über die Astronomie, der Abhandlung über den Kalender und der Abhandlung über die fünf Elemente der offiziellen Dynastiegeschichten20. Für China haben wir Song Shi (宋史), die offizielle Geschichte der Song-Dynastie (960 bis 1279 n. Chr.), erneut untersucht. das Jin Shi (金史), die offizielle Geschichte der Jin-Dynastie (1115–1234 n. Chr.); und das Yuan Shi (元史), die offizielle Geschichte der Yuan-Dynastie (1261 bis 1367 n. Chr.). Für Korea untersuchten wir die Goryeosa (高麗史), die Geschichte der Goryeo-Dynastie (936 bis 1392 n. Chr.). In Japan finden sich die astronomischen Aufzeichnungen in einer Vielzahl von Werken, die von privat und offiziell zusammengestellten Geschichtsbüchern bis hin zu Tagebüchern von Höflingen und Tempelaufzeichnungen reichen20. Wir konzentrierten uns daher auf die Mondfinsternis-Beobachtungen, die im Benchmark-Werk Nihon Tenmon Shiryô (日本天文史料)53 des japanischen Astronomen S. Kanda zusammengestellt wurden. Dieses Werk listet Sonnen- und Mondfinsternisse, Kometen und Polarlichter auf und liefert Originaltexte. Die treffendsten Beschreibungen von Mondfinsternissen stammen aus dem Meigetsuki (明月記, 1180–1235 n. Chr.; das Tagebuch von Fujiwara no Teika) und dem Azuma Kagami (吾妻鏡, 1180–1266 n. Chr.; Spiegel des Ostens, eine Chronologie des Kamakura). Shogunat). Chinesische Quellen sind in klassischem Chinesisch verfasst, während japanische und koreanische Quellen in Chinesisch-Japanisch (Kanbun) bzw. Chinesisch-Koreanisch (Hanmun) verfasst sind. Allerdings berichten ostasiatische Quellen selten über die Farbe totaler Mondfinsternisse; Nur die Sonnenfinsternis vom 2. Dezember 1229 n. Chr. konnte zur Schätzung der stratosphärischen Trübung herangezogen werden.

Die Zuverlässigkeit jeder Sonnenfinsternis-Beobachtung wurde durch historische Quellenkritik und unter Bezugnahme auf den Fünf-Jahrtausend-Katalog der Mondfinsternisse (1999 v. Chr. bis 3000 n. Chr.)21 und den Acht-Jahrtausend-Katalog der Mondfinsternisse (4000 v. Chr. bis 4000 n. Chr.)22 beurteilt. Dabei werden die aktuellsten historischen Werte von Delta (ΔT)54,55 verwendet. Wir stellten außerdem sicher, dass alle in historischen Quellen gemeldeten Finsternisse (sofern relevant) in Europa, im Nahen Osten und in Ostasien sichtbar waren, indem wir die Sichtbarkeitskarten und die Tabellen zu den örtlichen Gegebenheiten beider Kataloge verwendeten. Es wurde darauf geachtet, Berichte aus zweiter Hand zu identifizieren, also solche, bei denen ein bestimmter Autor nicht Zeuge war, sondern sich stattdessen auf Informationen aus einer anderen Quelle stützte. In westlichen und ostchristlichen Quellen kam es aufgrund gemeinsamer zugrundeliegender Quellenmaterialien und der Schreibpraxis des Kopierens, Synthetisierens und schrittweisen Aktualisierens von Annalen und Chroniken häufig zu Duplikaten. Eine Tabelle mit allen Aufzeichnungen über totale Mondfinsternisse, für die Informationen über die Farbe des Mondes abgerufen werden konnten, und einen zusammenfassenden Kontext für die untersuchten historischen Quellen finden Sie im Ergänzungsdatensatz S1. Eine erweiterte Version des Ergänzungsdatensatzes S1, der alle Beschreibungen der in dieser Studie berücksichtigten totalen Mondfinsternisse aus Europa, dem Nahen Osten und Ostasien (mit oder ohne Bezug auf Farbe) sowie die Sichtbarkeitskarten der Sonnenfinsternis enthält, kann im Zenodo-Repository abgerufen werden : https://doi.org/10.5281/zenodo.6907654.

Um den Zeitpunkt von HMP-Ausbrüchen einzudämmen, haben wir eine vierstufige Methodik entwickelt, die auf der Analyse historischer Quellen basiert (Schritt 1); globale Aerosolsimulationen und -beobachtungen (Schritt 2); Baumringbasierte Temperaturrekonstruktionen (Schritt 3); und Integration der Ergebnisse der Schritte 1–3 (Schritt 4). Nachfolgend finden Sie eine detailliertere Aufschlüsselung der einzelnen Schritte und eine spezifische Darstellung des Verfahrens anhand des bekannten Beispiels des Tambora-Ausbruchs im Jahr 1815 n. Chr.

Während einer totalen Mondfinsternis wird der Mond, wenn er durch den Schatten der Erde wandert, teilweise durch Licht beleuchtet, das vom atmosphärischen Rand gebrochen wird. Das Spektrum des gebrochenen Sonnenlichts wird durch Streuung und Absorption beeinflusst. Die Rayleigh-Streuung (Molekülstreuung) ist bei kürzeren Wellenlängen stärker und beeinträchtigt orange oder rot gefärbtes Licht am wenigsten. Wenn die Stratosphäre wenig gestört ist, erscheint der verfinsterte Mond tendenziell kupferfarben bis tiefrot. Bei einer trüben Stratosphäre ist die Streuung des sichtbaren Lichts bei allen Wellenlängen stark verstärkt, wodurch die Transmission durch den atmosphärischen Rand verringert wird, sodass der Mond bei einer Sonnenfinsternis dunkler erscheint. In extremen Fällen scheint es fast vollständig zu verschwinden16,17,18,36,56,57. Die Farbe und Leuchtkraft (L) des verfinsterten Mondes wurden nach der Danjon-Skala35 bewertet, die von L = 0 bis L = 4 reicht:

L = 0: sehr dunkle Sonnenfinsternis. Mond fast unsichtbar, besonders in der Mitte der Totalität.

L = 1: dunkle Sonnenfinsternis, graue oder bräunliche Färbung. Oberflächendetails sind schwer zu erkennen.

L = 2: tiefrote oder rostfarbene Sonnenfinsternis. Sehr dunkler Zentralschatten, wohingegen der äußere Kernschatten relativ hell ist.

L = 3: ziegelrote Sonnenfinsternis. Der Kernschatten hat normalerweise einen hellen oder gelben Rand.

L = 4: sehr helle kupferrote oder orangefarbene Sonnenfinsternis. Der Umbralschatten hat einen bläulichen, sehr hellen Rand.

Diese Skala wurde speziell entwickelt, um die Helligkeit des Mondes mit bloßem Auge abzuschätzen, was für unsere Zwecke gut geeignet ist, da es im 12. und 13. Jahrhundert keine hochauflösenden technischen Hilfsmittel gab. Alle abgerufenen und als glaubwürdig bewerteten Beschreibungen von Mondfinsternissen (Schritt 1.1) wurden anhand der Danjon-Skala bewertet (Schritt 1.2). Beachten Sie, dass Berichte, die sich auf Halbschatten- und partielle Finsternisse beziehen, von der Analyse ausgeschlossen wurden, da nur Beobachtungen totaler Mondfinsternisse für diese Methode geeignet sind16,17. Die häufigsten Adjektive, die Mondfinsternisse in mittelalterlichen Texten beschreiben, sind „rubeus-a-um“ und „sanguineus-a-um“, was „rot“ bzw. „blutfarben“ bedeutet; So beschriebene Mondfinsternisse wurden mit L = 3 bewertet. Ein Danjon-Skalenwert L = 4 wurde nur dann zugewiesen, wenn der verfinsterte Mond als intensiv und vielfältig gefärbt beschrieben wurde, wie in diesem Beispiel einer Sonnenfinsternis am 22. vom englischen Mönch Bartholomew de Cotton Oktober 1287 n. Chr.: „Eodem anno luno in plenilunio visa est crocei, rubei ac varii colori“ („Im selben Jahr zeigte der Mond während des Vollmonds Gelb, Rot und viele andere Farben“). Ein Danjon-Wert L = 0 wurde nur dann zugeschrieben, wenn der Autor ausdrücklich feststellte, dass der Mond während der Sonnenfinsternis unsichtbar oder extrem dunkel geworden war.

Um die Menge vulkanischer Aerosole in der Stratosphäre und die damit verbundene Abschwächung der einfallenden Sonnenstrahlung abzuschätzen, haben wir Danjons L-Werte, die für jede Mondfinsternis abgeleitet wurden, in SAOD-Werte umgewandelt und dabei bestehende Umrechnungsansätze von Refs befolgt. 16,17,18,19 (Schritt 1.3). Die Analyse von 46 Mondfinsternissen, die zwischen 1880–1888 und 1960–2001 n. Chr. stattfanden, zeigte, dass Danjon-Werte von L = 4, 3, 2 und 1 eng mit SAOD-Werten von 0, 0,01, 0,02 bzw. 0,04 verbunden sein können dass ein SAOD-Wert von 0,1 oder mehr erforderlich ist, damit eine dunkle totale Mondfinsternis (L = 0) auftritt.

Um den Zeitraum (Tdark) zu bestimmen, in dem SAOD 0,1 überschritt, also die Bedingungen für eine dunkle totale Mondfinsternis (Schritt 2.1), verwendeten wir vier (fünf für Samalas) SAOD-Zeitreihen. Für UE1–UE6 haben wir SAOD-Zeitreihen um die Krakatau-Ausbrüche von 1883 n. Chr. und die Pinatubo-Ausbrüche von 1991 aus dem Sato/GISS-Datensatz extrahiert37. Dieser Datensatz, der auf Satellitenbeobachtungen, bodengestützten optischen Messungen und vulkanischen Beweisen basiert, meldet SAOD bei 550 nm seit 1850 n. Chr. Wir haben auch SAOD-Zeitreihen für den Pinatubo-Ausbruch aus dem Global Space-based Stratospheric Aerosol Climatology (GloSSAC v2)-Datensatz38 extrahiert, der den Zeitraum 1979–2018 n. Chr. umfasst. Da vor der Mitte des 19. Jahrhunderts keine Beobachtungsdaten verfügbar sind, haben wir die Verweilzeit vulkanischer Stratosphärenaerosole für jeden Ausbruch (UE1–UE6) aus der eVolv2k-Datenbank4 geschätzt. Im Fall der Samalas-Ausbrüche im Jahr 1257 n. Chr. stützten wir uns auch auf Ergebnisse des IPSL-Klimamodells (IPSL-CM5A-LR)40, da es die Aerosol-Mikrophysik behandelt und für den gut beobachteten Fall des Pinatubo-Ausbruchs 1991 n. Chr. validiert wurde58 .

Jede SAOD-Zeitreihe deckt ein Zeitfenster von 56 Monaten ab (4 Monate vor dem Ausbruch und 52 Monate danach). Bei Eruptionen, bei denen mehr Schwefel freigesetzt wird als bei Pinatubo, bestehen erhebliche Unsicherheiten über die Verweilzeit von Aerosolen in der Stratosphäre44, und das Zeitfenster für SAOD ≥ 0,1 unterscheidet sich je nach ausgewähltem Aerosolmodell (siehe Methoden). Dementsprechend haben wir für jeden Monat innerhalb des 56-Monats-Zeitfensters die Wahrscheinlichkeit für die Überschreitung des SAOD-Schwellenwerts = 0,1 auf der Grundlage der Übereinstimmung zwischen den Zeitreihen ermittelt. Die Wahrscheinlichkeit wurde als „sehr hoch“ definiert, wenn alle Zeitreihen (vier für UE1–UE6, fünf für Samalas) eine Überschreitung des Schwellenwerts in einem bestimmten Monat anzeigten. Ebenso wurde die Wahrscheinlichkeit als „hoch“ oder „mittel“ angesehen, wenn mindestens drei bzw. zwei Datensätze übereinstimmten, und als „niedrig“, wenn nur ein Datensatz eine Schwellenwertüberschreitung anzeigte (Schritt 2.2). SAOD-Zeitreihen liefern für jeden Ausbruch das wahrscheinlichste Zeitintervall [Monat min: Monat max], in dem nach einem Ausbruch eine dunkle Mondfinsternis beobachtet werden kann. Umgekehrt können wir davon ausgehen, dass das wahrscheinlichste Eruptionsdatum in das Zeitintervall [Monat max.: Monat min.] vor dem Datum der dunklen Mondfinsternis fällt (Schritt 2.3).

Die bei groß angelegten Baumring-Temperaturrekonstruktionen festgestellte abrupte Abkühlung hat die Datierung klimatisch wichtiger Vulkanausbrüche unabhängig bestätigt59,60. Hier haben wir die Rekonstruktionen NVOLC v2 (Ref. 7), Sch2015 (Ref. 41) und N-TREND2015 (Ref. 42) verwendet, um die Datierung von HMP-Ausbrüchen zu verfeinern (Schritt 3.1). Nach den größten Ausbrüchen, für die Ereignisdaten bekannt sind (d. h. Huaynaputina im Februar 1600 n. Chr., Parker im Januar 1641 n. Chr., Tambora im April 1815 n. Chr., Krakatau im August 1883 n. Chr. und Pinatubo im Juni 1991 n. Chr.) verzeichneten die Bäume eine Abkühlung Sommertemperaturen der nördlichen Hemisphäre (Juni–August oder JJA) in den Jahren 1601, 1641, 1816, 1884 und 1992 n. Chr., d. h. beginnend jeweils 17, 6, 14, 10 und 12 Monate nach jedem Ausbruch. Dementsprechend sind wir der Ansicht, dass eine Abkühlung, die weniger als drei und mehr als 24 Monate nach einem Ausbruch beobachtet wird, nicht sicher auf den vulkanischen Antrieb zurückgeführt werden kann. In Übereinstimmung mit der vorhandenen Literatur60,61 gehen wir davon aus, dass die mit einem Vulkanausbruch verbundene Spitzenabkühlung zwischen 6 und 18 Monaten nach dem Ausbruch auftritt, mit der höchsten Wahrscheinlichkeit zwischen 9 und 15 Monaten (Schritt 3.2).

In den letzten Schritten unseres Verfahrens haben wir die wahrscheinlichsten Eruptionszeitfenster geschätzt, indem wir die Ergebnisse beobachteter und simulierter SAOD-Zeitreihen, Mondfinsternis- (Schritt 2.3) und Baumringaufzeichnungen (Schritt 3.2) mithilfe einer als Schritt entwickelten Entscheidungsmatrix kombiniert haben 4.1 dargestellt und in den erweiterten Daten Abb. 1 dargestellt. Auf der Grundlage dieser Matrix gingen wir daher davon aus, dass ein Ausbruch höchstwahrscheinlich in Zeitfenstern stattfand, für die SAOD-Zeitreihen, Mondfinsternis- und Baumringaufzeichnungen konstant hohe Wahrscheinlichkeiten anzeigen (Schritt 4.2). .

Um die Robustheit unseres Datierungsansatzes zu testen, verwenden wir den gut datierten Tambora-Ausbruch, der am 5. April 1815 n. Chr. stattfand (Extended Data Abb. 1). Mehrere zeitgenössische Quellen berichteten über das Auftreten einer totalen Mondfinsternis am 9.–10 1.1). Die Dunkelheit dieser Sonnenfinsternis beeindruckte zeitgenössische Astronomen und wurde auf der Danjon-Skala mit L = 0 bewertet17,62 (Schritt 1.2). Unter Verwendung der von den Referenten vorgeschlagenen Umrechnungsskala. 16,17,18,19 (Schritt 1.3) gehen wir davon aus, dass der SAOD am 9. und 10. Juni 1816 n. Chr., also 14 Monate nach dem Tambora-Ausbruch, 0,1 überschritten hatte. SAOD-Beobachtungen37,38 und Simulationen39,40 zeigen, dass die höchste Wahrscheinlichkeit, dass der SAOD 0,1 überschreitet, zwischen 3 und 20 Monaten nach einem Ausbruch liegt. Daher gehen wir davon aus, dass das wahrscheinlichste Eruptionszeitfenster innerhalb von 3–20 Monaten vor der dunklen Mondfinsternis vom 9.–10. Juni 1816 liegt, also zwischen Dezember 1814 und März 1816 n. Chr. (Schritt 2.3). Anschließend verwenden wir die abrupte Abkühlung, die in Temperaturrekonstruktionen auf Baumringbasis der nördlichen Hemisphäre aufgezeichnet wurde, um das in Schritt 2.3 ermittelte Zeitfenster zu verfeinern. Die maximale Abkühlung wird in Baumringaufzeichnungen im Allgemeinen zwischen 9 und 15 Monaten nach einem großen Vulkanausbruch festgestellt. Die starke Abkühlung, die im Sommer 1816 n. Chr. bei Baumringrekonstruktionen der nördlichen Hemisphäre beobachtet wurde7,41,42 deutet daher auf einen Ausbruch zwischen April und Oktober 1815 n. Chr. hin (Schritt 3.2). Schließlich kombinieren wir die aus den Schritten 2.3 und 3.2 geschätzten Eintrittswahrscheinlichkeiten mithilfe einer Entscheidungsmatrix (Schritt 4.1) und schätzen, dass der Tambora-Ausbruch höchstwahrscheinlich zwischen Mai 1815 n. Chr. und August 1815 n. Chr. stattfand (Schritt 4.2). Unsere Schätzung stimmt somit eng mit dem tatsächlichen Datum des Tambora-Ausbruchs (April 1815 n. Chr.) überein und bestätigt die Robustheit unseres Ansatzes sowie seine Anwendbarkeit im Fall von HMP-Ausbrüchen.

Wie alle anderen Methoden weist auch das in dieser Studie vorgestellte Verfahren zur Begrenzung des Zeitpunkts von HMP-Ausbrüchen mehrere Einschränkungen auf. Wir gehen in den folgenden Abschnitten auf diese Vorbehalte ein, stellen aber auch verschiedene Forschungsansätze vor, um unsere Schätzungen weiter zu verfeinern.

Historische Beobachtungen der Helligkeit einer Mondfinsternis gelten als wertvoller Indikator für SAOD nach großen Vulkanausbrüchen7,16,17,18,19. Allerdings sind Vorsichtsmaßnahmen erforderlich, um diesen Proxy ordnungsgemäß zu verwenden:

Geeignet sind nur totale Mondfinsternisse. Partielle und Halbschattenfinsternisse können nicht für zuverlässige Schätzungen der stratosphärischen Trübung verwendet werden16.

Die Totalität sollte vorzugsweise bei guten Wetterbedingungen (d. h. klarem, dunklem Himmel), nicht zu nahe am Horizont und nicht zu nahe an der Morgen- oder Abenddämmerung beobachtet werden16.

Das physische Erscheinungsbild des Mondes während der Totalität muss explizit beschrieben und die Farbe der verfinsterten Scheibe angegeben werden.

Berichte sollten aus der Zeit des Ereignisses stammen und vorzugsweise von einem Augenzeugen stammen. Diese Bedingungen sind für die verfügbaren mittelalterlichen Quellen nicht immer erfüllt (weitere Informationen finden Sie im Ergänzungsdatensatz S1).

Unsere Studie legt nahe, dass nur Mondfinsternisse, die innerhalb von etwa 20 Monaten nach einem Ausbruch auftreten, für Datierungszwecke und zur Unterscheidung des troposphärischen gegenüber dem stratosphärischen Transport vulkanischer Aerosole nützlich sind. An einem bestimmten Ort liegt der Zeitraum zwischen zwei aufeinanderfolgenden totalen Mondfinsternissen zwischen 6 Monaten und 3–4 Jahren (Ref. 17,63). Das unregelmäßige Auftreten totaler Mondfinsternisse kann daher die Datierung eines Vulkanausbruchs verhindern, wenn die Sonnenfinsternis außerhalb dieses 20-Monats-Zeitraums auftritt.

Bei der Untersuchung historischer Berichte über Mondfinsternisse ist eine sorgfältige Behandlung und Interpretation erforderlich64,65, da einige Beschreibungen möglicherweise zu kurz oder kryptisch sind, um nützliche Informationen über die Trübung der Stratosphäre zu liefern, und möglicherweise zu fehlerhaften Interpretationen führen. Ein solches Beispiel ist die Mondfinsternis vom November 1258 n. Chr., die im Azuma Kagami (吾妻鏡, Bd. 5, S. 625)66 aufgezeichnet wurde:

Shoka 2.10.16

„Morgens klar. Nach der Stunde der Schlange [9–11 Uhr] heftiger Regen und Überschwemmungen. Häuser wurden weggeschwemmt und Menschen ertranken. Zur Stunde des Pferdes [11–13 Uhr] begann das Wetter zu ändern klar. Während der Stunde der Ratte [23:00–01:00 Uhr] war der Mond verfinstert; er war nicht richtig sichtbar“ (siehe Ergänzungsdatensatz S1).

Die Beschreibung dieses Ereignisses ist kurz und mehrdeutig, was es schwierig macht, es sicher als dunkle Mondfinsternis zu klassifizieren. Dieser Bericht wurde mehrere Jahrzehnte nach dem Ereignis verfasst und basiert auf einer früheren Quelle, die heute verloren geht. Aus diesem Grund haben wir diesem Konto keinen Helligkeitswert zugeordnet.

Trotz dieser Herausforderungen stellen Mondfinsternisse bisher den einzigen Indikator dar, der eine direkte und präzise Schätzung früherer atmosphärischer Störungen durch vulkanische Aerosole ermöglicht. Im Gegensatz dazu kann die Verdunkelung der Sonne – auf die immer wieder Bezug genommen wird, um vulkanische Staubschleier zu identifizieren2,67,68,69,70,71,72,73,74 – nur selten mit vergleichbarer Genauigkeit datiert werden und kann auch fälschlicherweise identifiziert werden ( wenn sie von Sonnenfinsternissen oder Sonnenhalos stammen75,76).

Ein wichtiger Schritt in unserer Studie ist die Schätzung der Zeitspanne nach einem Ausbruch, in der wir erwarten, dass das stratosphärische Aerosol optisch ausreichend dick ist, um dunkle Mondfinsternisse zu verursachen. Dieses Intervall, Tdark, wird als das Intervall berechnet, in dem der SAOD 0,1 überschreitet. Wir erstellen eine probabilistische Schätzung von Tdark aus einer Kombination beobachteter und simulierter globaler mittlerer SAOD-Zeitreihen. Der Einsatz von Modellen ist notwendig, da einige in die Studie einbezogene Eruptionen eine viel größere SAOD erzeugten als die größten Eruptionen der Neuzeit, für die gute Beobachtungen vorliegen. Dies führt jedoch zu großen Unsicherheiten in der zeitlichen Entwicklung des stratosphärischen Aerosols für die größten Schwefelausbeuten. Nach einer anfänglichen Wachstumsphase nimmt der SAOD aus jüngsten Eruptionen mit der Zeit ungefähr exponentiell ab1. Wenn dieses Verhalten für größere Eruptionen gilt, würde sich der Zeitraum, in dem dunkle Finsternisse auftreten können, bei größeren Eruptionen verlängern. Andererseits deuten Modelle, die mikrophysikalische Prozesse einbeziehen, darauf hin, dass größere Eruptionen größere Sulfataerosolpartikel mit folglich kürzerer Verweildauer in der Stratosphäre erzeugen77,78,79. Wenn ja, würde dies kürzere Tdark-Zeiträume bedeuten. Diese Komplexität spiegelt sich in der großen Verbreitung simulierter SAOD durch ein Ensemble modernster Aerosolmodelle in koordinierten Simulationen des Tambora-Ausbruchs von 181580 wider.

Unsere Analyse berücksichtigt diese Unsicherheit in der SAOD-Entwicklung bei großen Schwefelausbeuten. Die eVolv2k SAOD-Zeitreihe wird mit dem EVA-Modell erstellt, das auf Beobachtungen des Pinatubo-Ausbruchs von 1991 basiert und nur eine einfache Variation der SAOD-Zerfallszeitskala mit der Eruptionsstärke verwendet. Der Vergleich von eVolv2k SAOD mit den umfassenden Aerosolmodellen der Tambora-Simulationen (Abb. 3 in Lit. 80) zeigt, dass die Tdark-Zeitspanne von eVolv2k mit der von Modellen erhaltenen vergleichbar ist, die die beständigsten Aerosolstörungen erzeugen. Die großen Unterschiede zwischen SAOD und Aerosollebensdauermodellen spiegeln die derzeitigen Unsicherheiten über die Prozesse der Aerosolbildung und des Aerosoltransports zwischen den aktuellen Modellen auf dem neuesten Stand wider44,81. Die eVolv2k-SAOD-Zeitreihe hängt vom geschätzten VSSI jeder Eruption ab; Dementsprechend stellt die eVolv2k-SAOD-Zeitreihe eine Obergrenze für das Tdark-Intervall dar. Im Gegensatz dazu erzeugt das IPSL-Modell, das auf freilaufenden mikrophysikalischen Prozessen in Aerosolen82 basiert, im Tambora-Ensemble einen der schnellsten SAOD-Zerfälle und daher kürzeste Tdark-Intervalle. Dieses Verhalten spiegelt das schnelle Wachstum stratosphärischer Sulfataerosole und eine stark verstärkte Absenkung durch die Schwerkraft wider. Die IPSL-Ergebnisse liefern daher eine Schätzung der unteren Grenze von Tdark. Indem wir diese ungefähren Ober- und Untergrenzen für Tdark in unsere Analyse einbeziehen, berücksichtigen wir die Unsicherheit in der stratosphärischen Aerosolentwicklung und übertragen sie in unsere endgültigen Einschränkungen für den Ausbruchszeitpunkt.

Baumringe werden seit fast 40 Jahren verwendet, um den Zeitpunkt und die Umweltfolgen von Vulkanausbrüchen abzuschätzen48,83,84,85,86,87,88,89,90,91,92. Dennoch ist die Erkennung vulkanischer Signale in Baumringaufzeichnungen mit mehreren Herausforderungen verbunden. Zur Untersuchung vergangener vulkanischer Ereignisse wurden mehrere Baumringparameter verwendet. Eine davon ist die Ringbreite (RW), die jährliche Zuwachsrate der Jahresringe im Holz. Bäume reagieren typischerweise auf vulkanisch bedingte Abkühlung mit der Erzeugung schmaler RW. Die Verwendung dieses Parameters zur Datierung und Quantifizierung der durch große Vulkanausbrüche verursachten Abkühlung wird jedoch diskutiert. Es ist bekannt, dass RW stark von der biologischen Persistenz beeinflusst wird, was dazu führen kann, dass temperaturbasierte RW-Rekonstruktionen die Dauer der Abkühlung nach dem Ausbruch unterschätzen, verzögern und übertreiben83,90,93,94. Die Baumringgemeinschaft hat sich daher für die Verwendung eines anderen Parameters namens „maximale Spätholzdichte“ (MXD) ausgesprochen, der als „Goldstandard der hochauflösenden Paläoklimatologie für Temperaturrekonstruktionen“ gilt95. MXD, das aus mittels Röntgenradiodensitometrie gemessenen hochauflösenden Dichteprofilen gewonnen wird, ist in der Tat weniger anfällig für das biologische Gedächtnis und reagiert schneller auf Klimaextreme. Leider reichen jedoch nur wenige MXD-Chronologien bis vor 1300 n. Chr.83,94. Darüber hinaus führen Vulkanausbrüche nicht zu einer weltweit gleichmäßigen Abkühlung im Sommer9,83,90. Abhängig von der Schwefelausbeute des Ausbruchs, seinem Breitengrad und seiner Jahreszeit, den vorherrschenden Klimabedingungen und der internen Variabilität werden einige Regionen abkühlen, während andere kaum Veränderungen erfahren83. Wenn Baumringchronologien aus verschiedenen Regionen gemittelt werden, um hemisphärische Temperaturrekonstruktionen zu erstellen, kann das Vulkansignal daher gedämpft und schwerer zu erkennen sein83.

Wir haben die Rekonstruktionen NVOLC v2 (Ref. 7), Sch2015 (Ref. 41) und N-TREND2015 (Ref. 42) verwendet, um die Datierung von HMP-Ausbrüchen zu verfeinern. Die NVOLC v2-Rekonstruktion besteht aus 25 Baumring-Chronologien (12 MXD- und 13 RW-Chronologien), Sch2015 basiert auf 15 MXD-Chronologien, die über die Extratropen der nördlichen Hemisphäre verteilt sind, während N-TREND2015 auf einem Netzwerk von 54 Datensätzen (11 RW, 18 MXD- und 25 gemischte Serien bestehend aus RW-, MXD- und Blauintensitätsaufzeichnungen. Diese Rekonstruktionen wurden ausgewählt, weil sie eine beträchtliche Anzahl von MXD-Datensätzen integrieren. Wir haben keine kürzlich veröffentlichten Rekonstruktionen verwendet, die ausschließlich auf RW-Datensätzen96 basieren.

Der Gesamtvergleich der drei Rekonstruktionen der nördlichen Hemisphäre zeigt eine gute Übereinstimmung für UE1–UE6 (Abb. 3 und erweiterte Daten, Abb. 2). Für UE2 stellen wir fest, dass die maximale Spitzenkühlung im Jahr 1171 n. Chr. in N-TREND2015 und ein Jahr später in Sch2015 und NVOLC v2 beobachtet wird. Für den Samalas-Ausbruch im Jahr 1257 n. Chr. zeigen Sch2015 und N-TREND2015 eine weniger ausgeprägte Abkühlung, die jedoch im Unsicherheitsbereich der NVOLC v2-Rekonstruktion bleibt. Wir erkennen drei Ursachen für diese Diskrepanzen. (1) Unterschiede in den in den verschiedenen Studien verwendeten Baumringnetzwerken. NVOLC v2 enthält nur Chronologien, die den gesamten Zeitraum zwischen heute und dem 12. Jahrhundert umfassen, während Sch2015 und N-TREND2015 auch kürzere Serien umfassen. (2) Unterschiede in der verwendeten Übertragungsfunktion. NVOLC v2 basiert auf einer verschachtelten Hauptkomponentenregression – zur schrittweisen Anpassung an eine sich ändernde Anzahl verfügbarer Proxy-Datensätze48,97 – kombiniert mit einem Bootstrap-Ansatz mit 1.000 Iterationen, der die Berechnung von mit der Rekonstruktion verbundenen Unsicherheiten ermöglicht. Im Gegensatz dazu basieren Sch2015 und N-TREND2015 auf einem Skalierungsansatz. (3) Die zur Kalibrierung verwendeten klimatologischen Datensätze. NVOLC v2 verwendet monatliche mittlere (1805–1972 n. Chr.) JJA-Temperaturanomalien (40–90° N) aus dem kürzlich veröffentlichten Berkeley Earth Surface Temperature (BEST)-Datensatz98. Schneider et al.41 kalibrierten ihre Proxy-Aufzeichnungen anhand monatlicher mittlerer JJA-Temperaturanomalien (1901–1976 n. Chr.), die aus dem 5° × 5° CRUTEM4v-Netzwerk99 (30–90°) abgeleitet wurden. Wilson et al.42 skalierten ihre Proxy-Aufzeichnung auf CRUTEM4v (40–75° N) MJJA-Landtemperaturen im Zeitraum 1880–1988 n. Chr. Die Kombination dieser Unterschiede in Baumringnetzwerken, Übertragungsfunktionen, klimatologischen Referenzdatensätzen, Kalibrierungszeiträumen sowie der Zielsaison führt zwangsläufig zu Unterschieden in den Abkühlungsgrößen für bestimmte Ereignisse.

Unsere Studie stützt sich auf modernste Rekonstruktionen, die die postvulkanische Sommerkühlung effizient erfassen. Es gibt jedoch mehrere Möglichkeiten, die Spitzenabkühlungserkennung zu verbessern und den Zeitpunkt von HMP-Ausbrüchen zu verfeinern:

Verbesserung der räumlichen Abdeckung des jahrtausendelangen MXD-Netzwerks mit neuen Daten aus schwach repräsentierten Regionen der Welt.

Quantitative Holzanatomie (QWA). Edwards et al.100,101 versuchten, den Zeitraum der maximalen Abkühlung im Zusammenhang mit dem Laki-Ausbruch auf den Spätsommer 1783 n. Chr. zu beschränken, indem sie Baumring-Proxy-Messungen im zellulären Maßstab verwendeten. Diese Ergebnisse stehen im Gegensatz zu MXD-Rekonstruktionen, die darauf hindeuten, dass der gesamte Sommer 1783 n. Chr. außergewöhnlich kalt war, und zu Baum-RW-Rekonstruktionen, die die Abkühlung dämpfen. Solche Ergebnisse deuten darauf hin, dass QWA-Daten den Zeitpunkt der Spitzenabkühlung nach Vulkanausbrüchen innerhalb der Vegetationsperiode genauer bestimmen können als Baum-RW und MXD. Die Einbeziehung von QWA-Analysen für die HMP-Eruptionen in das in dieser Studie vorgeschlagene vierstufige Verfahren kann die Schätzungen des Eruptionszeitpunkts weiter verfeinern. Trotz vielversprechender Ergebnisse befindet sich die hochaufgelöste QWA noch in einem frühen Stadium. Da hochaufgelöste Chronologien der anatomischen Holzparameter kostspielig und arbeitsintensiv sind, ist es außerdem unwahrscheinlich, dass bald ein funktionsfähiges Netzwerk von QWA-Aufzeichnungen (nördliche Hemisphäre) verfügbar sein wird.

Der Großteil des gebrochenen Sonnenlichts, das den verfinsterten Mond beleuchtet, bewegt sich zwischen 5 und 25 km über der Erdoberfläche19. Aerosole der oberen Troposphäre (5–10 km) können die Helligkeit des Mondes beeinflussen18, ihre Verweildauer liegt jedoch in der Größenordnung von einigen Wochen1,18. Dunkle Mondfinsternisse deuten daher eher auf eine starke Trübung der Stratosphäre nach großen Vulkanereignissen hin16,17,18. Wir gehen daher davon aus, dass Mondfinsternisse von rötlicher oder kupferfarbener Farbe (d. h. mit einem L-Wert > 1), die nach HMP-Ausbrüchen beobachtet wurden, darauf hindeuten, dass Aerosolschleier hauptsächlich auf die Troposphäre beschränkt waren und wahrscheinlich nur begrenzte klimatische Auswirkungen hatten. Die Robustheit unseres Ansatzes wurde durch den Vergleich unserer Ergebnisse mit Schwefelisotopenaufzeichnungen (Δ33S) von Dome C (Antarktis)3 bewertet, die sich als wertvoller Indikator für die Unterscheidung zwischen Eruptionen erwiesen haben, deren Fahnen die Stratosphäre auf oder über der Ozonschicht erreichten, und solchen, die die Stratosphäre erreichten blieb unter 3.102.103.104.105.106.107.

Die dieser Studie zugrunde liegenden historischen Daten finden Sie im Ergänzungsdatensatz S1 und sind auf Zenodo unter https://doi.org/10.5281/zenodo.6907654 verfügbar. Die baumringbasierten Rekonstruktionen können unter https://doi.org/10.5281/zenodo.3724674 heruntergeladen werden. Eiskerndaten können über den folgenden Link und das folgende Repository abgerufen werden: https://doi.org/10.1038/nature14565 und https://doi.org/10.1594/WDCC/eVolv2k_v2. SAOD-Zeitreihen können über die folgenden Links abgerufen werden: https://data.giss.nasa.gov/modelforce/strataer/ und https://doi.org/10.1594/WDCC/eVolv2k_v2. Quelldaten werden mit diesem Dokument bereitgestellt.

Die bei der Datenverarbeitung verwendeten Codes sind auf Zenodo unter https://doi.org/10.5281/zenodo.6907654 verfügbar.

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Referenzen herunterladen

SG, CC, MK und M. Stoffel wurden vom Schweizerischen Nationalfonds Sinergia Project CALDERA (CRSII5_183571) unterstützt. SG dankt A. Harrak (Abteilung für Zivilisationen des Nahen und Mittleren Ostens, Universität Toronto), F. Espenak (NASA Goddard Space Flight Center), F. Hierink (Institut für Umweltwissenschaften, Universität Genf) und P. Souyri (Abteilung für Ostasienstudien, Universität Genf) für die Beratung zum Manuskript. F. Lavigne wurde vom Institut Universitaire de France (IUF, Akademisches Institut Frankreichs) unterstützt. MK erhielt Fördermittel aus dem Projekt EUR IPSL – Climate Graduate School, das von der ANR im Rahmen des Programms „Investissements d'avenir“ unter der Referenznummer ANR-11-IDEX-0004-17-EURE-0006 verwaltet wird. F. Ludlow erhielt Fördermittel vom Irish Research Council Starting Laureate Award (CLICAB-Projekt, IRCLA/2017/303). F. Ludlow und ZY erhielten außerdem Mittel aus einem Synergy Grant (4-OCEANS; Zuschussvereinbarung Nr. 951649) des Europäischen Forschungsrats (ERC) im Rahmen des Forschungs- und Innovationsprogramms Horizont 2020 der Europäischen Union. M. Sigl wurde vom ERC im Rahmen des Forschungs- und Innovationsprogramms Horizon 2020 der Europäischen Union gefördert (Fördervereinbarung Nr. 820047). Dieses Papier ist ein Produkt der Arbeitsgruppe Volcanic Impacts on Climate and Society (VICS).

Open-Access-Finanzierung durch die Universität Genf.

Auswirkungen und Risiken des Klimawandels im Anthropozän (C-CIA), Institut für Umweltwissenschaften, Universität Genf, Genf, Schweiz

Sebastien Guillet, Christophe Corona, Tomoko Muranaka und Markus Stoffel

GEOLAB, Universität Clermont Auvergne, CNRS, Clermont-Ferrand, Frankreich

Christophe Corona

Institut für Geographie, Universität Cambridge, Cambridge, Großbritannien

Clive Oppenheimer

Labor für physikalische Geographie, Universität Paris 1 Panthéon-Sorbonne, Thiais, Frankreich

Franck Lavigne

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Myriam Khodri

Trinity Centre for Environmental Humanities, Abteilung für Geschichte, School of Histories & Humanities, Trinity College Dublin, Dublin, Irland

Francis Ludlow & Zhen Yang

Klima- und Umweltphysik, Universität Bern, Bern, Schweiz

Michael Sigl

Oeschger-Zentrum für Klimaforschung, Universität Bern, Bern, Schweiz

Michael Sigl

Fachbereich Physik und Technische Physik, University of Saskatchewan, Saskatoon, Saskatchewan, Kanada

Matthew Toohey

Abteilung für asiatische Sprachen und Literatur, University of Washington, Seattle, WA, USA

Paul S. Atkins & Nobuko Horikawa

Departement für Geowissenschaften, Universität Genf, Genf, Schweiz

Markus Stoffel

Abteilung F.-A. Forel für Umwelt- und Wasserwissenschaften, Universität Genf, Genf, Schweiz

Markus Stoffel

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SG hat die Forschung mit Beiträgen von CC, M. Stoffel und F. Lavigne entworfen. SG untersuchte historische Quellen aus Europa, Russland und dem Nahen Osten. SG, PSA, NH und TM untersuchten japanische historische Quellen. ZY und SG untersuchten chinesische historische Quellen. SG und ZY untersuchten koreanische historische Quellen. SG analysierte historische Quellen mit Beiträgen von ZY, PSA und F. Ludlow. SG, CC, M. Sigl, CO und MT trugen zur Interpretation der Eiskern- und Baumringdaten bei. SG, CC, MK und MT trugen zur Interpretation der Aerosolmodellsimulationen bei. Das Manuskript wurde von SG, CC, M. Stoffel und CO verfasst, mit Beiträgen von MK, F. Ludlow, F. Lavigne, M. Sigl und MT

Korrespondenz mit Sebastien Guillet.

Die Autoren geben an, dass keine Interessenkonflikte bestehen.

Nature dankt Harri Kokkola, Anne Mathers-Lawrence und den anderen, anonymen Gutachtern für ihren Beitrag zum Peer-Review dieser Arbeit. Peer-Reviewer-Berichte sind verfügbar.

Anmerkung des Herausgebers Springer Nature bleibt hinsichtlich der Zuständigkeitsansprüche in veröffentlichten Karten und institutionellen Zugehörigkeiten neutral.

Eine detaillierte Beschreibung des Ansatzes finden Sie in Methoden.

Quelldaten

a, Verweilzeit vulkanischer Stratosphärenaerosole und Zeitfenster mit SAOD über etwa 0,1. Die Verweilzeit von Aerosolen basiert auf globalen mittleren SAOD550-Zeitreihen aus den Datensätzen Sato/GISS37 und GloSSAC v2 (Lit. 38) (für die Krakatau-Ausbrüche von 1883 und den Pinatubo-Ausbruch von 1991) und wird durch den EVA-Antriebsgenerator4,39 simuliert (für UE1 und UE5). Wahrscheinlichkeit des Auftretens von HMP-Eruptionen basierend auf dem Zeitpunkt der dunklen Mondfinsternisdaten (b) und Baumringaufzeichnungen7,41,42 (c). d, Integration von b und c, um die wahrscheinlichsten Zeitfenster für die UE1- und UE5-Ausbrüche abzuschätzen.

Quelldaten

Datenbank mit Mondfinsternissen aus historischen Quellen aus Europa, dem Nahen Osten und Ostasien für das 12. und 13. Jahrhundert

Übersichtstabelle, die die in dieser Studie berücksichtigten Vulkanausbrüche beschreibt

Open Access Dieser Artikel ist unter einer Creative Commons Attribution 4.0 International License lizenziert, die die Nutzung, Weitergabe, Anpassung, Verbreitung und Reproduktion in jedem Medium oder Format erlaubt, sofern Sie den/die Originalautor(en) und die Quelle angemessen angeben. Geben Sie einen Link zur Creative Commons-Lizenz an und geben Sie an, ob Änderungen vorgenommen wurden. Die Bilder oder anderes Material Dritter in diesem Artikel sind in der Creative Commons-Lizenz des Artikels enthalten, sofern in der Quellenangabe für das Material nichts anderes angegeben ist. Wenn Material nicht in der Creative-Commons-Lizenz des Artikels enthalten ist und Ihre beabsichtigte Nutzung nicht gesetzlich zulässig ist oder über die zulässige Nutzung hinausgeht, müssen Sie die Genehmigung direkt vom Urheberrechtsinhaber einholen. Um eine Kopie dieser Lizenz anzuzeigen, besuchen Sie http://creativecommons.org/licenses/by/4.0/.

Nachdrucke und Genehmigungen

Guillet, S., Corona, C., Oppenheimer, C. et al. Mondfinsternisse beleuchten den Zeitpunkt und die Klimaauswirkungen des mittelalterlichen Vulkanismus. Natur 616, 90–95 (2023). https://doi.org/10.1038/s41586-023-05751-z

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Eingegangen: 07. Oktober 2021

Angenommen: 20. Januar 2023

Veröffentlicht: 05. April 2023

Ausgabedatum: 06. April 2023

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

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