Előfizetés a lapra

Tambora - 1815 és a nyár nélküli év

éghajlat, geológia, katasztrófa, Tambora, tűzhányó, vulkán, vulkanológia

2015/06/30

A Tambora tűzhányó neve valószínűleg inkább csak a vulkánokat kedvelő „vájtabb fülű” olvasónak cseng ismerősen. Hiszen a nagyközönség számára, ha vulkánkatasztrófákról van szó, Pompei (azaz a Vezúv) és a Krakatau híres kitörései abszolút elsőbbséget élveznek. Pedig utóbbiak mindegyikét, sőt kettejük mintegy „szorzatát” is a magáénak tudhatja az indonéziai Tambora robbanásos működése, amelynek idén van a kétszázadik évfordulója. Esetében is volt eltemetett falu, melyet ásatásokkal tártak fel a 2000-es években, és hozzá is társult a Krakatauéhoz hasonló, sőt még annál is jelentékenyebb éghajlat-módosító hatás.

De vajon mitől is volt oly rendkívüli e kitörés, hogy az írásos történelem legnagyobbjáról beszélhetünk, mi több, Santorini Kr. e. 1630 körüli, híres minószi kitörésével egy lapon említhetjük? Nos tény, hogy az erupció nemcsak emberi, de földtörténeti léptékkel mérve is kiemelkedő méretű volt: az akár 40–50 köbkilométernyi magma felhabzása, kitörése nyomán 100–150 köbkilométernyi tufaanyag rakódott le. (A távolabbi üledékeket az erózió már elhordta, a messze kiszórt hamu java ráadásul tengerbe hullott, így a pontos számok ma is vita tárgyát képezik.) Ezzel a kitörés a 8-ig terjedő vulkáni robbanásossági indexen (VEI) 7-est érdemelt ki!

Űrfelvétel a kalderáról gázkiáramlásokkal

(FORRÁS: VOLCANOGEEK.WORLDPRESS.COM)

Sötétség

Ugyanakkor a pusztítás mértéke is mindent felülmúlt. Az emberiség teljes történetében legsúlyosabbnak számító vulkánkatasztrófa 10–20 ezer közvetlen áldozatot követelt – ezek többsége izzófelhőkben: gázokkal és hamuval terhelt piroklaszt-árakban lelte halálát –, s csupán Indonéziában további 60–80 ezer ember, a kitörés globális éghajlati következményei miatt pedig éhínségben, járványokban több száz ezer ember veszítette életét, Észak-Amerikától Nyugat- és Közép-Európán át Kínáig, Indiáig. A veszteségek közt ott szerepelnek a Kárpát-medence területén meghaltak is – számuk ötvenezerre tehető –, hiszen a kitörés utóélete, a klímaromlás és annak következményei a mi térségünket is súlyosan érintették.

 Az északi félgömbön addig még sosem tapasztalt éghajlati helyzet, különösképpen 1816 rendkívül zord nyara vezetett a széles körben meghonosodott „nyár nélküli év” elnevezéshez. A reménytelen, zord időjárás ihlette Lord Byron jól ismert Sötétség című versét is, amelyet a Genfi-tó partján írt. Első, igen találó sorait érdemes felidéznünk Tótfalusi István fordításában: „Álmot láttam, s nem álom volt csupán. / Kihunyt a fényes nap, s a csillagok / Az örök térben vaksin tébolyogtak, / Út-vesztve, fénytelen, s a megfagyott föld / Feketén ingott a holdtalan űrben. / Reggel jött, ment, jött – s nem hozott napot, / S az emberek feledtek szenvedélyt / A puszta rettenetben, és szívük / Önző fényt kérő imává fagyott”. Jelen rövid írásban azonban nem a történelmi, kultúrtörténeti vonatkozásokra, hanem a kitörés éghajlati hatásaira, a változások jellegére, mértékére és okaira fókuszálunk.

Európa középhőmérsékletének az átlagtól való eltérései 1816 nyarán

(FORRÁS: WIKIMEDIA COMMONS)

A hegy harmada eltűnt

Az éghajlatváltozás előidézéséhez megfelelő méretű vulkánkitörésre van szükség, robbanásos kitörés esetén a már említett VEI-indexen legalább 6-osra. Hogy a Sumbawa szigetén található Tambora esetében a dimenziókat megértsük, az eredetileg 4000 méter körüli magasságba emelkedő tűzhányó mintegy a harmadát elveszítette a kitörésben: mai magassága mindössze 2850 méter. Ez pontosabban a felső rész beszakadását jelentette, aminek következtében 6–7 kilométer átmérőjű, 1000–1300 méter mélységű vulkáni üst, kaldera keletkezett. Ennek és a hiányzó hegyrésznek a térfogata körülbelül megfelel a kitörés során távozott magma térfogatának (az említett 50 köbkilométernek). Sokak szerint – a kitörés tetőzésekor – éppen a vulkán beszakadása vezetett 1815. április 10-én a mélybeli magmaanyag java részének „kipumpálásához”.

 Bármekkora legyen is azonban a kitörés mérete, anyagtömege, ma már (elsősorban a mexikói El Chichón-vulkán 1982-es kitörése kapcsán) elfogadott tény, hogy a globális éghajlati változásokat nem a levegőbe kerülő hamuanyag okozza – mert az hetek alatt kimosódik –, hanem a felszabaduló kén-dioxid, amennyiben a kitörési felhő a sztratoszférát (magaslégkört) is eléri. A kén-dioxid ugyan látszólag csekély mennyiségű (néhány százaléknyi) a kibocsátott vízgőz, illetve szén-dioxid mögött, ám a légkör nedvességével reakcióba lépve kénsavvá alakul, s ez hosszú ideig, akár évekig megmaradó, aeroszol méretű (mikrométeres) szulfátszemcsékből álló felhőt képez. E felhő a magaslégkör áramlási rendszerének köszönhetően viszonylag gyorsan szétterül Földünkön. Az északi félgömbön bekövetkező vulkánkitörés felhője az északi, a trópusi égövi kitörés felhője viszont mindkét féltekén gyorsan megjelenik, amint azt a szintén nagy mennyiségű ként kibocsátott (VEI=6-os) indonéziai Pinatubo-kitörés (1991) műholdas megfigyelése példázta. (Tegyük hozzá: a vulkánkitöréseknek a trópusokon nagyobb energiára van szükségük a sztratoszféra eléréséhez, hiszen a troposzféra ott csaknem kétszer olyan vastag.)

A Tambora és környezete hamisszínes űrfelvételen

 (FORRÁS: NASA, JOHNSON SPACE CENTER)

Szokatlan hidegek

Ami a globális éghajlati változások hatásmechanizmusát illeti, bonyolult – ma sem egészen értett – folyamatok kölcsönhatásáról beszélhetünk. Bizonyos, hogy a szulfát-aeroszolból álló felhő gátat jelent mind a Nap felszínre irányuló rövidhullámú sugárzása, mind pedig a Föld felszínéről történő hosszúhullámú kisugárzás számára. Mivel az aeroszol szemcsemérete megegyezik a napsugárzás látható részének hullámhosszával, a magaslégköri aeroszolfelhő a beérkező sugárzás egy részét visszaveri, másik részét elnyeli. Míg tehát az előbbi folyamat részben blokkolja a beérkező energiát, s ezzel az alsóbb légrétegekben és a felszínen lehűlést idéz elő, utóbbi a sztratoszféra melegedését váltja ki. E melegítő hatást tovább erősíti a földfelszíni hosszúhullámú visszasugárzás egy részének elnyelése, abszorpciója is.

 Trópusi kitörés esetén a vulkán környezetében megfigyelhető hűtő hatás nyilvánvalóan azonnal jelentkezik, ráadásul a párolgás csökkentése révén a csapadék mennyiségét is mérsékelheti, ami szárazodást idéz elő. Ez annak idején a Tamborát környező indonéz szigetvilágban kialakult súlyos, tízezrek halálát okozó éhínséghez vezetett. A távolabbi trópusi monszunterületeken a hűtő hatás – konkrétan a kontinensek lehűlése –  csökkenti a kontinensek és óceánok eltérő mérvű felmelegedése közötti különbséget, ami pedig a monszun alapját jelenti, ennélfogva a trópusi monszun gyengül, s a hulló csapadék ott is kevesebb lesz. E folyamatnak a Tambora esetében elsősorban az indiai szubkontinens lett a kárvallottja: szintén igen súlyos következmények a mezőgazdaságban, nyomában éhínség és kolerajárvány. Hozzá kell tenni azonban, hogy számos kutató szerint a vulkánkitörések és a csapadékváltozékonyság összefüggése kevésbé egyértelmű a hőmérsékleti változásokhoz képest.

Globális hőmérsékletingadozások 1200 és 1980 között. A kék szín a faévgyűrűk alapján, a piros modellszámításokkal kapott, a zöld a faévgyűrűk "null-növekedésével" korrigált érték.

 (FORRÁS: MICHAEL E. MANN ÉS MUNKATÁRSAI, 2012)

 A magaslégköri aeroszolfelhő néhány hét alatt elérheti a magasabb szélességeket is. Magyarországon már 1815 júniusában szokatlan hidegekről számoltak be. Egyértelmű, hogy az északi félgömb mérsékelt övében a hűtő hatás (s ennek következtében a súlyos mezőgazdasági helyzet) elsősorban a nyári félévekben következett be: különösen hideg volt 1816 nyarán, de még a rákövetkező nyár sem volt a megszokott.  A rendelkezésre álló meteorológiai adatok és a modellezési eredmények alapján a hűlés mértéke 1816-ban az északi féltekén átlagosan 0,5–1 Celsius-fok, de helyenként akár 2-4 Celsius-fok is lehetett!

Jégminták bizonyítéka

A tényleges hűlés mértéke, illetve lefutása, jellege igen izgalmas kérdés, szakmai berkekben világszerte komoly viták kísérik. Például már korábban is sejtették, ám csak a grönlandi és antarktiszi jégminták vizsgálata, a kénsav-felhalmozódás görbéjének elemzése tette egyértelművé, hogy a Tambora kitörése előtt néhány évvel – valószínűleg 1809-ben – egy másik trópusi kitörésre is sor került, a Tambora csak erre „erősített rá”. Egy másik kiváltó körülmény a napfolttevékenység lanyhulása (a már 1790 óta tartó Dalton-minimum) lehetett, amely sokak szerint eleve felelős volt az alacsonyabb középhőmérsékletekért.

 További érdekesség, hogy a faévgyűrűk növekedési ritmusára alapozott rekonstrukciók (nevezetesen, hogy hidegben kisebb mértékben nőnek a gyűrűk) nem vagy kevésbé jelzik a nagy kitörések hatását, mint az éghajlati modellszámítások. Egy újabb nézet szerint ennek az lehet az oka, hogy szélső esetben a klímaromlás hatására – az északi félteke bizonyos helyein – egyáltalán nem nőnek faévgyűrűk, ami félrevezetheti a kronológiát.

 A sztratoszféra melegedése ugyanakkor – úgy tűnik – mérsékli, s konkrétan a Tambora esetében mérsékelte is a hűtő hatást. Mi több, a téli félévben az északi félgömbön sok helyen inkább melegedésről beszélhetünk. E mögött az a sokak által feltételezett mechanizmus áll, miszerint a kezdeti, trópusok fölötti sztratoszférikus felmelegedés hangsúlyozza a hőmérsékleti, ezáltal nyomásbeli különbséget az alacsonyabb és magasabb szélességek légtömegei között. Ez az északi félgömbön megerősíti a sarkok fölött áramló ciklonok rendszerét (az úgynevezett sarki „vortex”-et), ami egyszersmind azt jelenti, hogy e ciklonok hideg légtömegei nem jutnak le alacsonyabb szélességekre. A nyomáskülönbség például az atlanti térségben az azori maximum és izlandi minimum közötti nyomáskülönbség fokozódását jelenti.

A Tambora, a Toba (74 ezer éve) és a Pinatubo (1991-es) kitöréséből lerakódott tufaanyag mennyiségének összevetése

 (FORRÁS: NEWSCENTER, UNIVERSITY OF CALIFORNIA, BERKELEY)

Mindezen változások a mérsékelt övezetben végeredményben a nyugatias szelek megerősödéséhez vezetnek. Ennek következtében nem vagy kevésbé kerül sor sarkvidéki hidegbetörésekre, viszont a telente sok csapadékot – ezen belül havat – szállító nyugatias szelek hóviharokhoz, orkánokhoz vezethetnek. Valóban, például 1816 januárjában idehaza is rendkívüli hóviharok sújtották a Nagyalföldet. Ennyit a „melegítő” hatásról, amely – még egyszer hangsúlyozandó – nem ellensúlyozta a globális hűlést.

Nem mindegy, hol tör ki

A Tamboráénál kisebb kitörések, mint a Krakatau (1883) vagy az említett Pinatubo (utóbbi például tizedannyi hamuanyagot terített szét és negyedannyi ként) hűtő hatása kisebb, és az évszakos különbségek legfeljebb egy éven át jelentkeznek. Nem mindegy ugyanakkor, hogy az adott vulkán a trópusokon van-e – miként az említett három –, vagy magasabb szélességeken. Az izlandi Laki-vulkán 1783-as lávaöntő kitörése, amely szintén jelentős mennyiségű ként bocsátott a légkörbe, vagy a XX. század legnagyobb robbanásos vulkánkitörése, a Katmai (1912) az északi félgömbön terítettek szét aeroszolfelhőt, ami nem okozott a magaslégkörben nyomáskülönbség-növekedést. Ezáltal gyengült a sarki ciklonok áramlási rendszere, és a sarki hideg légtömegek le-leszakadoztak, betörtek az északi félgömb alacsonyabb szélességeire: így mindkét vulkánkitörés télen is nagy hidegeket okozott Észak-Amerika keleti részén vagy Európában.

 A Tambora és a Somma-Vezúv kalderája azonos méretarányú domborzati modellen

 (FORRÁS: WWW.PATHEOS.COM, DAN PETERSON)

Az éghajlati hatások megállapítása, elemzése, a mérési vagy modellezési eredmények értelmezése továbbra is a vulkanológia és a meteorológia fő kihívásai közé tartoznak. Ne feledjük: bár földtörténeti léptékben a belső hő egyre fogy Földünk belsejében, azért még bőven van belőle! Az, hogy a VEI 7-es kitörések gyakorisága ezer év nagyságrendű, azt jelenti, hogy az emberiség egyáltalán nem tudhatja maga mögött a Tamboráéhoz hasonló vulkánkitöréseket. Egy 6-os kitörés pedig, amely körülbelül száz évente következik be, akár a közeljövőben is előfordulhat. S jóllehet az ekkora kitöréseknek mindig vannak előjelei, minden eset más és más, így bőven van még teendőnk – részben éppen a Tambora tanulságait kielemezve –, hogy ezekre felkészüljünk!

 KARÁTSON DÁVID

2015/20