Erupcja Samalasa w 1257 roku

Erupcja Samalasa
Widok na wulkan Samalas wraz z wulkanem Rinjani
Widok na wulkan Samalas wraz z wulkanem Rinjani
Państwo

 Indonezja

Miejsce

Lombok

Rodzaj zdarzenia

Erupcja wulkanu

Data

1257

Położenie na mapie
Położenie miejsca katastrofy na mapie
Kompleks wulkaniczno-kalderowy na północy Lomboku
8°24′36″S 116°24′30″E/-8,410000 116,408333

Erupcja Samalasa w 1257 roku – katastrofalna erupcja wulkanu Samalas, położonego na indonezyjskiej wyspie Lombok. Zdarzenie to miało przypuszczalnie Indeks Eksplozywności Wulkanicznej (ang. Volcanic Explosivity Index, VEI) równy 7[a], co czyni ją jedną z najpotężniejszych erupcji wulkanicznych w holocenie. Erupcja spowodowała powstanie rozległej kaldery, w której znajduje się jezioro Segara Anak. Późniejsza aktywność wulkaniczna doprowadziła do powstania nowych stożków wulkanicznych w kalderze, m.in. aktywnego stożka Barujari.

Wydarzenie to wytworzyło kolumny erupcyjne sięgające dziesiątek kilometrów w atmosferę oraz lawiny piroklastyczne, które pokryły znaczną część Lomboku i dotarły przez morze na sąsiednią wyspę Sumbawa. Przepływy te zniszczyły ludzkie osady, w tym Pamatan, stolicę królestwa na Lomboku. Popiół wulkaniczny dotarł nawet do Jawy, opadając w odległości do 340 kilometrów od wulkanu, a erupcja wyrzuciła ponad 10 km³ skał i popiołu.

Aerozole, które dostały się do atmosfery, zredukowały promieniowanie słoneczne docierające do powierzchni Ziemi, powodując zimę wulkaniczną i globalne ochłodzenie trwające kilka lat. Spowodowało to klęski głodu i nieurodzaje w Europie oraz innych regionach, choć dokładna skala anomalii temperaturowych i ich konsekwencji pozostaje przedmiotem dyskusji. Erupcja mogła przyczynić się do zapoczątkowania małej epoki lodowej, okresu ochłodzenia trwającego kilka wieków.

Przed ustaleniem miejsca erupcji, badania rdzeni lodowych na całym świecie wykazały zwiększone stężenie siarczanów około 1257 roku, co stanowiło mocny dowód na dużą erupcję wulkaniczną w tamtym czasie. W 2013 roku naukowcy powiązali historyczne zapisy dotyczące wulkanu Samalas z tymi danymi. Zapisy te, sporządzone przez świadków wydarzenia, zachowano w kronikach „Babad Lombok”, spisanych na liściach palmowych.

Geologia

Samalas (znany również jako Rinjani Tua[3]) stanowił część masywu wulkanicznego Rinjani na Lomboku w Indonezji[4]. Pozostałości wulkanu tworzą kalderę Segara Anak, na której wschodnim skraju znajduje się wulkan Rinjani[3]. Po zniszczeniu Samalasa w kalderze powstały dwa nowe wulkany, Rombongan i Barujari. Rinjani również wykazuje aktywność wulkaniczną, w wyniku której powstał krater Segara Muncar[5]. W regionie znajdują się inne wulkany, takie jak Agung, Batur i Bratan, na wyspie Bali na zachodzie[6].

Położenie Lomboku

Lombok należy do Małych Wysp Sundajskich[7] w Łuku Sundajskim Indonezji[5], w strefie subdukcji, gdzie płyta australijska wchodzi pod płytą euroazjatycką z prędkością 7 centymetrów rocznie[8]. Magma zasilająca wulkany Samalas i Rinjani pochodzi prawdopodobnie ze skał perydotytowych w klinie płaszcza pod Lombokiem[5]. Przed erupcją Samalas mógł osiągać wysokość 4200 ± 100 metrów, na podstawie rekonstrukcji zachowanych zboczy[9], co czyniłoby go wyższym od obecnego najwyższego szczytu tropikalnej Azji, Kinabalu[10]. Obecna wysokość Samalasa jest mniejsza niż sąsiedniego wulkanu Rinjani, który osiąga 3726 metrów[9].

Najstarsze formacje geologiczne na Lomboku pochodzą z oligocenu–miocenu[4][5], a starsze formacje wulkaniczne występują w południowych częściach wyspy[3][4]. Samalas powstał w wyniku aktywności wulkanicznej przed 12 000 BP. Rinjani uformował się między 11 940 ± 40 a 2550 ± 50 BP[5]. We wczesnym holocenie (przed 5300 p.n.e.) erupcje eksplozywne Samalasa i Rinjani były rzadkie, ale później aktywność wzrosła[11]:

  • Mało znana erupcja[12] (prawdopodobnie Rinjani) między 5990 ± 50 a 2550 ± 50 BP utworzyła pumeks Propok o objętości równoważnej skały litej 0.1 km³[13]. Samalas zawalił się na południe[14], prawdopodobnie podczas erupcji pumeksu Propok[11], tworząc pagórkowate depozyty osuwiskowe na południu wulkanu. Depozyty te obejmują obszar około 535 km² i zawierają około 15 km³ skał[14], co czyni je trzecimi pod względem wielkości osadami tego typu w Indonezji[11]. Przed erupcją Samalas mógł osiągać wysokość 4207 metrów[15].
  • Pumeks Rinjani o objętości równoważnej skały litej 0.3 km³[b][17] mógł pochodzić z erupcji Rinjani lub Samalasa[18]; datowany jest na 2550 ± 50 BP[17], na koniec okresu formowania się Rinjani[5]. Osady z tej erupcji osiągnęły grubość 6 centymetrów w odległości 28 kilometrów[19].

Dodatkowe erupcje Rinjani lub Samalasa datowane są na 11 980 ± 40, 11 940 ± 40 i 6250 ± 40 BP[13]. Aktywność wulkaniczna trwała do około 500 lat przed 1257 rokiem[20]. Obecnie większość aktywności wulkanicznej występuje na wulkanie Barujari, z erupcjami w latach 1884, 1904, 1906, 1909, 1915, 1966, 1994, 2004 i 2009; Rombongan był aktywny w 1944 roku. Aktywność wulkaniczna obejmuje głównie erupcje eksplozywne i przepływy popiołu[5].

Skały wulkanu Samalas składają się głównie z dacytu, z zawartością SiO2 na poziomie 62–63% masowo. Skały wulkaniczne w łuku Banda są głównie wapniowo-alkaliczne, od bazaltu przez andezyt do dacytu. Skorupa pod wulkanem ma grubość około 20 kilometrów, a dolna granica strefy Benioffa znajduje się na głębokości około 164 kilometrów[5].

Erupcja

Mały stożek wznoszący się nad zielonkawym jeziorem w dużym kraterze na górze
Kaldera z jeziorem Segara Anak utworzona przez erupcję

Przebieg erupcji w 1257 roku zrekonstruowano na podstawie badań osadów geologicznych[13] oraz zapisów historycznych[21]. Wydarzenie prawdopodobnie miało miejsce we wrześniu[22] (z niepewnością 2–3 miesięcy), co ustalono na podstawie czasu potrzebnego na dotarcie śladów erupcji do polarnych czap lodowych i ich zapisania w rdzeniach lodowych[23]. Datowanie potwierdzają również wzorce rozmieszczenia tefry[22]. Erupcja najprawdopodobniej miała miejsce w 1257 roku, choć możliwy jest także rok 1258[24].

Fazy

Erupcja składała się z kilku faz, podzielonych na: P1 (faza freatyczna i magmowa), P2 (faza freatomagmowa z przepływami piroklastycznymi), P3 (pliniańska) oraz P4 (przepływy piroklastyczne)[25]. Czas trwania faz P1 i P3 nie ustalono osobno, ale łącznie (bez fazy P2) trwały one od 12 do 15 godzin[26]. Kolumna erupcyjna osiągnęła wysokość 39–40 kilometrów w fazie P1[27] oraz 38–43 kilometrów w fazie P3[26]. Kolumna była na tyle wysoka, że obecny w niej SO2 i jego skład izotopowy uległ zmianom pod wpływem fotolizy na dużych wysokościach[28].

Przebieg

Erupcja rozpoczęła się od fazy freatycznej (wybuchów parowych), która pokryła warstwą popiołu o grubości 3 cm obszar ponad 400 km² na północnym zachodzie Lomboku. Następnie rozpoczęła się faza magmowa, podczas której opadał pumeks zawierający fragmenty lityczne, tworząc warstwę o grubości 8 cm zarówno na wschodzie Lomboku, jak i na Bali[13]. Po tym nastąpił opad skał lapilli oraz popiołu, a także lawiny piroklastyczne, które były częściowo ograniczone do dolin na zachodnim zboczu Samalasa. Niektóre osady popiołu zostały usunięte przez lawiny piroklastyczne, tworząc bruzdy w popiele. Lawiny piroklastyczne przekroczyły Morze Balijskie na odcinku 10 km, docierając do Wysp Gili na północnym zachodzie[29] oraz Taliwangu na wschodzie Lomboku[21], podczas gdy bloki pumeksu najprawdopodobniej pokryły Cieśninę Alas między Lombokiem a Sumbawą[30]. Osady wskazują na kontakt lawy z wodą, co sugeruje, że ta faza erupcji była freatomagmatyczna. Następnie wystąpiły trzy epizody opadu pumeksu, których osady pokryły większy obszar niż w przypadku innych faz erupcji[29]. Pumeksy te opadły do 61 km na wschód, wbrew dominującym wiatrom, na Sumbawie, gdzie osiągają grubość do 7 cm[31].

Opad pumeksu został przerwany przez kolejną fazę aktywności lawin piroklastycznych, prawdopodobnie spowodowaną zapadnięciem kolumny erupcyjnej, co wywołało lawiny. W tym czasie erupcja przeszła z fazy generującej kolumnę erupcyjną w fazę fontannową, a kaldera zaczęła się formować. Lawiny piroklastyczne były kierowane przez topografię Lomboku, wypełniając doliny i omijając przeszkody, takie jak starsze wulkany, podczas gdy przemieszczały się po wyspie, niszcząc roślinność. Interakcja tych przepływów z powietrzem wywołała powstawanie dodatkowych chmur erupcyjnych i wtórnych lawin piroklastycznych. Tam, gdzie lawiny dotarły do morza na północy i wschodzie Lomboku, eksplozje parowe utworzyły stożki pumeksowe na plażach oraz dodatkowe wtórne lawiny piroklastyczne[31].

Lawiny piroklastyczne zeszły po północnych zboczach Samalasa, a na południowych rozdzieliły się na dwie odnogi, kierując się do Cieśniny Alas na wschodzie i Cieśniny Balijskiej na zachodzie[32]. Rafy koralowe zostały pogrzebane przez lawiny piroklastyczne, a niektóre z nich pokonały Cieśninę Alas między Sumbawą a Lombokiem, tworząc osady na Sumbawie[33]. Lawiny piroklastyczne osiągnęły objętość 29 km³ na Lomboku[34] i grubość 35 m w odległości 25 km od Samalasa[35]. Lawiny piroklastyczne zmieniły geografię Lomboku. Wraz z osadami usuniętymi z osadów Samalasa wydłużyły linie brzegowe wyspy[36] i pogrzebały doliny rzeczne; nowa sieć rzeczna powstała na osadach wulkanicznych po erupcji[37].

Skały i popiół

Skały wulkaniczne wyrzucone podczas erupcji pokryły Bali, Lombok i część Sumbawy[38]. Tefra w postaci warstw drobnego popiołu wulkanicznego opadła aż na Jawę, stanowiąc część tefry Muntilan, którą znaleziono na zboczach innych wulkanów Jawy, ale niepowiązanej z ich erupcjami. Tefra ta jest obecnie uznawana za produkt erupcji z 1257 roku i nazywana jest tefrą Samalasa[31][39]. Osiąga grubość 2–3 cm na Merapi, 15 cm na Bromo, 22 centymetrów na Ijen[40] oraz 12–17 cm na wulkanie Agung na Bali[41]. W jeziorze Logung na Jawie, oddalonym o 340 km od Samalasa[31], ma grubość 3 cm. Większość tefry osadziła się na południowym zachodzie od wulkanu[42]. Na podstawie grubości tefry Samalasa obserwowanej na Merapi szacuje się, że jej całkowita objętość wynosiła 32–39 km³[43]. Indeks dyspersji (powierzchnia pokryta popiołem lub tefrą) erupcji osiągnął 7500 km² w pierwszej fazie i 110 500 km² w trzeciej fazie, co klasyfikuje je odpowiednio jako erupcję pliniańską i ultra-pliniańską[44].

Opady drobnoziarnistego, kremowego pumeksu z erupcji Samalasa wykorzystano jako znacznik tefrochronologiczny na Bali[c][6]. Tefra z wulkanu została znaleziona w rdzeniach lodowych w odległości nawet 13 500 km od miejsca erupcji[47], a warstwa odkryta na wyspie Dongdao na Morzu Południowochińskim jest wstępnie powiązana z Samalasem[48]. Popiół i aerozole mogły wpłynąć m.in. na ludzi i koralowce w dużych odległościach od erupcji[49].

Szacowana objętość wyrzuconego materiału różni się w zależności od fazy erupcji. Pierwsza faza osiągnęła objętość 12,6–13,4 km³, a faza freatomagmowa – 0,9–3,5 km³[50]. Całkowita objętość równoważnej skały litej erupcji wynosiła co najmniej 40 km³[44]. Na Lomboku osady te tworzą Kalibabaka, geologiczną formację skalną[51]. Wyrzucona magma była trachydacytowa i zawierała minerały takie jak amfibole, apatyt, klinopirokseny, siarczki żelaza, ortopirokseny, plagioklazy oraz tytanomagnetyt. Powstała z magmy bazaltowej poprzez krystalizację frakcyjną[52] i miała temperaturę około 1000 °C[9]. Erupcja mogła zostać wywołana przez wprowadzenie nowej magmy do komory wulkanicznej lub akumulację gazów wulkanicznych[53].

Intensywność

Erupcja miała Indeks Eksplozywności Wulkanicznej równy 7[54], co klasyfikuje ją jako jedną z największych erupcji w holocenie[55]. Erupcje o porównywalnej intensywności obejmują: erupcję jeziora Kurylskiego na Kamczatce (Rosja) w VII tysiącleciu p.n.e., erupcję Mount Mazama w Oregonie (Stany Zjednoczone) w VI tysiącleciu p.n.e.[55], erupcję Cerro Blanco w Argentynie około 4200 lat temu[56], erupcję minojską na Santorynie (Grecja)[55] między 1627 a 1600 p.n.e.[57], erupcję Ilopango jeziora Ilopango w Salwadorze w VI wieku oraz erupcję Tambory w 1815 roku[55]. Tak potężne erupcje wulkaniczne mogą powodować katastrofalne skutki, w tym liczne ofiary śmiertelne, zarówno w pobliżu wulkanu, jak i w znacznej odległości[58].

Kaldera

Erupcja uformowała kalderę Segara Anak o średnicy 6–7 km w miejscu, gdzie wcześniej znajdował się wulkan Samalas[5]. W obrębie kaldery, której ściany osiągają wysokość 700–2800 m, powstało jezioro wulkaniczne Segara Anak[59] o głębokości 200 m[17]. Stożek Barujari, wznoszący się 320 m nad powierzchnią jeziora, odnotował 15 erupcji od 1847 roku[17]. Jezioro wulkaniczne mogło istnieć w obrębie wulkanu Samalas przed erupcją, zasilając fazę freatomagmatyczną wodą w objętości od 0,1 do 0,3 km³. Alternatywnie, woda mogła pochodzić z podziemnych warstw wodonośnych[60]. Około 2,1–2,9 km³ skał wulkanu Rinjani osunęło się do kaldery[61], a zapadnięcie to odnotowano w zapisach historycznych[21]. Pozostawiło zapadlisko, które przecina zbocza Rinjani skierowane ku kalderze Samalasa[9].

Erupcja, która utworzyła kalderę, została po raz pierwszy zidentyfikowana w 2003 roku, a w 2004 roku oszacowano objętość wyrzuconego materiału na 10 km³[13]. Wczesne badania sugerowały, że erupcja wystąpiła między 1210 a 1300 rokiem. W 2013 roku Franck Lavigne zaproponował, że miała miejsce między majem a październikiem 1257 roku, wywołując globalne zmiany klimatyczne w 1258 roku[5]. Kilka wiosek na Lomboku jest zbudowanych na osadach lawin piroklastycznych z erupcji z 1257 roku[62].

Historia badań

Duże wydarzenie wulkaniczne w latach 1257–1258 zostało zidentyfikowane na podstawie danych z rdzeni lodowych[63][64][65]. W 1980 roku w rdzeniu Crête[66] na Grenlandii, pobranym w 1974 roku[67], zaobserwowano zwiększone stężenia siarczanów[68], które powiązano z osadem popiołu popiołu ryolitowego[69]. Erupcję nazywano „tajemniczą erupcją”[70]. Warstwa z lat 1257–1258 jest trzecim pod względem wielkości sygnałem siarczanowym w rdzeniu Crête[71]. Początkowo podejrzewano źródło w wulkanie w pobliżu Grenlandii[68], ale zapisy islandzkie nie wspominały o erupcjach około 1250 roku. W 1988 roku odkryto, że próbki lodu ze stacji Byrd i bieguna południowego na Antarktydzie również zawierały sygnały siarczanowe[72]. Sygnały te znaleziono także w rdzeniach z Wyspy Ellesmere’a w Kanadzie[73] i wykorzystywano je jako znaczniki stratygraficzne dla rdzeni lodowych jeszcze przed zidentyfikowaniem wulkanu[74].

Rdzenie lodowe wykazały duży skok siarczanowy oraz obecność tefry[75] w latach 1257–1259[75][76], największy[d] w ciągu 7000 lat i dwukrotnie większy od skoku spowodowanego erupcją Tambory w 1815 roku[76]. W 2003 roku oszacowano objętość równoważnej skały litej erupcji na 200–800 km³[78], choć sugerowano także, że mogła być mniejsza i bogatsza w siarkę[63][79]. Wulkan odpowiedzialny za erupcję miał znajdować się w Pacyficznym Pierścieniu Ognia[80], ale początkowo nie udało się go zidentyfikować[64]. Proponowano wulkan Tofua w Tondze, ale odrzucono tę hipotezę, ponieważ jego erupcja była zbyt mała[81]. Erupcja w 1256 roku w Harrat Rahat koło Medyny również była zbyt mała, by wywołać te zdarzenia[82]. Rozważano także możliwość kilku jednoczesnych erupcji[83]. Średnicę kaldery pozostawionej przez erupcję oszacowano na 10–30 km[84], a lokalizację określono jako bliską równikowi, prawdopodobnie na północ od niego[85].

Chociaż początkowo nie powiązano wyraźnej anomalii klimatycznej z warstwami siarczanowymi z 1257 roku[86][87], w 2000 roku[86] zidentyfikowano anomalie klimatyczne w średniowiecznych zapisach półkuli północnej[64][65], charakterystyczne dla erupcji wulkanicznych[68]. Wcześniejsze badania słojów drzew i rekonstrukcje klimatyczne[86] wskazywały na zaburzenia klimatyczne, które powiązano z wydarzeniem wulkanicznym. Globalny zasięg tych zmian sugerował tropikalny wulkan jako przyczynę.[59]

Sugestia, że wulkanem źródłowym mógł być Samalas/Rinjani, pojawiła się w 2012 roku, ponieważ inne kandydujące wulkany – El Chichón i Quilotoa – nie pasowały do chemii sygnałów siarczanowych[88]. El Chichón, Quilotoa oraz Tarawera były również niezgodne z przedziałem czasowym i wielkością erupcji[65].

Decydujące powiązanie z erupcją Samalasa ustalono w 2013 roku na podstawie[64] datowania radiowęglowego drzew na Lomboku[89] oraz „Babad Lombok”, serii pism w języku starojawajskim na liściach palmowych[64], opisujących katastrofalne wydarzenie wulkaniczne sprzed 1300 roku[9]. Odkrycia te skłoniły Francka Lavigne[68], geonaukowca z Université Panthéon-Sorbonne[90], który wcześniej podejrzewał wulkan na Lomboku, potwierdził, że był to Samalas.[68] Powiązanie wzmocniło porównanie geochemii odłamków szkła z rdzeni lodowych z osadami erupcji na Lomboku[59] oraz podobieństwa geochemiczne między tefrą w polarnych rdzeniach lodowych a produktami erupcji Samalasa[91][92].

Wpływ na klimat

Dane aerozolowe i paleoklimatyczne

Rdzenie lodowe na półkuli północnej i południowej wykazują skok stężeń siarczanów związany z erupcją Samalasa. Na półkuli południowej jest to najsilniejszy sygnał siarczanowy w ciągu ostatnich 1000 lat[93], a według niektórych rekonstrukcji nawet w ciągu 2500 lat[94]. Jest około ośmiokrotnie silniejszy niż ten po erupcji Krakatau[68]. Na półkuli północnej ustępuje jedynie erupcji Laki w latach 1783–1784[93]. Warstwy siarczanowe z 1257–1258 roku od dawna służą jako znaczniki czasowe w chronostratygrafii lodowców[95]. Rdzenie lodowe z Illimani w Boliwii zawierają tal[96] oraz skok siarczanowy z erupcji Samalasa[97]. Dla porównania, erupcja Pinatubo w 1991 roku wyrzuciła zaledwie około jedną dziesiątą ilości siarki w porównaniu z Samalasem[98]. Osady siarczanów z erupcji Samalasa odnotowano na Svalbardzie[99], a opad kwasu siarkowego mógł bezpośrednio wpłynąć na torfowiska w północnej Szwecji[100].

Ponadto aerozole siarczanowe mogły wyciągnąć ze stratosfery duże ilości izotopu berylu 10Be; takie zdarzenie i późniejsze osadzanie w rdzeniach lodowych może naśladować zmiany aktywności słonecznej[101]. Ilość dwutlenku siarki uwolnionego podczas erupcji oszacowano na 158 ± 12 milionów ton[102]. Kwestia, czy emisja była większa czy mniejsza niż w przypadku Tambory, pozostaje sporna – Tambora mogła wyemitować więcej siarki[103], ale Samalas był prawdopodobnie skuteczniejszy we wstrzykiwaniu aerozoli do stratosfery[104]. Po erupcji prawdopodobnie minęły tygodnie lub miesiące, zanim opad dotarł na duże odległości od wulkanu[80]. Gdy duże erupcje wulkaniczne wprowadzają aerozole do atmosfery, tworzą stratosferyczną zasłonę aerozolową, która zmniejsza ilość docierającego do powierzchni promieniowania słonecznego i powoduje obniżenie temperatury, co często prowadzi do nieurodzaju[105]. Aerozole siarczanowe z erupcji Samalasa mogły utrzymywać się w wysokim stężeniu przez około trzy lata (dane z rdzenia Dome C na Antarktydzie), choć ich słabsze pozostałości mogły przetrwać dłużej[106].

Inne dowody wpływu erupcji obejmują zmniejszony przyrost słojów drzew w Mongolii w latach 1258–1262[107], pierścienie mrozowe (uszkodzenia mrozowe w słojach drzew w sezonie wzrostu[108]), jasne słoje drzew w Kanadzie, na północno-zachodniej Syberii i w Skandynawii w latach 1258, 1259 oraz 1258–1259[109][110], cienkie słoje drzew w Sierra Nevada w Kalifornii[111], ochłodzenie temperatury powierzchni oceanu u wybrzeży Półwyspu Koreańskiego[112] oraz w osadach jeziornych północno-wschodnich Chin[113], bardzo wilgotny monsun w Wietnamie[89], susze w wielu miejscach na półkuli północnej[114] oraz w naciekach jaskiniowych południowej Tajlandii[e][115], a także trwające około dekady zmniejszenie grubości słojów drzew w Norwegii i Szwecji[116]. Ochłodzenie mogło trwać 4–5 lat na podstawie symulacji i danych dendrochronologicznych[117].

Kolejnym efektem zmian klimatycznych wywołanych erupcją mogło być krótkotrwałe obniżenie stężenia dwutlenku węgla w atmosferze[83]. Podobny spadek zaobserwowano po erupcji Pinatubo w 1992 roku; proponowane mechanizmy to zwiększona absorpcja CO2 przez chłodniejsze oceany, zmniejszone oddychanie glebowe prowadzące do akumulacji węgla w biosferze[118] oraz zwiększona produktywność biosfery dzięki zwiększonemu rozproszeniu światła słonecznego i nawożeniu oceanów popiołem wulkanicznym[119].

Sygnał Samalasa jest widoczny w danych dendrochronologicznych w sposób niejednolity[108][120], a efekty temperaturowe były słabsze niż oczekiwano, prawdopodobnie dlatego, że duża ilość siarczanów zmieniła średni rozmiar cząstek aerozoli, a tym samym ich wymuszanie radiacyjne[121]. Modelowanie klimatyczne wskazało, że erupcja Samalasa mogła obniżyć globalne temperatury o około 2 °C, jednak dane proxy tego nie potwierdzają[122][123]. Nowsze symulacje z modelem ogólnej cyrkulacji, uwzględniające szczegółową fizykę aerozoli, wskazują, że główna anomalia temperaturowa wystąpiła w 1258 roku i trwała do 1261 roku[123]. Modele klimatyczne mają tendencję do przeszacowywania wpływu erupcji wulkanicznych na klimat[124], ponieważ zakładają liniowy wzrost głębokości optycznej wraz z ilością emitowanej siarki[125], podczas gdy w rzeczywistości procesy samoograniczające ograniczają ten wzrost[126]. Możliwe wcześniejsze wystąpienie El Niño mogło dodatkowo złagodzić ochłodzenie[127], szczególnie na Alasce[128].

Erupcja Samalasa, wraz z ochłodzeniem w XIV wieku, prawdopodobnie zapoczątkowała wzrost czap lodowych i lodu morskiego[129], a lodowce w Alpach, Himalajach w Bhutanie, na Wybrzeżu Północno-Zachodnim i w Kordylierach Patagońskich zwiększyły swoje rozmiary[130][131]. Postępy lodu po erupcji Samalasa mogły wzmocnić i przedłużyć efekty klimatyczne[100]. Późniejsza aktywność wulkaniczna w latach 1269, 1278 i 1286 oraz efekty lodu morskiego na Północnym Atlantyku dodatkowo przyczyniły się do ekspansji lodu[132]. Postępy lodowców wywołane erupcją Samalasa udokumentowano na Ziemi Baffina, gdzie postępujący lód zabił i zakonserwował roślinność[133]. Podobnie zmiana w północnej Kanadzie, gdzie zmiana z ciepłej fazy klimatycznej na chłodniejszą dokładnie zbiega się z datą erupcji[134].

Symulowane efekty klimatyczne

Symulacje klimatyczne z 2003 roku wykazały, że erupcja Samalasa spowodowała letnie ochłodzenie o 0,69 °C na półkuli południowej i 0,46 °C na półkuli północnej[86]. Nowsze rekonstrukcje oparte na danych proxy wskazują spadek temperatury o 0,7 °C w 1258 roku i 1,2 °C w 1259 roku, przy różnicach regionalnych[135]. Dla porównania, forsowanie radiacyjne erupcji Samalasa było około siedmiokrotnie silniejsze niż w przypadku erupcji Pinatubo w 1991 roku[136]. Temperatura powierzchni morza obniżyła się o 0,3–2,2 °C[137], co wywołało zmiany w cyrkulacji oceanicznej. Anomalie temperatury i zasolenia wód powierzchniowych mogły utrzymywać się przez dekadę[138]. Zmniejszyły się zarówno opady, jak i parowanie, przy czym spadek parowania był większy niż opadów[139].

Erupcje wulkaniczne mogą także wprowadzać do stratosfery brom i chlor, które w postaci tlenku chloru i tlenków bromu przyspieszają rozpad ozonu. Chociaż większość tych związków została najprawdopodobniej wychwycona przez kolumnę erupcyjną i nie dotarła do stratosfery,[140] szacowane uwolnienie 227 ± 18 milionów ton chloru i do 1,3 ± 0,3 miliona ton bromu mogło spowodować zmniejszenie grubości warstwy ozonowej[70]. Jedna z hipotez zakłada, że związany z tym wzrost promieniowania ultrafioletowego na powierzchni Ziemi mógł prowadzić do powszechnej immunosupresji populacji ludzkich i ułatwić wybuch epidemii w latach bezpośrednio po erupcji[141].

Wpływ klimatyczny w różnych obszarach

Erupcja Samalasa z 1257 roku – obok tajemniczej erupcji z lat 1452/1453 oraz erupcją Tambora w 1815 roku – była jednym z najsilniejszych wydarzeń powodujących ochłodzenie klimatu w ostatnim tysiącleciu, przewyższając nawet efekty szczytowego okresu małej epoki lodowcowej[142]. Po wyjątkowo ciepłej zimie 1257–1258[f][143] (odnotowano m.in. wczesne kwitnienie fiołków w Królestwie Francji[144]), europejskie lata stały się chłodniejsze[146], a zimy – długie i surowe[147].

Erupcja miała miejsce po zakończeniu średniowiecznego optimum klimatycznego[148] – okresu wyjątkowo wysokich temperatur na początku ostatniego tysiąclecia[149] – w momencie, gdy stabilność klimatyczna dobiegała końca. Wcześniejsze erupcje w latach 1108, 1171 i 1230 już wcześniej zakłóciły globalny klimat, a zwiększona aktywność wulkaniczna utrzymywała się aż do początku XX wieku[150]. Szczególnie silnie zaburzony był okres 1250–1300[132], w którym wystąpiły cztery duże erupcje w latach 1230, 1257, 1276 i 1286[151]. Świadectwem tych zaburzeń jest m.in. morena wskazująca na postęp lodowców na wyspie Disko[152], choć może ona odzwierciedlać ochłodzenie jeszcze sprzed erupcji Samalasa[153]. Seria tych erupcji wulkanicznych, w połączeniu ze sprzężeniem zwrotnym dodatnim związanym ze wzrostem pokrywy lodowej, mogła zapoczątkować małą epokę lodowcową[g] nawet bez istotnych zmian aktywności słonecznej[155][156] – hipoteza ta pozostaje jednak kontrowersyjna[157]. W Europie erupcja Samalasa bywa niekiedy traktowana jako chronologiczny punkt startu małej epoki lodowcowej[158].

Do innych domniemanych skutków erupcji należą:

Niektóre regiony – np. Alaska – pozostały praktycznie nietknięte[185]. Na terenie obecnych zachodnich Stanów Zjednoczonych słoje drzew nie wskazują na wyraźne ochłodzenie[186] – wręcz przeciwnie, erupcja mogła przerwać trwającą wcześniej wieloletnią suszę[187]. Wpływ na klimat Alaski mógł być złagodzony bliskością oceanu[188]. W 1259 roku Europa Zachodnia i zachodnie wybrzeże Ameryki Północnej odnotowały łagodną pogodę[135], a w Europie Środkowej nie zaobserwowano zmian w letnich opadach[189]. Także dane dendrochronologiczne nie dostarczają jednoznacznych dowodów na zmiany w opadach[190].

Konsekwencje społeczne i historyczne

Erupcja wywołała globalny kryzys klimatyczny w latach 1257–1258[59]. Bardzo duże erupcje wulkaniczne są w stanie powodować poważne zaburzenia społeczno-gospodarcze, w tym głód, nawet w odległych częściach świata – za sprawą ochłodzenia klimatu. Związki przyczynowo-skutkowe między zmianami pogody a przemianami społecznymi są jednak często trudne do jednoznacznego udowodnienia, ponieważ społeczności ludzkie wykazują znaczną odporność i zdolność adaptacji[105].

Królestwo Lomboku i Bali (Indonezja)

W zachodniej i środkowej Indonezji istniały wówczas rywalizujące ze sobą królestwa, budujące kompleksy świątynne i zostawiające inskrypcje dokumentujące wydarzenia historyczne[58]. Bezpośrednich świadectw historycznych dotyczących skutków erupcji Samalasa jest jednak bardzo niewiele[191]. Kroniki „Babad Lombok” opisują, jak w połowie XIII wieku wsie na Lomboku zostały zniszczone przez popiół, gazy i spływy lawy[64]. Dwa inne teksty – „Babad Sembalun” i „Babad Suwung” – najprawdopodobniej również odnoszą się do tej samej katastrofy[i][192]. To właśnie one, wraz z innymi dokumentami, są źródłem współczesnej nazwy wulkanu „Samalas”[3], natomiast nazwa „Suwung” oznacza „cichy i pozbawiony życia” i może odnosić się do stanu ziemi po erupcji[193].

Stolica królestwa Lomboku – miasto Pamatan – została zniszczona i wraz z całym państwem zniknęła z zapisów historycznych. Według tekstu jawajskiego rodzina królewska ocalała[194], wspomina się też o odbudowie i wysiłkach naprawczych po katastrofie[195]. Nie ma jednak pewności, czy królestwo przestało istnieć – jego dalsze dzieje są bardzo słabo udokumentowane[191]. Zginęły tysiące ludzi[9], choć możliwe, że mieszkańcy Lomboku uciekli przed erupcją[196]. Na Bali po erupcji liczba inskrypcji[j] gwałtownie spadła[198], a obie wyspy mogły zostać wyludnione na pokolenia[199], co umożliwiło królowi Kertanegarze z Singasari podbicie Bali w 1284 roku przy niewielkim oporze[144][198]. Odbudowa Lomboku mogła trwać około stulecia[200]. „Babad Suwung” wspomina zniszczenia na zachodnim wybrzeżu Sumbawy[201]; obszar ten pozostaje wyludniony do dziś – prawdopodobnie lokalna ludność uznała teren za „zakazany”, a pamięć o katastrofie przetrwała do czasów nowożytnych[202].

Oceania i Nowa Zelandia

Wydarzenia historyczne w Oceanii są zwykle słabo datowane, co utrudnia powiązanie ich z erupcją Samalasa. W okresie 1250–1300 w wielu rejonach wystąpiły jednak kryzysy (np. na Wyspie Wielkanocnej), które mogą być związane z początkiem małej epoki lodowej i erupcją Samalasa[49]. Około 1300 roku liczne osady na wyspach Pacyfiku zostały przeniesione, być może w związku ze spadkiem poziomu morza po 1250 roku. Erupcja Pinatubo w 1991 roku została powiązana z niewielkimi spadkami poziomu morza[171].

Zmiany klimatu wywołane przez Samalasa i początek małej epoki lodowej mogły przyczynić się do migracji Polinezyjczyków na południowy zachód w XIII wieku. Najwcześniejsze osadnictwo w Nowej Zelandii datuje się najprawdopodobniej na lata 1230–1280 i mogło być efektem migracji wywołanej pogorszeniem warunków klimatycznych[203]. Historia klimatu półkuli południowej pozostaje jednak słabo poznana, dlatego powiązanie Samalasa z konkretnymi wydarzeniami jest niemożliwe[128].

Europa, Bliski Wschód i Środkowy Wschód

W 1258 roku europejskie kroniki odnotowały nietypowe zjawiska pogodowe[204]. We Francji i Anglii pojawiła się tzw. sucha mgła, która utrzymywała się przez dłuższy czas i sprawiała wrażenie stałego zachmurzenia[205]. Lato 1258 roku było zimne i deszczowe, występowały powodzie i nieurodzaj[65], a chłody trwały od lutego do czerwca[206]. Latem 1259 roku w Rosji notowano przymrozki i opady śniegu[110][207]. W Europie i na Bliskim Wschodzie w latach 1258–1259 obserwowano zmiany koloru nieba, burze, chłody i ekstremalne zjawiska pogodowe[128][208], a problemy z uprawami sięgały również Afryki Północnej[209]. Nadmierne opady, niskie temperatury i zachmurzenie zniszczyły plony w Europie, doprowadzając do głodu i epidemii[89][210][211], choć skala klęski w latach 1258–1259 nie dorównywała wielkiemu głodowi z lat 1315–1317[212].

Ceny zbóż wzrosły w Anglii[208], Francji[213] i we Włoszech, co dodatkowo pogłębiała spekulacja[214]. W tym okresie na Bliskim Wschodzie, w Anglii[213] i we Włoszech wybuchały epidemie, m.in. tyfusu[215]. Podczas i po zimie 1258–1259 niezwykłe zjawiska pogodowe zgłaszano już rzadziej, jednak zima 1260–1261 była wyjątkowo surowa m.in. na Islandii i we Włoszech[216]. Zakłócenia klimatyczne wywołane erupcją mogły przyczynić się do wybuchu powstania Mudejarów w latach 1264–1266 na Półwyspie Iberyjskim[217]. Islandię i Skandynawię w latach 1258–1261 dotknęły chłody, trudności żeglugowe i niedobory żywności, co skłoniło króla Norwegii Haakona IV do działań prawnych i politycznych, by utrzymać wpływy podatkowe i zapobiec ucieczce chłopów[218]. Niektórzy badacze wiążą tę sytuację kryzysową z późniejszym unią Islandii i Norwegii[219].

Anglia i Włochy

W Londynie głód powiązano z następstwami erupcji[54]. Kryzys żywnościowy nie był jednak wyjątkowy[220] – problemy z plonami występowały już wcześniej[221][222]. Głód zbiegł się w czasie z kryzysem politycznym między królem Henrykiem III a baronami[223]. Szacuje się, że w Londynie zmarło 15–20 tys. osób; w latach 90. XX wieku odkryto masowy grób ofiar tego głodu[89]. Mateusz Paris z St Albans opisywał, że do połowy sierpnia 1258 roku pogoda pozostawała zimna i deszczowa, co doprowadziło do wysokiej śmiertelności[224]. Zboże sprowadzano wówczas z Niemiec i Niderlandów[225].

We Włoszech intensywne opady deszczu w 1258 roku spowodowały nieurodzaj na całym półwyspie, co potwierdzają liczne kroniki[226]. Skutki kryzysu różniły się jednak regionalnie[215] i najdotkliwsze okazały się w 1259 roku[227], gdy fala chłodów dodatkowo zwiększyła śmiertelność[228]. Miasta takie jak Bolonia i Siena organizowały zakupy zboża, subsydiowały jego ceny, wprowadzały zakaz eksportu i ograniczały ceny[229]. Siena nawiązała stosunki dyplomatyczne z Manfredem, królem Sycylii, by zapewnić dostawy żywności[230]. W Bolonii wybuchł kryzys polityczny, który dodatkowo osłabił miasto geopolitycznie[231]. Parma nakazała sprzedaż zboża, kontrolowała targi (m.in. zamykając je w soboty[232]) i zakazała eksportu[233]. W 1259 roku obalono podestę Giberto da Gente – kryzys prawdopodobnie sparaliżował jego zwolenników[234]. W Pawii, gdzie kryzys polityczny trwał już od 1257 roku[235], w latach 1258–1259 wprowadzono liczne regulacje gospodarcze i policyjne[236]. Como naprawiało wały przeciwpowodziowe [237] i skupowało zboże[238]. W Perugii kryzys żywnościowy trwał trzy lata (1257–1260[239]) i wpłynął na politykę miejską oraz wzmocnił mechanizmy kontroli społecznej[240]. To właśnie w Perugii narodził się ruch flagelantów[241], który mógł być reakcją na niepokój społeczny wywołany erupcją, choć decydującą rolę odegrały wojny i inne czynniki[242].

Długoterminowe konsekwencje w Europie i na Bliskim Wschodzie

Długotrwałe ochłodzenie Atlantyku Północnego i zwiększenie się pokrywy lodowej mogły wpłynąć na osady normańskie na Grenlandii i Islandii[243], ograniczając żeglugę i rolnictwo, a ostatecznie przyczynić się do upadku osad na Grenlandii około 1425 roku[244]. Inną możliwą długoterminową konsekwencją było osłabienie pozycji Bizancjum w zachodniej Anatolii – chłody silniej uderzyły w osiadłe rolnictwo niż w koczownicze pasterstwo Turkomanów[245].

Region Four Corners (Ameryka Północna)

Erupcja Samalasa zbiegła się z okresem Pueblo III w południowo-zachodnich Stanach Zjednoczonych, gdy w regionie Mesa Verde na rzece San Juan powstawały charakterystyczne osiedla w klifach. Wiele z nich zostało opuszczonych po erupcji[246]. W tym czasie występowały susze, spadki temperatury i zmniejszanie się populacji[247]. Erupcja Samalasa[248] była jedną z kilku w tym okresie, które mogły wywołać stres klimatyczny[249] – chłód[246] i konflikty społeczne wśród pradawnych Puebloan. Być może właśnie dlatego opuścili północną Wyżynę Colorado[249].

Altiplano (Ameryka Południowa)

Na Altiplano w Ameryce Południowej okres chłodny i suchy trwający od ok. 1200 do 1450 roku powiązano z erupcjami Samalasa i Quilotoa (ok. 1280). Mimo zmian klimatu zwiększyło się wykorzystanie zależnego od opadów deszczu w rejonie Salar de Uyuni i Salar de Coipasa, co świadczy o skutecznej adaptacji lokalnych społeczności[250].

Azja Wschodnia

Problemy odnotowano również w Chinach, Japonii i Korei[89]. W Japonii kronika „Azuma Kagami” opisuje zniszczenie pól ryżowych i ogrodów przez chłody i deszcze[251]. Klęska głodu Shōga (1258–1259), która stała się jednym z impulsów dla działalności reformatorskiej Nichirena[252], została najprawdopodobniej zaostrzona przez złą pogodę[212]. Wraz z najazdami mongolskimi trudności wywołane przez Samalasa mogły przyczynić się do upadku reżimu wojskowego w Goryeo i obalenia ostatniego dyktatora rodu Choe, Ch'oe Ui[253]. Anomalie monsunowe mogły też wpłynąć na Angkor Wat w dzisiejszej Kambodży, gdzie w tym czasie zaobserwowano spadek populacji[254]. Możliwe[255] dodatkowe skutki to intensywne kolory nieba i zachodów słońca[207], w tym całkowite zaciemnienie Księżyca podczas jego zaćmienia w maju 1258 roku[256] (zjawisko odnotowano również w Europie). Wynikało to z obecności wulkanicznych aerozoli w stratosferze, które ograniczyły ilość światła rozpraszanego w cieniu Ziemi[257].

Imperium mongolskie

Zwiększone opady wywołane erupcją mogły ułatwić kampanie mongolskie na Lewant[258], ale powrót do klimatu sprzed erupcji Samalasa ograniczył pojemność pastwisk, co osłabiło siłę militarną i przyczyniło się do klęski w bitwie pod Ajn Dżalut[259][260]. Głód, susze i epidemie wywołane erupcją mogły przyspieszyć upadek Imperium Mongolskiego, choć erupcja nie była jedyną przyczyną[171]. Mogła też wpłynąć na wynik wojny domowej między liniami Tołujowiczów i przesunąć centrum władzy ku chińskiej części imperium Kubilaj-chana, lepiej przystosowanej do chłodnych zim[261].

Azja Środkowa i czarna śmierć

Erupcja Samalasa (i innych wulkanów) wywołały zaburzenia klimatu w Azji Środkowej – najpierw ochłodzenie[262], a potem ocieplenie, które mogło sprzyjać rozprzestrzenianiu się Yersinia pestis – bakterii wywołującej dżumę[263]. Zróżnicowanie bakterii w Tienszanie rozpoczęło się już w XIII wieku[264], ale osłabione kryzysami żywnościowymi i konfliktami populacje ludzkie mogły ułatwić wybuch pandemii[265].

Uwagi

  1. ↑ Indeks Eksplozywności Wulkanicznej to skala określająca siłę erupcji eksplozywnych[1]. Wartość 7 oznacza erupcję, która wytwarza wyrzuca co najmniej 100 km³ materiału wulkanicznego. Takie erupcje zdarzają się średnio raz lub dwa razy na tysiąclecie, choć ich częstotliwość może być niedoszacowana z powodu niepełnych danych geologicznych i historycznych[2].
  2. ↑ Objętość równoważnej skały litej to miara objętości magmy, z której powstały produkty piroklastyczne[16].
  3. ↑ Tefrochronologia to metoda datowania sekwencji archeologicznych, geologicznych i paleośrodowiskowych oraz korelacji zdarzeń na podstawie położenia między warstwami tefry (materiału wulkanicznego) o znanym wieku[45][46].
  4. ↑ Skoki siarczanowe datowane na ok. 44 r. p.n.e. i 426 r. p.n.e., odkryte później, dorównywały wielkością erupcji Samalasa[77].
  5. ↑ Susze w Tajlandii zdają się trwać dłużej niż okres, w którym powinny ustąpić skutki aerozoli pochodzących z erupcji Samalasa[115].
  6. ↑ Ocieplenie zim jest często obserwowane po tropikalnych erupcjach wulkanicznych[143] i wynika z efektów dynamicznych wywołanych przez aerozole siarczanowe[144][145].
  7. ↑ Mała epoka lodowa to wielowiekowy okres w ostatnim tysiącleciu, w trakcie którego średnie temperatury globalne były obniżone[149]; ochłodzenie to wiąże się m.in. z serią dużych erupcji wulkanicznych[154].
  8. ↑ δ¹⁸O to stosunek izotopu tlenu-18 do powszechniejszego tlenu-16 w cząsteczkach wody; parametr wrażliwy na zmiany klimatu[178].
  9. ↑ Termin „Babad” odnosi się do jawajskich i balijskich kronik. „Babady” nie są dziełami oryginalnymi, lecz późniejszymi kompilacjami starszych tekstów, które najprawdopodobniej powstały około XIV wieku[192].
  10. ↑ Oraz historyczne zapiski Sasaków na Lomboku[197].

Przypisy

  1. ↑ Newhall, Self i Robock 2018 ↓, s. 572.
  2. ↑ Newhall, Self i Robock 2018 ↓, s. 573.
  3. 1 2 3 4 Rinjani Dari Evolusi Kaldera hingga Geopark. Geomagz, 2016-04-04. [zarchiwizowane z tego adresu (2018-03-03)]. (indonez.).
  4. 1 2 3 Métrich i in. 2018 ↓, s. 2258.
  5. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 Heryadi Rachmat, Mega Fatimah Rosana, A. Djumarma Wirakusumah, Gamma Abdul Jabbar. Petrogenesis of Rinjani Post-1257-Caldera-Forming-Eruption Lava Flows. „Indonesian Journal on Geoscience”. 3 (2), s. 107–110, 2016-08-02. DOI: 10.17014/ijog.3.2.107-126. Bibcode: 2016InJGe...3..107R. (ang.).
  6. 1 2 Karen Fontijn, Fidel Costa, Igan Sutawidjaja, Christopher G. Newhall i inni. A 5000-year record of multiple highly explosive mafic eruptions from Gunung Agung (Bali, Indonesia): implications for eruption frequency and volcanic hazards. „Bulletin of Volcanology”. 77 (7), s. 2, 8, 2015-06-10. DOI: 10.1007/s00445-015-0943-x. Bibcode: 2015BVol...77...59F. (ang.).
  7. ↑ Mutaqin i in. 2019 ↓, s. 338–339.
  8. ↑ Ingimarsson 2024 ↓, s. 4.
  9. 1 2 3 4 5 6 Lavigne i in. 2013 ↓, s. 16743.
  10. ↑ Physical geography. W: Richard T. Corlett: The Ecology of Tropical East Asia. Oxford University Press, s. 26–61. DOI: 10.1093/oso/9780198817017.003.0002. ISBN 978-0-19-881701-7.
  11. 1 2 3 Malawani i in. 2024 ↓, s. 18.
  12. ↑ Malawani i in. 2024 ↓, s. 20.
  13. 1 2 3 4 5 Vidal i in. 2015 ↓, s. 3.
  14. 1 2 Malawani i in. 2024 ↓, s. 22.
  15. ↑ Malawani i in. 2024 ↓, s. 13.
  16. ↑ David M. Pyle: Sizes of Volcanic Eruptions. The Encyclopedia of Volcanoes, 2015, s. 257–264. DOI: 10.1016/B978-0-12-385938-9.00013-4. ISBN 978-0-12-385938-9. (ang.).
  17. 1 2 3 4 Vidal i in. 2015 ↓, s. 2.
  18. ↑ Métrich i in. 2018 ↓, s. 2260.
  19. ↑ Métrich i in. 2018 ↓, s. 2264.
  20. ↑ Métrich i in. 2018 ↓, s. 2263.
  21. 1 2 3 Malawani i in. 2022 ↓, s. 6.
  22. 1 2 Stevenson i in. 2019 ↓, s. 1547.
  23. ↑ T. J. Crowley, M. B. Unterman. Technical details concerning development of a 1200 yr proxy index for global volcanism. „Earth System Science Data”. 5 (1), s. 193, 2013-05-23. DOI: 10.5194/essd-5-187-2013. Bibcode: 2013ESSD....5..187C. (ang.).
  24. ↑ Büntgen i in. 2022 ↓, s. 532.
  25. ↑ Vidal i in. 2015 ↓, s. 21–22.
  26. 1 2 Vidal i in. 2015 ↓, s. 18.
  27. ↑ Vidal i in. 2015 ↓, s. 17–18.
  28. ↑ A. R. Whitehill, B. Jiang, H. Guo, S. Ono. SO2 photolysis as a source for sulfur mass-independent isotope signatures in stratospehric aerosols. „Atmospheric Chemistry and Physics”. 15 (4), s. 1861, 2015-02-20. DOI: 10.5194/acp-15-1843-2015. Bibcode: 2015ACP....15.1843W. (ang.).
  29. 1 2 Vidal i in. 2015 ↓, s. 5.
  30. ↑ Mutaqin i Lavigne 2019 ↓, s. 5.
  31. 1 2 3 4 Vidal i in. 2015 ↓, s. 7.
  32. ↑ Malawani i in. 2023 ↓, s. 2102.
  33. ↑ Mutaqin i in. 2019 ↓, s. 344.
  34. ↑ Vidal i in. 2015 ↓, s. 17.
  35. ↑ Lavigne i in. 2013 ↓, s. 16744.
  36. ↑ Malawani i in. 2023 ↓, s. 2110.
  37. ↑ Mutaqin i in. 2019 ↓, s. 348.
  38. ↑ Mutaqin i in. 2019 ↓, s. 339.
  39. ↑ Alloway i in. 2017 ↓, s. 87.
  40. ↑ Alloway i in. 2017 ↓, s. 90.
  41. ↑ Vidal i in. 2015 ↓, s. 8.
  42. ↑ Vidal i in. 2015 ↓, s. 12.
  43. ↑ Vidal i in. 2015 ↓, s. 16.
  44. 1 2 Vidal i in. 2015 ↓, s. 19.
  45. ↑ Allaby 2013 ↓, s. 581.
  46. ↑ Lowe 2011 ↓, s. 107.
  47. ↑ J. A. Stevenson, S. C. Millington, F. M. Beckett, G. T. Swindles i inni. Big grains go far: understanding the discrepancy between tephrochronology and satellite infrared measurements of volcanic ash. „Atmospheric Measurement Techniques”. 8 (5), s. 2075, 2015-05-19. DOI: 10.5194/amt-8-2069-2015. Bibcode: 2015AMT.....8.2069S. (ang.).
  48. ↑ Zhongkang Yang, Nanye Long, Yuhong Wang, Xin Zhou i inni. A great volcanic eruption around AD 1300 recorded in lacustrine sediment from Dongdao Island, South China Sea. „Journal of Earth System Science”. 126 (1). s. 5. DOI: 10.1007/s12040-016-0790-y. ISSN 0253-4126. Bibcode: 2017JESS..126....7Y. (ang.).
  49. 1 2 Margalef i in. 2018 ↓, s. 5.
  50. ↑ Vidal i in. 2015 ↓, s. 14.
  51. ↑ Malawani i in. 2024 ↓, s. 4.
  52. ↑ Vidal i in. 2016 ↓, s. 2.
  53. ↑ Métrich i in. 2018 ↓, s. 2278.
  54. 1 2 Patrick L. Whelley, Christopher G. Newhall, Kyle E. Bradley. The frequency of explosive volcanic eruptions in Southeast Asia. „Bulletin of Volcanology”. 77 (1). s. 3. DOI: 10.1007/s00445-014-0893-8. PMID: 26097277. PMCID: PMC4470363. Bibcode: 2015BVol...77....1W. (ang.).
  55. 1 2 3 4 Lavigne i in. 2013 ↓, s. 16745.
  56. ↑ J. L. Fernandez-Turiel, F. J. Perez–Torrado, A. Rodriguez-Gonzalez, J. Saavedra i inni. La gran erupción de hace 4.2 ka cal en Cerro Blanco, Zona Volcánica Central, Andes: nuevos datos sobre los depósitos eruptivos holocenos en la Puna sur y regiones adyacentes. „Estudios Geológicos”. 75 (1), s. 26, 2019-05-08. DOI: 10.3989/egeol.43438.515. (hiszp.).
  57. ↑ Lavigne i in. 2013 ↓, Tabela S1.
  58. 1 2 Alloway i in. 2017 ↓, s. 86.
  59. 1 2 3 4 Reid Anthony: Revisiting Southeast Asian History with Geology: Some Demographic Consequences of a Dangerous Environment. W: Greg Bankoff, Joseph Greg: Natural Hazards and Peoples in the Indian Ocean World. Palgrave Macmillan US, 2016, s. 33, seria: Palgrave Series in Indian Ocean World Studies. DOI: 10.1057/978-1-349-94857-4_2. ISBN 978-1-349-94857-4. (ang.).
  60. ↑ Vidal i in. 2015 ↓, s. 14–15.
  61. ↑ Matteo Roverato, Anja Dufresne, Jonathan Procter: Volcanic Debris Avalanches. Advances in Volcanology, 2021, s. 40. DOI: 10.1007/978-3-030-57411-6. ISBN 978-3-030-57410-9. (ang.).
  62. ↑ Franck Lavigne, Julie Morin, Estuning Tyas Wulan Mei, Eliza S. Calder, Muhi Usamah, Ute Usamah: Mapping Hazard Zones, Rapid Warning Communication and Understanding Communities: Primary Ways to Mitigate Pyroclastic Flow Hazard. Advances in Volcanology, 2017, s. 4. DOI: 10.1007/11157_2016_34. ISBN 978-3-319-44095-8. (ang.).
  63. 1 2 Bufanio 2022 ↓, s. 19.
  64. 1 2 3 4 5 6 Culprit Behind Medieval Eruption. „Science”. 342 (6154), s. 21, 2013-10-03. DOI: 10.1126/science.342.6154.21-b. (ang.).
  65. 1 2 3 4 Lavigne i in. 2013 ↓, s. 16742.
  66. ↑ Oppenheimer 2003 ↓, s. 417.
  67. ↑ Chester C. Langway. The history of early polar ice cores. „Cold Regions Science and Technology”. 52 (2), s. 28, 2008. DOI: 10.1016/j.coldregions.2008.01.001. Bibcode: 2008CRST...52..101L. [zarchiwizowane z adresu]. (ang.).
  68. 1 2 3 4 5 6 Hamilton 2013 ↓, s. 39.
  69. ↑ Oppenheimer 2003 ↓, s. 418.
  70. 1 2 Vidal i in. 2016 ↓, s. 1.
  71. ↑ Hammer, Clausen i Langway 1988 ↓, s. 103.
  72. ↑ Hammer, Clausen i Langway 1988 ↓, s. 104.
  73. ↑ Hammer, Clausen i Langway 1988 ↓, s. 106.
  74. ↑ O. P Osipova, Y. A. Shibaev, A. A. Ekaykin, V. Y. Lipenkov i inni. High-resolution 900 year volcanic and climatic record from the Vostok area, East Antarctica. „The Cryosphere”. 8 (3), s. 7, 2014-05-07. DOI: 10.5194/tc-8-843-2014. ISSN 1994-0416. Bibcode: 2014TCry....8..843O. [zarchiwizowane z adresu]. (ang.).
  75. 1 2 Narcisi i in. 2019 ↓, s. 165.
  76. 1 2 Renate Auchmann, Stefan Brönnimann, Florian Arfeuille. Tambora: das Jahr ohne Sommer. „Physik in unserer Zeit”. 46 (2), s. 67, Marzec 2015. DOI: 10.1002/piuz.201401390. Bibcode: 2015PhuZ...46...64A. (niem.).
  77. ↑ M. Sigl, M. Winstrup, J. R. McConnell, K. C. Welten i inni. Timing and climate forcing of volcanic eruptions for the past 2,500 years. „Nature”. 523 (7562), s. 543–549, 2015-07-08. DOI: 10.1038/nature14565. ISSN 0028-0836. PMID: 26153860. (ang.).
  78. ↑ Oppenheimer 2003 ↓, s. 419.
  79. ↑ Oppenheimer 2003 ↓, s. 420.
  80. 1 2 Campbell 2017 ↓, s. 113.
  81. ↑ J. T. Caulfield, S. J. Cronin, S. P. Turner, L. B. Cooper. Mafic Plinian volcanism and ignimbrite emplacement at Tofua volcano, Tonga. „Bulletin of Volcanology”. 73 (9), s. 1274, 2011-04-27. DOI: 10.1007/s00445-011-0477-9. Bibcode: 2011BVol...73.1259C. (ang.).
  82. ↑ Stothers 2000 ↓, s. 361.
  83. 1 2 Brovkin i in. 2010 ↓, s. 675.
  84. ↑ Oppenheimer 2003 ↓, s. 424.
  85. ↑ Hammer, Clausen i Langway 1988 ↓, s. 107.
  86. 1 2 3 4 Oppenheimer 2003 ↓, s. 422.
  87. ↑ Gregory A. Zielinski. Stratospheric loading and optical depth estimates of explosive volcanism over the last 2100 years derived from the Greenland Ice Sheet Project 2 ice core. „Journal of Geophysical Research”. 100 (D10), s. 20949, 1995. DOI: 10.1029/95JD01751. Bibcode: 1995JGR...10020937Z. (ang.).
  88. ↑ Alexandra Witze. Earth: Volcanic bromine destroyed ozone: Blasts emitted gas that erodes protective atmospheric layer. „Science News”. 182 (1), s. 12, 2012-07-14. DOI: 10.1002/scin.5591820114. (ang.).
  89. 1 2 3 4 5 Hamilton 2013 ↓, s. 40.
  90. ↑ Centuries-old volcano mystery solved?. Science News, 2012-06-18. [dostęp 2025-11-15]. (ang.).
  91. ↑ Narcisi i in. 2019 ↓, s. 168.
  92. ↑ Bufanio 2022 ↓, s. 20.
  93. 1 2 Kokfelt i in. 2016 ↓, s. 2.
  94. ↑ Swingedouw i in. 2017 ↓, s. 28.
  95. ↑ Georges Boudon, Hélène Balcone-Boissard, Clara Solaro, Caroline Martel. Revised chronostratigraphy of recurrent ignimbritic eruptions in Dominica (Lesser Antilles arc): Implications on the behavior of the magma plumbing system. „Journal of Volcanology and Geothermal Research”. 343, s. 135, Wrzesień 2017. DOI: 10.1016/j.jvolgeores.2017.06.022. ISSN 0377-0273. Bibcode: 2017JVGR..343..135B. (ang.).
  96. ↑ Thomas Kellerhals, Leonhard Tobler, Sabina Brütsch, Michael Sigl i inni. Thallium as a Tracer for Preindustrial Volcanic Eruptions in an Ice Core Record from Illimani, Bolivia. „Environmental Science & Technology”. 44 (3), s. 888–893, 2010-02-01. DOI: 10.1021/es902492n. ISSN 0013-936X. PMID: 20050662. Bibcode: 2010EnST...44..888K. (ang.).
  97. ↑ S. Knüsel. Dating of two nearby ice cores from the Illimani, Bolivia. „Journal of Geophysical Research”. 108 (D6), s. 4181, 2003. DOI: 10.1029/2001JD002028. Bibcode: 2003JGRD..108.4181K. (ang.).
  98. ↑ Fu i in. 2016 ↓, s. 2862.
  99. ↑ I. A. Wendl, A. Eichler, E. Isaksson, T. Martma i inni. 800-year ice-core record of nitrogen deposition in Svalbard linked to ocean productivity and biogenic emissions. „Atmospheric Chemistry and Physics”. 15 (13), s. 7290, 2015-07-07. DOI: 10.5194/acp-15-7287-2015. Bibcode: 2015ACP....15.7287W. (ang.).
  100. 1 2 Kokfelt i in. 2016 ↓, s. 6.
  101. ↑ Baroni i in. 2019 ↓, s. 6.
  102. ↑ Vidal i in. 2016 ↓, s. 7.
  103. ↑ Manon Pouget, Yves Moussallam, Estelle F. Rose-Koga, Haraldur Sigurdsson. A reassessment of the sulfur, chlorine and fluorine atmospheric loading during the 1815 Tambora eruption. „Bulletin of Volcanology”. 85 (11), s. 12, 2023-10-25. DOI: 10.1007/s00445-023-01683-8. Bibcode: 2023BVol...85...66P. (ang.).
  104. ↑ Vidal i in. 2015 ↓, s. 21.
  105. 1 2 Stothers 2000 ↓, s. 362.
  106. ↑ Baroni i in. 2019 ↓, s. 21.
  107. ↑ N. K. Davi, R. D'Arrigo, G. C. Jacoby, E. R. Cook i inni. A long-term context (931–2005 C.E.) for rapid warming over Central Asia. „Quaternary Science Reviews”. 121, s. 95, Sierpień 2015. DOI: 10.1016/j.quascirev.2015.05.020. Bibcode: 2015QSRv..121...89D. (ang.).
  108. 1 2 M. G. L. Baillie, J. McAneney. Tree ring effects and ice core acidities clarify the volcanic record of the first millennium. „Climate of the Past”. 11 (1), s. 105–106, 2015-01-16. DOI: 10.5194/cp-11-105-2015. ISSN 1814-9324. Bibcode: 2015CliPa..11..105B. (ang.).
  109. ↑ Ingimarsson 2024 ↓, s. 6–7.
  110. 1 2 Rashit M. Hantemirov, Ludmila A. Gorlanova, Stepan G. Shiyatov. Extreme temperature events in summer in northwest Siberia since AD 742 inferred from tree rings. „Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology”. 209 (1–4), s. 161, Lipiec 2004. DOI: 10.1016/j.palaeo.2003.12.023. ISSN 0031-0182. Bibcode: 2004PPP...209..155H. (ang.).
  111. ↑ Louis A. Scuderi. Tree-Ring Evidence for Climatically Effective Volcanic Eruptions. „Quaternary Research”. 34 (1), s. 73, 1990. DOI: 10.1016/0033-5894(90)90073-T. ISSN 1096-0287. Bibcode: 1990QuRes..34...67S. (ang.).
  112. ↑ Kyung Eun Lee, Wonsun Park, Sang-Wook Yeh, Si Woong Bae i inni. Enhanced climate variability during the last millennium recorded in alkenone sea surface temperatures of the northwest Pacific margin. „Global and Planetary Change”. 204, s. 7, 2021-09-01. DOI: 10.1016/j.gloplacha.2021.103558. ISSN 0921-8181. Bibcode: 2021GPC...20403558L. (ang.).
  113. ↑ Guoqiang Chu, Qing Sun, Xiaohua Wang, Meimei Xiaohua i inni. Seasonal temperature variability during the past 1600 years recorded in historical documents and varved lake sediment profiles from northeastern China. „The Holocene”. 22 (7), s. 787, 2012-07-01. DOI: 10.1177/0959683611430413. ISSN 0959-6836. Bibcode: 2012Holoc..22..785C. (ang.).
  114. ↑ Jie Fei, Jie Zhou. The drought and locust plague of 942–944 AD in the Yellow River Basin, China. „Quaternary International”. 394, s. 120, Luty 2016. DOI: 10.1016/j.quaint.2014.11.053. ISSN 1040-6182. Bibcode: 2016QuInt.394..115F. (ang.).
  115. 1 2 Liangcheng Tan, Chuan-Chou Shen, Ludvig Löwemark, Sakonvan Chawchai i inni. Rainfall variations in central Indo-Pacific over the past 2,700 y. „Proceedings of the National Academy of Sciences”. 116 (35), s. 17202, 17204, 2019-08-27. DOI: 10.1073/pnas.1903167116. ISSN 0027-8424. PMID: 31405969. PMCID: PMC6717306. Bibcode: 2019PNAS..11617201T. (ang.).
  116. ↑ Terje Thun, Helene Svarva. Tree-ring growth shows that the significant population decline in Norway began decades before the Black Death. „Dendrochronologia”. 47, s. 28, Luty 2018. DOI: 10.1016/j.dendro.2017.12.002. ISSN 1125-7865. Bibcode: 2018Dendr..47...23T. (ang.).
  117. ↑ Stoffel i in. 2015 ↓, s. 787.
  118. ↑ Brovkin i in. 2010 ↓, s. 674.
  119. ↑ Brovkin i in. 2010 ↓, s. 674–675.
  120. ↑ Guillet i in. 2017 ↓, s. 123.
  121. ↑ Stratospheric Aerosols. W: Olivier Boucher: Atmospheric Aerosols. Springer Netherlands, 2015, s. 279. DOI: 10.1007/978-94-017-9649-1_12. ISBN 978-94-017-9649-1. (ang.).
  122. ↑ Wade i in. 2020 ↓, s. 26651.
  123. 1 2 Sebastien Guillet, Christophe Corona, Markus Christophe, Myriam Stoffel i inni. Toward a more realistic assessment of the climatic impacts of the 1257 eruption. „EGU General Assembly 2015”. 17, s. 1268, 2015. Bibcode: 2015EGUGA..17.1268G. (ang.).
  124. ↑ Swingedouw i in. 2017 ↓, s. 30.
  125. ↑ Stoffel i in. 2015 ↓, s. 785.
  126. ↑ Wade i in. 2020 ↓, s. 26653.
  127. ↑ Timmreck i in. 2009 ↓, s. 3.
  128. 1 2 3 Wainman, Marshall i Schmidt 2024 ↓, s. 961.
  129. ↑ Seth D. Brewington. The Social Costs of Resilience: An Example from the Faroe Islands. „Archeological Papers of the American Anthropological Association”. 27 (1), s. 99, Maj 2016. DOI: 10.1111/apaa.12076. (ang.).
  130. ↑ Weilin Yang, Yingkui Li, Gengnian Liu, Wenchao Chu. Timing and climatic-driven mechanisms of glacier advances in Bhutanese Himalaya during the Little Ice Age. „The Cryosphere”. 16 (9), s. 3747, 2022-09-21. DOI: 10.5194/tc-16-3739-2022. ISSN 1994-0416. Bibcode: 2022TCry...16.3739Y. (ang.).
  131. ↑ Alan Huston, Nicholas Siler, Gerard H. Roe, Erin Pettit i inni. Understanding drivers of glacier-length variability over the last millennium. „The Cryosphere”. 15 (3), s. 1647, 2021-04-01. DOI: 10.5194/tc-15-1645-2021. ISSN 1994-0416. Bibcode: 2021TCry...15.1645H. (ang.).
  132. 1 2 Y. Zhong, G. H. Miller, B. L. Otto-Bliesner, M. M. Holland i inni. Centennial-scale climate change from decadally-paced explosive volcanism: a coupled sea ice-ocean mechanism. „Climate Dynamics”. 37 (11–12), s. 2374–2375, 2010-12-31. DOI: 10.1007/s00382-010-0967-z. Bibcode: 2011ClDy...37.2373Z. (ang.).
  133. ↑ Alan Robock. The Latest on Volcanic Eruptions and Climate. „Eos, Transactions American Geophysical Union”. 94 (35), s. 305–306, 2013-08-27. DOI: 10.1002/2013EO350001. Bibcode: 2013EOSTr..94..305R. (ang.).
  134. ↑ F. Gennaretti, D. Arseneault, A. Nicault, L. Perreault i inni. Volcano-induced regime shifts in millennial tree-ring chronologies from northeastern North America. „Proceedings of the National Academy of Sciences”. 111 (28), s. 10077–10082, 2014-06-30. DOI: 10.1073/pnas.1324220111. PMID: 24982132. PMCID: PMC4104845. Bibcode: 2014PNAS..11110077G. (ang.).
  135. 1 2 Guillet i in. 2017 ↓, s. 126.
  136. ↑ Hyung-Gyu Lim, Sang-Wook Yeh, Jong-Seong Kug, Young-Gyu Park i inni. Threshold of the volcanic forcing that leads the El Niño-like warming in the last millennium: results from the ERIK simulation. „Climate Dynamics”. 46 (11–12), s. 3727, 2015-08-29. DOI: 10.1007/s00382-015-2799-3. Bibcode: 2016ClDy...46.3725L. (ang.).
  137. ↑ Megumi O. Chikamoto, Axel Timmermann, Masakazu Yoshimori, Flavio Lehner i inni. Intensification of tropical Pacific biological productivity due to volcanic eruptions. „Geophysical Research Letters”. 43 (3), s. 1185, 2016-02-16. DOI: 10.1002/2015GL067359. Bibcode: 2016GeoRL..43.1184C. (ang.).
  138. ↑ Seong-Joong Kim, Baek-Min Kim. Ocean Response to the Pinatubo and 1259 Volcanic Eruptions. „Ocean and Polar Research”. 34 (3), s. 321, 2012-09-30. DOI: 10.4217/OPR.2012.34.3.305. (ang.).
  139. ↑ Fu i in. 2016 ↓, s. 2859.
  140. ↑ Wade i in. 2020 ↓, s. 26657.
  141. ↑ Wade i in. 2020 ↓, s. 26656.
  142. ↑ Raphael Neukom, Joëlle Gergis, David J. Karoly, Heinz Wanner i inni. Inter-hemispheric temperature variability over the past millennium. „Nature Climate Change”. 4 (5), s. 364, 2014-03-30. DOI: 10.1038/nclimate2174. Bibcode: 2014NatCC...4..362N. (ang.).
  143. 1 2 Newhall, Self i Robock 2018 ↓, s. 575.
  144. 1 2 3 Lavigne i in. 2013 ↓, s. 16746.
  145. 1 2 Mark P. Baldwin, Thomas Birner, Guy Brasseur, John Burrows i inni. 100 Years of Progress in Understanding the Stratosphere and Mesosphere. „Meteorological Monographs”. 59, s. 27.36, 2018-01-01. DOI: 10.1175/AMSMONOGRAPHS-D-19-0003.1. ISSN 0065-9401. Bibcode: 2018MetMo..59...27B. (ang.).
  146. ↑ J. Luterbacher, J. P. Werner, J. E. Smerdon, L. Fernández-Donado i inni. European summer temperatures since Roman times. „Environmental Research Letters”. 11 (2), s. EPSC2016-4968, 2016-02-01. DOI: 10.1088/1748-9326/11/2/024001. Bibcode: 2016EGUGA..18.4968L. (ang.).
  147. ↑ I. Hernández-Almeida, M. Grosjean, R. Przybylak, W. Tylmann. A chrysophyte-based quantitative reconstruction of winter severity from varved lake sediments in NE Poland during the past millennium and its relationship to natural climate variability. „Quaternary Science Reviews”. 122, s. 74–88, Sierpień 2015. DOI: 10.1016/j.quascirev.2015.05.029. Bibcode: 2015QSRv..122...74H. (ang.).
  148. ↑ Andres i Peltier 2016 ↓, s. 5783.
  149. 1 2 Andres i Peltier 2016 ↓, s. 5779.
  150. ↑ R. S. Bradley, H. Wanner, H. F. Diaz. The Medieval Quiet Period. „The Holocene”. 26 (6), s. 992, 2016-01-22. DOI: 10.1177/0959683615622552. Bibcode: 2016Holoc..26..990B. (ang.).
  151. ↑ Kurt Nicolussi, Melaine Le Roy, Christian Schlüchter, Markus Stoffel i inni. The glacier advance at the onset of the Little Ice Age in the Alps: New evidence from Mont Miné and Morteratsch glaciers. „The Holocene”. 32 (7), s. 635, Lipiec 2022. DOI: 10.1177/09596836221088247. ISSN 0959-6836. Bibcode: 2022Holoc..32..624N. (ang.).
  152. ↑ Jomelli i in. 2016 ↓, s. 3.
  153. ↑ Jomelli i in. 2016 ↓, s. 5.
  154. ↑ Zhiyuan Wang, Jianglin Wang, Shijia Zhang. Variations of the global annual mean surface temperature during the past 2000 years: results from the CESM1. „Theoretical and Applied Climatology”. 137 (3–4), s. 8, 2019-01-25. DOI: 10.1007/s00704-019-02775-2. (ang.).
  155. 1 2 Margalef i in. 2018 ↓, s. 4.
  156. ↑ Gifford H. Miller, Áslaug Geirsdóttir, Yafang Zhong, Darren J. Larsen i inni. Abrupt onset of the Little Ice Age triggered by volcanism and sustained by sea-ice/ocean feedbacks. „Geophysical Research Letters”. 39 (2), s. L02708, Styczeń 2012. DOI: 10.1029/2011GL050168. Bibcode: 2012GeoRL..39.2708M. (ang.).
  157. ↑ M. Naulier, M. M. Savard, C. Bégin, F. Gennaretti i inni. A millennial summer temperature reconstruction for northeastern Canada using oxygen isotopes in subfossil trees. „Climate of the Past”. 11 (9), s. 1160, 2015-09-17. DOI: 10.5194/cp-11-1153-2015. Bibcode: 2015CliPa..11.1153N. (ang.).
  158. ↑ The European glacial landscapes from the Late Holocene. W: Vincent Jomelli, David Palacios, Philip D. Hughes, Olivier Cartapanis, Luis M. Tanarro: European Glacial Landscapes. Elsevier, 2024, s. 569. DOI: 10.1016/b978-0-323-99712-6.00025-8. ISBN 978-0-323-99712-6.
  159. 1 2 Dätwyler i in. 2017 ↓, s. 2336.
  160. ↑ Dätwyler i in. 2017 ↓, s. 2321–2322.
  161. ↑ Samuel Z. Mark, Mark B. Abbott, Donald T. Rodbell, Christopher M. Moy. XRF analysis of Laguna Pallcacocha sediments yields new insights into Holocene El Niño development. „Earth and Planetary Science Letters”. 593, s. 7, 2022-09-01. DOI: 10.1016/j.epsl.2022.117657. ISSN 0012-821X. Bibcode: 2022E&PSL.59317657M. (ang.).
  162. ↑ Emile-Geay i in. 2008 ↓, s. 3141.
  163. ↑ Xiaojing Du, Ingrid Hendy, Linda Hinnov, Erik Brown i inni. Interannual Southern California Precipitation Variability During the Common Era and the ENSO Teleconnection. „Geophysical Research Letters”. 47 (1), s. 8, 2020. DOI: 10.1029/2019GL085891. ISSN 1944-8007. Bibcode: 2020GeoRL..4785891D. (ang.).
  164. ↑ Emile-Geay i in. 2008 ↓, s. 3144.
  165. ↑ Sylvia Dee, Kim M. Cobb, Julien Emile-Geay, Toby R. Ault i inni. No consistent ENSO response to volcanic forcing over the last millennium. „Science”. 367 (6485), s. 1477–1481, 2020-03-27. DOI: 10.1126/science.aax2000. ISSN 0036-8075. PMID: 32217726. Bibcode: 2020Sci...367.1477D. (ang.).
  166. ↑ Qing Yan, Robert Korty, Zhongshi Zhang. Tropical Cyclone Genesis Factors in a Simulation of the Last Two Millennia: Results from the Community Earth System Model. „Journal of Climate”. 28 (18), s. 7185, Wrzesień 2015. DOI: 10.1175/jcli-d-15-0054.1. ISSN 0894-8755. Bibcode: 2015JCli...28.7182Y. (ang.).
  167. ↑ E. J. Wallace, J. P. Donnelly, P. J. Hengstum, C. Wiman i inni. Intense Hurricane Activity Over the Past 1500 Years at South Andros Island, The Bahamas. „Paleoceanography and Paleoclimatology”. 34 (11), s. 15–16, 2019-11-27. DOI: 10.1029/2019PA003665. Bibcode: 2019PaPa...34.1761W. (ang.).
  168. ↑ Armand Hernández, Celia Martin-Puertas, Paola Moffa-Sánchez, Eduardo Moreno-Chamarro i inni. Modes of climate variability: Synthesis and review of proxy-based reconstructions through the Holocene. „Earth-Science Reviews”. 209 (103286), s. 20, 2020-10-01. DOI: 10.1016/j.earscirev.2020.103286. ISSN 0012-8252. Bibcode: 2020ESRv..20903286H. (ang.).
  169. ↑ Swingedouw i in. 2017 ↓, s. 41.
  170. ↑ E. Toker, D. Sivan, E. Stern, B. Shirman i inni. Evidence for centennial scale sea level variability during the Medieval Climate Optimum (Crusader Period) in Israel, eastern Mediterranean. „Earth and Planetary Science Letters”, s. 52, Styczeń 2012. DOI: 10.1016/j.epsl.2011.07.019. Bibcode: 2012E&PSL.315...51T.
  171. 1 2 3 Newhall, Self i Robock 2018 ↓, s. 576.
  172. ↑ Nidheesh Gangadharan, Hugues Goosse, David Parkes, Heiko Goelzer i inni. Process-based estimate of global-mean sea-level changes in the Common Era. „Earth System Dynamics”. 13 (4), s. 1423, 2022-10-17. DOI: 10.5194/esd-13-1417-2022. ISSN 2190-4979. (ang.).
  173. ↑ Simon Michel, Didier Swingedouw, Marie Chavent, Pablo Ortega i inni. Reconstructing climatic modes of variability from proxy records using ClimIndRec version 1.0. „Geoscientific Model Development”. 13 (2), s. 852, 2020-03-03. DOI: 10.5194/gmd-13-841-2020. ISSN 1991-959X. (ang.).
  174. ↑ Johan C. Faust, Karl Fabian, Gesa Milzer, Jacques Giraudeau i inni. Norwegian fjord sediments reveal NAO related winter temperature and precipitation changes of the past 2800 years. „Earth and Planetary Science Letters”. 435, s. 91, Luty 2016. DOI: 10.1016/j.epsl.2015.12.003. ISSN 0012-821X. (ang.).
  175. ↑ Karen Luise Knudsen, Longbin Sha, Meixun Zhao, Marit-Solveig Seidenkrantz i inni. East Asian Winter Monsoon Variations and Their Links to Arctic Sea Ice During the Last Millennium, Inferred From Sea Surface Temperatures in the Okinawa Trough. „Paleoceanography and Paleoclimatology”. 33 (1), s. 68, 2018-01-01. DOI: 10.1002/2016PA003082. ISSN 2572-4525. (ang.).
  176. ↑ Sara C. Sanchez, Dillon J. Amaya, Arthur J. Miller, Shang-Ping Xie i inni. The Pacific Meridional Mode over the last millennium. „Climate Dynamics”. 53 (5–6), s. 4, 2019-04-10. DOI: 10.1007/s00382-019-04740-1. ISSN 1432-0894. (ang.).
  177. ↑ Pedro M. Sousa, Alexandre M. Ramos, Christoph C. Raible, M. Messmer i inni. North Atlantic Integrated Water Vapor Transport—From 850 to 2100 CE: Impacts on Western European Rainfall. „Journal of Climate”. 33 (1), s. 267, 2020-01-01. DOI: 10.1175/JCLI-D-19-0348.1. ISSN 0894-8755. Bibcode: 2020JCli...33..263S. (ang.).
  178. ↑ Stevenson i in. 2019 ↓, s. 1535.
  179. ↑ Stevenson i in. 2019 ↓, s. 1548.
  180. ↑ Xuanze Zhang, Shushi Peng, Philippe Ciais, Ying-Ping Wang i inni. Greenhouse Gas Concentration and Volcanic Eruptions Controlled the Variability of Terrestrial Carbon Uptake Over the Last Millennium. „Journal of Advances in Modeling Earth Systems”. 11 (6), s. 1724, 2019-06-19. DOI: 10.1029/2018MS001566. PMID: 31598188. PMCID: PMC6774283. Bibcode: 2019JAMES..11.1715Z. (ang.).
  181. ↑ 12 – Bond events and monsoon variability during Holocene—Evidence from marine and continental archives. W: Upasana S. Banerji, D. Padmalal: Holocene Climate Change and Environment. Elsevier, 2022-01-01, s. 322. DOI: 10.1016/B978-0-323-90085-0.00016-4. ISBN 978-0-323-90085-0. (ang.).
  182. 1 2 Misios i in. 2022 ↓, s. 819.
  183. ↑ Misios i in. 2022 ↓, s. 816.
  184. ↑ Zhangqi Dai, Bin Wang, Ling Zhu, Jian Liu i inni. Atlantic multidecadal variability response to external forcing during the past two millenniums. „Journal of Climate”, s. 7, 2022-09-09. DOI: 10.1175/JCLI-D-21-0986.1. ISSN 0894-8755. Bibcode: 2022JCli...35.4503D. (ang.).
  185. ↑ Sébastien Guillet, Christophe Corona, Markus Stoffel, Myriam Khodri i inni. Reassessing the climatic impacts of the AD 1257 Samalas eruption in Europe and in the Northern Hemisphere using historical archives and tree-rings. „EGU General Assembly 2016”. 18, s. EPSC2016–15250, 2016. Bibcode: 2016EGUGA..1815250G. (ang.).
  186. ↑ Rosanne D'Arrigo, David Frank, Gordon Jacoby, Neil Pederson. Spatial Response to Major Volcanic Events in or about AD 536, 934 and 1258: Frost Rings and Other Dendrochronological Evidence from Mongolia and Northern Siberia. „Climatic Change”. 49 (1/2), s. 243, 2001. DOI: 10.1023/A:1010727122905. Bibcode: 2001ClCh...49..239D.
  187. ↑ Celine Herweijer, Richard Seager, Edward R. Cook, Julien Emile-Geay. North American Droughts of the Last Millennium from a Gridded Network of Tree-Ring Data. „Journal of Climate”. 20 (7), s. 1355, Kwiecień 2007. DOI: 10.1175/JCLI4042.1. ISSN 0894-8755. Bibcode: 2007JCli...20.1353H. (ang.).
  188. ↑ David P. Schneider, Caspar M. Ammann, Bette L. Otto-Bliesner, Darrell S. Kaufman. Climate response to large, high-latitude and low-latitude volcanic eruptions in the Community Climate System Model. „Journal of Geophysical Research”. 114 (D15), s. 19, 2009-08-01. DOI: 10.1029/2008JD011222. Bibcode: 2009JGRD..11415101S. (ang.).
  189. ↑ Ulf Büntgen, Otmar Urban, Paul J. Krusic, Michal Rybníček i inni. Recent European drought extremes beyond Common Era background variability. „Nature Geoscience”. 14 (4), s. 194, Kwiecień 2021. DOI: 10.1038/s41561-021-00698-0. ISSN 1752-0908. Bibcode: 2021NatGe..14..190B. (ang.).
  190. ↑ Büntgen i in. 2022 ↓, s. 543.
  191. 1 2 Alloway i in. 2017 ↓, s. 98.
  192. 1 2 Mutaqin i Lavigne 2019 ↓, s. 2.
  193. ↑ Mutaqin i Lavigne 2019 ↓, s. 4.
  194. ↑ Hamilton 2013 ↓, s. 41.
  195. ↑ Malawani i in. 2022 ↓, s. 8.
  196. ↑ Mutaqin i Lavigne 2019 ↓, s. 9.
  197. ↑ Muhammad Arsyad Nur Kholis, Wahyu Kurnia. Suling Dewa Sebagai Identitas Simbolik Masyarakat Sasak Kuto-Kute di Karang Bajo Bayan Lombok Utara. „Jurnal Kajian Seni”. 8 (1), s. 19, 2021-11-26. DOI: 10.22146/jksks.64498. ISSN 2356-3001. (indonez.).
  198. 1 2 Anthony Reid. Population history in a dangerous environment: How important may natural disasters have been?. „Masyarakat Indonesia”. 39 (2), s. 520, 2017-01-16. ISSN 2502-5694. [zarchiwizowane z adresu]. (ang.).
  199. ↑ Anthony Reid: Building Cities in a Subduction Zone: Some Indonesian Dangers. W: Michelle Ann Miller, Mike Douglass: Disaster Governance in Urbanising Asia. Springer Singapore, 2016, s. 51. DOI: 10.1007/978-981-287-649-2_3. ISBN 978-981-287-649-2. (ang.).
  200. ↑ Malawani i in. 2022 ↓, s. 11.
  201. ↑ Ingimarsson 2024 ↓, s. 5.
  202. ↑ Mutaqin i Lavigne 2019 ↓, s. 7–8.
  203. ↑ Atholl Anderson: The First Migration: Māori Origins 3000 BC – AD 1450. Bridget Williams Books, 2016, s. 18. ISBN 978-0-947492-80-9. (ang.).
  204. ↑ Francis Ludlow. Volcanology: Chronicling a medieval eruption. „Nature Geoscience”. 10 (2), s. 78–79, 2017. DOI: 10.1038/ngeo2881. ISSN 1752-0908. Bibcode: 2017NatGe..10...78L. (ang.).
  205. ↑ Stothers 2000 ↓, s. 363.
  206. ↑ Dendroclimatological evidence for major volcanic events of the past two millennia. W: Rosanne D'Arrigo, Gordon Jacoby, David Frank: Volcanism and the Earth's Atmosphere. T. 139. 2003, s. 259, seria: Geophysical Monograph Series. DOI: 10.1029/139GM16. ISBN 978-0-87590-998-1. (ang.).
  207. 1 2 Ingimarsson 2024 ↓, s. 6.
  208. 1 2 Dodds i Liddy 2011 ↓, s. 54.
  209. ↑ Antonio Vicente Frey Sánchez. ¿Qué puede aportar el clima a la historia? El ejemplo del periodo cálido medieval en el Magreb almorávide y almohade. „El Futuro del Pasado: Revista Electrónica de Historia”. 6 (8), s. 221–266, 2017. DOI: 10.14516/fdp.2017.008.001.008. ISSN 1989-9289. (hiszp.).
  210. ↑ Grillo 2021 ↓, s. 150.
  211. ↑ Guillet i in. 2017 ↓, s. 124.
  212. 1 2 Guillet i in. 2017 ↓, s. 127.
  213. 1 2 Stothers 2000 ↓, s. 366.
  214. ↑ Bufanio 2022 ↓, s. 23.
  215. 1 2 Bufanio 2022 ↓, s. 25.
  216. ↑ Stothers 2000 ↓, s. 364.
  217. ↑ Antonio Vicente Frey Sánchez. Ciudades y poder político en al-Andalus. Una hipótesis sobre el origen de las revueltas urbanas en Murcia en el siglo XIII. „Anuario de Estudios Medievales”. 44 (2), s. 854, 2014-12-31. DOI: 10.3989/aem.2014.44.2.06. ISSN 1988-4230. (hiszp.).
  218. ↑ Ingimarsson 2024 ↓, s. 3, 7, 10.
  219. ↑ Ingimarsson 2024 ↓, s. 16.
  220. ↑ Campbell 2017 ↓, s. 91.
  221. ↑ Bufanio 2022 ↓, s. 27.
  222. ↑ Campbell 2017 ↓, s. 108.
  223. ↑ Campbell 2017 ↓, s. 119.
  224. ↑ Gillingham 2014 ↓, s. 26.
  225. ↑ Robert Speed, David Tickner, Gang Lei: Drought risk management: a strategic approach. UNESCO Publishing, 2016, s. 44. ISBN 978-92-3-100094-2. (ang.).
  226. ↑ Bufanio 2022 ↓, s. 23, 25.
  227. ↑ Bufanio 2022 ↓, s. 26.
  228. ↑ Moglia 2022 ↓, s. 53.
  229. ↑ Dagomar Degroot, Kevin Anchukaitis, Martin Bauch, Jakob Burnham i inni. Towards a rigorous understanding of societal responses to climate change. „Nature”. 591 (7851), s. 545–546, Marzec 2021. DOI: 10.1038/s41586-021-03190-2. ISSN 1476-4687. PMID: 33762769. Bibcode: 2021Natur.591..539D. (ang.).
  230. ↑ Lidia L. Zanetti Domingues. Carestia, maltempo e alleanze politiche: Siena e Manfredi di Sicilia fra 1257 e 1260. „Studi di storia medioevale e di diplomatica”, s. 104, 2022-10-30. DOI: 10.54103/2611-318X/18283. ISSN 2611-318X. (wł.).
  231. ↑ Daniele Bortoluzzi. Bologna e gli Ordinamenta Bladi. „Studi di storia medioevale e di diplomatica”, s. 89, 2022-10-30. DOI: 10.54103/2611-318X/18282. ISSN 2611-318X. (wł.).
  232. ↑ Moglia 2022 ↓, s. 52.
  233. ↑ Moglia 2022 ↓, s. 55.
  234. ↑ Moglia 2022 ↓, s. 58.
  235. ↑ Bertoni 2022 ↓, s. 37.
  236. ↑ Bertoni 2022 ↓, s. 39.
  237. ↑ Grillo 2021 ↓, s. 153.
  238. ↑ Grillo 2021 ↓, s. 154.
  239. ↑ Luongo 2022 ↓, s. 76.
  240. ↑ Luongo 2022 ↓, s. 77.
  241. ↑ Luongo 2022 ↓, s. 63.
  242. ↑ Stothers 2000 ↓, s. 367–368.
  243. ↑ Harrison i Maher 2014 ↓, s. 156–157.
  244. ↑ Harrison i Maher 2014 ↓, s. 180.
  245. ↑ Elena Xoplaki, Dominik Fleitmann, Juerg Luterbacher, Sebastian Wagner i inni. The Medieval Climate Anomaly and Byzantium: A review of the evidence on climatic fluctuations, economic performance and societal change. „Quaternary Science Reviews”. 136, s. 229–252, Marzec 2016. DOI: 10.1016/j.quascirev.2015.10.004. Bibcode: 2016QSRv..136..229X. (ang.).
  246. 1 2 R.G. Matson. The nutritional context of the Pueblo III depopulation of the northern San Juan: Too much maize?. „Journal of Archaeological Science: Reports”. 5, s. 622–624, Luty 2016. DOI: 10.1016/j.jasrep.2015.08.032. ISSN 2352-409X. Bibcode: 2016JArSR...5..622M. (ang.).
  247. ↑ Landscapes, Horticulture, and the Early Chacoan Bonito Phase. W: Thomas C. Windes, Carla R. Van West: The Greater Chaco Landscape. University Press of Colorado, 2021, s. 83. ISBN 978-1-64642-169-5. (ang.).
  248. ↑ Salzer 2000 ↓, s. 308.
  249. 1 2 Salzer 2000 ↓, s. 312–314.
  250. ↑ Pablo Cruz, Thierry Winkel, Marie-Pierre Ledru, Cyril Bernard i inni. Rain-fed agriculture thrived despite climate degradation in the pre-Hispanic arid Andes. „Science Advances”. 3 (12), s. 5, 2017-12-01. DOI: 10.1126/sciadv.1701740. ISSN 2375-2548. PMID: 29279865. PMCID: PMC5738230. Bibcode: 2017SciA....3E1740C. (ang.).
  251. ↑ Guillet i in. 2017 ↓, s. 125.
  252. ↑ Jenkins 2021 ↓, s. 63.
  253. ↑ Aaron Molnar. Felled Forests and Fallowed Fields: Establishing a Narrative of Ecological and Climate Change in Mongol-Era Goryeo. „Seoul Journal of Korean Studies”. 36 (1), s. 225–226, June 2023. DOI: 10.1353/seo.2023.a902140. (ang.).
  254. ↑ Jenkins 2021 ↓, s. 82.
  255. ↑ Bufanio 2022 ↓, s. 22.
  256. ↑ Timmreck i in. 2009 ↓, s. 1.
  257. ↑ Alloway i in. 2017 ↓, s. 96.
  258. ↑ Di Cosmo, Wagner i Büntgen 2021 ↓, s. 92.
  259. ↑ Di Cosmo, Wagner i Büntgen 2021 ↓, s. 97, 100.
  260. ↑ Wainman, Marshall i Schmidt 2024 ↓, s. 960.
  261. ↑ Zhixin Hao, Jingyun Zheng, Yingzhuo Yu, Danyang Xiong i inni. Climatic changes during the past two millennia along the Ancient Silk Road. „Progress in Physical Geography: Earth and Environment”. 44 (5), s. 619–620, 2020-10-01. DOI: 10.1177/0309133319893919. ISSN 0309-1333. Bibcode: 2020PrPG...44..605H. (ang.).
  262. ↑ Fell i in. 2020 ↓, s. 41.
  263. ↑ Fell i in. 2020 ↓, s. 42.
  264. ↑ Wainman, Marshall i Schmidt 2024 ↓, s. 952.
  265. ↑ Fell i in. 2020 ↓, s. 43.

Bibliografia

This article is issued from Wikipedia. The text is available under Creative Commons Attribution-Share Alike 4.0 unless otherwise noted. Additional terms may apply for the media files.